NORTH ATLANTIC OSCILLATION – CONCEPTS AND STUDIES

HEINZ WANNER1,2, STEFAN BRÖNNIMANN1,3, CARLO CASTY1, DIMITRIOS
GYALISTRAS, JÜRG LUTERBACHER1,2, CHRISTOPH SCHMUTZ1, DAVID B.
STEPHENSON4 and ELENI XOPLAKI1,5
1Institute of Geography, University of Bern, Hallerstrasse 12, CH-3012 Bern, Switzerland;
2National Center of Competence in Research (NCCR) in Climate, University of Bern, Erlachstrasse
9a, CH-3012 Bern, Switzerland; 3Lunar and Planetary Laboratory, University of Arizona, 1629 E.
University Blvd, Tucson, Arizona 85721-0092, USA; 4Department of Meteorology, University of
Reading, Earley Gate, PO Box 243, Reading RG6 6BB, UK; 5Department of Meteorology and
Climatology, University of Thessaloniki, GR-540 06, Thessaloniki, Greece
(Received 18 April 2001; Accepted 29 August 2001)

Riassunto. Questo articolo intende fornire una revisione completa degli studi e dei concetti precedenti riguardanti l’Oscillazione del Nord Atlantico. L’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO) e il suo recente omologo, l’Oscillazione Artica/Modo annulare dell’emisfero nord (AO/NAM), sono le modalità di variabilità più evidenti nel clima invernale dell’emisfero nord. La teleconnessione NAO è caratterizzata da uno spostamento meridionale della massa atmosferica sulla zona del Nord Atlantico. Il suo stato è solitamente espresso dalla differenza di pressione atmosferica standardizzata tra l’Alta pressione delle Azzorre e la Bassa pressione dell’Islanda. Questo indice NAO è una misura della forza del flusso occidentale (positivo con forti venti occidentali, e viceversa). Insieme al fenomeno dell’El Niño/Oscillazione Meridionale (ENSO), la NAO è una fonte principale di variabilità stagionale e interdecennale nell’atmosfera globale. Su scale temporali interannuali e più brevi, la dinamica NAO può essere spiegata come una modalità puramente interna di variabilità della circolazione atmosferica. La variabilità interdecennale può essere influenzata, tuttavia, dai processi oceanici e del ghiaccio marino.

Parole chiave: circolazione atmosferica, clima, flusso, Oscillazione del Nord Atlantico. Abbreviazioni: AMO – Oscillazione Multidecadale Atlantica; AO/NAM – Oscillazione Artica (sinonimo di modo annulare dell’emisfero nord, NAM); AOGCM – Modello di Circolazione Generale Atmosfera-Oceano; AOI – Indice di Oscillazione Artica; CCA – Analisi di Correlazione Canonica; ECMWF – Centro Europeo per le Previsioni Meteo a Medio Termine; ENSO – El Niño/Oscillazione Meridionale; EOF – Funzione Ortogonale Empirica; EU – Pattern Eurasiatico; GA – Sopra la Groenlandia; GB – Sotto la Groenlandia; GC – Circolazione del Giro; GCM – Modello di Circolazione Globale; GHG – Gas Serra; GIN Seas – Mari di Groenlandia-Islanda-Norvegia; GR – NAOI grigliato da Luterbacher et al. (1999; 2001a); GSA – Grande Anomalia di Salinità; HU – NAO da Hurrell (1995a); ITCZ – Zona di Convergenza Intertropicale; JO – NAOI di Jones et al. (1997); LO – Indice di Lorenz (Lorenz 1951); MFT – Trasformata di Fourier Multirisoluzione; NAC – Corrente del Nord Atlantico; NAO – Oscillazione del Nord Atlantico; NAOI – Indice di Oscillazione del Nord Atlantico; NCEP/NCAR – Centro Nazionale per la Previsione Ambientale/Centro Nazionale per la Ricerca Atmosferica; NG – Temperatura Norvegia Groenlandia (Wallace 2000); NH – Emisfero Nord; PC – Componente principale della SLP subpolare; PCA – Analisi del Componente Principale; PNA – Pattern Pacifico Nord Americano; PNJ – Getto Polare Notturno; PJO – Oscillazione del Getto Polare Notturno; QBO – Oscillazione Quasi Biennale o Oscillazione Biennale Tropicale; RO – NAOI normalizzato da Rogers (1984); SH – Emisfero Sud; SIC – Concentrazione di Ghiaccio Marino; SLP – Pressione al Livello del Mare; SST – Temperatura della Superficie del Mare; SVD – Decomposizione del Valore Singolare; TAV – Variabilità Atlantica Tropicale; TDS – Corrente di Deriva Transpolare; THC – Circolazione Termoalina; TW – AOI secondo Thompson e Wallace (1998); WA – Atlantico Occidentale; WB – NAOI di Walker e Bliss (1932).

Introduzione Chiunque viva in Europa sa che diversi inverni hanno caratteristiche diverse. Ad esempio, gli inverni tra il 1975 e il 1995 sono stati generalmente miti e c’era poca neve in Europa centrale, mentre negli anni ’60 gli inverni erano spesso freddi e secchi come nel 1963 e a volte sono state osservate grandi quantità di neve (Wanner et al., 1997; Uppenbrink, 1999). I meteorologi direbbero che le temperature dell’aria e le nevicate in entrambi i casi erano correlate alla circolazione atmosferica nel settore del Nord Atlantico-Europeo. Una situazione meteorologica duratura può al massimo caratterizzare un intero inverno, ma cosa fa sì che gli inverni miti o severi tendano ad avvenire in successione? Alcune situazioni meteorologiche potrebbero verificarsi più frequentemente di altre in alcuni anni, e poi il contrario potrebbe verificarsi in altri periodi. Questa domanda è importante non solo per capire il clima, ma suscita anche la speranza di essere in grado di fare previsioni stagionali.

Una di queste modalità che emerge da molte statistiche climatiche è spesso chiamata Oscillazione del Nord Atlantico (NAO; approfondiremo i modi concorrenti e il dibattito in corso nella prossima sezione). La NAO descrive una grande vacillazione meridionale di massa atmosferica tra le regioni del Nord Atlantico dell’anticiclone subtropicale vicino alle Azzorre e il sistema di bassa pressione subpolare vicino all’Islanda.È una fonte principale di variabilità stagionale e interdecennale nella circolazione atmosferica mondiale (Hurrell, 1995a) e rappresenta la più importante “teleconnessione” (alcuni autori preferiscono il termine “schema di anomalia” in questo contesto; Wallace e Gutzler, 1981; Kushnir e Wallace, 1989) dell’area del Nord Atlantico-Europea (Hurrell e van Loon, 1997; Kapala et al., 1998), dove è più pronunciata in inverno. La misura dello stato della NAO, l’Indice di Oscillazione del Nord Atlantico (NAOI) è ampiamente utilizzato come indicatore generale della forza dei venti occidentali sull’est del Nord Atlantico e sull’Europa occidentale e, soprattutto, per il clima invernale in Europa (Hurrell e van Loon, 1997; Wanner et al., 1997; WMO, 1998). Infatti, il NAOI è altamente correlato con una grande varietà di variabili ambientali legate all’atmosfera, principalmente durante la stagione invernale (si veda Dickson et al., 2000 e Souriau e Yiou, 2001, per belle panoramiche). La NAO è un riassunto descrittivo, e di conseguenza la sua definizione precisa dipende dall’approccio statistico utilizzato. Purtroppo, non esiste un NAOI definito in modo univoco, né esiste un modello spaziale unico. Tuttavia, la NAO non è solo il risultato di considerazioni statistiche. Cos’è dietro le statistiche, cos’è dietro la complessa dinamica della NAO? È semplicemente l’espressione dinamica della distribuzione terra-mare e dell’orografia dell’Emisfero Nord (NH) che inevitabilmente deve emergere da qualsiasi statistica sulla circolazione? O è l’espressione di processi dipendenti dal tempo, o entrambi, un risultato di considerazioni spazio-temporali? Il NAOI varia casualmente o è controllato su certe scale temporali? La NAO risponde a forzature applicate da eruzioni vulcaniche, cambiamenti nell’attività solare, gas serra, o semplicemente da temperature oceaniche anomale?Non esiste un unico quadro concettuale che controlli esattamente la NAO. Ci sono visioni alternative; una situazione che caratterizza l’attuale dibattito. Un modello strettamente correlato alla NAO, l’Oscillazione Artica (AO) o la modalità annulare dell’Emisfero Nord (NAM; Thompson e Wallace, 1998; 2001; Wallace, 2000) ha ricevuto recentemente molta attenzione. È definita come la principale EOF dei campi di pressione al livello del mare (SLP) a nord di 20◦ N pesata per area. L’AO ha grandi somiglianze con la NAO per quanto riguarda il suo modello spaziale e le loro serie di indici sono altamente correlate (maggiori dettagli saranno forniti nel Capitolo 6). NAO e AO descrivono lo stesso fenomeno, ma portano a interpretazioni dinamiche diverse (Wallace, 2000). In un recente articolo, Delworth e Dixon (2000) denotano la NAO come la rappresentazione regionale dei maggiori cambiamenti nelle medie latitudini associati all’AO, che si verificano nel settore Atlantico. In questo contributo, ci piacerebbe presentare entrambe le visioni. Tuttavia, poiché esiste il pericolo di essere giudicati dall’uso di un acronimo, vogliamo chiarire che usiamo l’acronimo NAO ogni volta che il fenomeno è citato (per ragioni storiche) e facciamo la distinzione tra NAO e AO/NAM quando discutiamo i concetti dinamici.

La NAO ha ricevuto molta attenzione nella comunità di ricerca sul clima, specialmente negli ultimi anni, e ancor più con la proposta dell’AO/NAM. La questione NAO-AO/NAM rivaleggia con l’oscillazione El Niño/Southern in termini di importanza per la comprensione della variabilità climatica globale (Wallace, 2000). Ricercatori di altri campi hanno iniziato a interessarsi a questo fenomeno, e appare sempre più nei media. Nonostante la mancanza di un concetto unificante, molti studi dettagliati sono stati pubblicati e alcune nuove idee dinamiche sono state sviluppate negli ultimi anni (per una panoramica si veda Greatbach, 2000).

Questo articolo mira a informare una comunità scientifica più ampia e anche i non specialisti interessati sul complesso fenomeno NAO-AO/NAM. La sezione 2 mira a fornire una panoramica sul concetto e la dinamica della NAO o delle modalità correlate. La storia della sua scoperta e ricerca è descritta nella sezione 3. Questa parte dell’articolo è pensata per essere comprensibile anche per i non specialisti menzionati sopra. La dinamica dell’Oscillazione del Nord Atlantico, compresa la loro rappresentazione spaziale, è descritta nelle sezioni 4 e 5, includendo non solo studi osservazionali ma anche teorici e di modellazione. La sezione 6 presenta l’analisi statistica principalmente di due serie temporali degli indici NAO. Questa parte comprende anche uno studio diagnostico dello stato della NAO dal 1659 d.C., compresa un’analisi spettrale. La sezione 7 tratta le tendenze future simulate dell’Oscillazione del Nord Atlantico e Artica (NAO e AO/NAM) nei modelli climatici e i cambiamenti previsti per il futuro. Le conclusioni dal punto di vista del ricercatore e le conseguenze per la nostra comprensione del clima sono fornite nel capitolo 8.

Oscillazione del Nord Atlantico: Il Fenomeno

Le modalità di circolazione come la NAO vengono identificate decomponendo la variabilità spazio-temporale delle variabili atmosferiche in modelli spaziali da un lato, e serie temporali che descrivono la forza dei modelli dall’altro. La decomposizione può essere basata interamente su metodi statistici. Questo è il caso dell’AO. Può anche essere basata su una conoscenza a priori, come la predominanza dell’Alta pressione delle Azzorre e della Bassa pressione islandese per il tempo e il clima in Europa. Questo è il caso della NAO. È da notare che questi non sono gli unici centri d’azione rilevanti per il tempo e il clima europeo. Altre modalità come l’Atlantico Orientale e il Modello Eurasiatico (EU) sono altrettanto importanti (vedi ad esempio, Barnston e Livezey, 1987; Cayan 1992b e Luterbacher et al., 1999).

Prima di entrare nella discussione sui concetti e sullo sfondo dinamico, vorremmo iniziare l’articolo con una breve descrizione della manifestazione spaziale del modello NAO nella distribuzione della pressione al livello del mare e dare un’occhiata all’impatto regionale, ovvero il modello spaziale della relazione di altre variabili climatiche rilevanti (temperatura, precipitazioni) con la NAO.La distribuzione della pressione al livello del mare sopra il Nord Atlantico per la modalità positiva della NAO (NAO+) presenta un’accentuata Bassa pressione islandese e un’Alta pressione delle Azzorre ben sviluppata, associate a correnti occidentali più forti sull’Atlantico orientale e sul continente europeo. La Figura 1a mostra un esempio di un mese (gennaio 1990) con un forte gradiente di pressione tra l’Islanda e le Azzorre, quindi un indice NAO positivo. Nella modalità negativa della NAO (NAO−), un esempio è mostrato in Figura 1b (febbraio 1972), la Bassa pressione islandese e l’Alta pressione delle Azzorre sono piuttosto deboli, dando così origine a correnti occidentali ridotte sull’Atlantico orientale. Si noti tuttavia che, nella modalità negativa della NAO, la distribuzione della pressione non è necessariamente invertita. C’è ancora una Bassa pressione islandese e un’Alta pressione delle Azzorre, ma più deboli del normale. Inversioni complete con una pressione più alta sulla regione islandese rispetto alla regione delle Azzorre in una media mensile (indice NAO estremamente negativo) si verificano molto raramente ma sono particolarmente importanti. Condividono una parte notevole della variabilità interdecadale della temperatura dell’aria in superficie nel settore dell’Atlantico settentrionale (Moses et al., 1987). Un esempio di inversione nella pressione al livello del mare è dato nella Figura 1c (gennaio 1963) che è stata associata a un forte flusso orientale sull’Atlantico orientale. Altri mesi invernali con inversioni tipiche sono stati gennaio 1881 e gennaio 1918.Le fasi positive e negative della modalità NAO sono accompagnate da diversi schemi spaziali di precipitazione. Nella fase positiva (Figura 1d), le precipitazioni sono alte sulla Scozia e sulla Norvegia sudoccidentale. Al contrario, nel caso dell’inversione (Figura 1f), sono state osservate alte quantità di precipitazioni nell’area del Mediterraneo e del Mar Nero (vedi anche Hurrell e van Loon, 1997). Entrambe le fasi della NAO possono essere descritte con un unico pattern di anomalia di segno diverso che deve essere aggiunto alla distribuzione media della pressione al livello del mare e la cui forza può essere misurata. La sezione 3, da un punto di vista storico, e la sezione 6 entreranno in più dettagli riguardo ai diversi indici di Oscillazione del Nord Atlantico e indici correlati. Si noti che gli indici NAO sono di solito definiti come la differenza di pressione normalizzata tra due stazioni nelle vicinanze dell’Alta pressione delle Azzorre e della Bassa pressione islandese. L’indice di Oscillazione Artica è definito come la prima serie temporale di componenti principali dei campi di pressione al livello del mare a nord di 20° N. Non c’è solo una modalità positiva o negativa della NAO, ma anche “tutto” nel mezzo. Ciò significa che la NAO ha piuttosto un continuum di possibili stati piuttosto che un insieme finito di regimi, e una bimodalità nelle diverse serie di indici NAO non è determinabile (vedi Sezione 6).

La Figura 1 illustra la pressione media mensile al livello del mare (SLP) e le precipitazioni per tre mesi distinti: gennaio 1990, febbraio 1972 e gennaio 1963. Questi periodi rappresentano rispettivamente le fasi positiva, negativa e di inversione dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO).

La Figura 1a mostra la SLP per gennaio 1990, un mese caratterizzato da una forte fase positiva della NAO. Durante questo periodo, la Bassa Islandese e l’Alta delle Azzorre sono ben sviluppate, portando a venti occidentali più forti sull’Atlantico orientale e l’Europa.

La Figura 1b mostra la SLP per febbraio 1972, un periodo di fase negativa della NAO. In questo caso, la Bassa Islandese e l’Alta delle Azzorre sono meno pronunciate rispetto alla fase positiva, risultando in venti occidentali ridotti sull’Atlantico orientale.

La Figura 1c presenta la SLP per gennaio 1963, un esempio di una fase molto rara e particolarmente significativa, la fase di inversione. Questo mese era associato a una pressione più alta sulla regione dell’Islanda rispetto alla regione delle Azzorre, portando a un forte flusso di vento da est sull’Atlantico orientale.

Le tre figure che rappresentano le precipitazioni (1d, 1e, 1f) dimostrano come le fasi della NAO si correlino con differenti pattern spaziali di pioggia. La Figura 1d mostra alte precipitazioni sulla Scozia e il sud-ovest della Norvegia durante la fase positiva (gennaio 1990). Al contrario, durante la fase negativa (febbraio 1972), come mostrato nella Figura 1e, c’è molta pioggia nell’area del Mediterraneo e del Mar Nero. La fase di inversione (gennaio 1963), rappresentata nella Figura 1f, mostra un pattern simile a quello della fase negativa.

I dati della SLP sono derivati dai dati di Rianalisi NCEP/NCAR (Kalnay et al., 1996; Kistler et al., 2001), mentre i dati sulle precipitazioni si basano sul lavoro di Hulme (1992).

Quando si effettua una regressione delle serie temporali di pressione al livello del mare (SLP) in ogni punto della griglia su un Indice di Oscillazione del Nord Atlantico (NAOI), il campo risultante dei coefficienti di regressione (spesso chiamato “schema di ampiezza o di regressione” per distinguerlo dal “schema di correlazione”, ovvero il pattern dei coefficienti di correlazione in ogni punto della griglia) non è più influenzato dalla distribuzione media di SLP. Il carattere bipolare della NAO appare molto chiaramente. Questo è mostrato nella Figura 2a per una serie temporale di valori medi invernali di SLP (da dicembre a marzo) utilizzando l’indice invernale NAOI di Hurrell (1995a) dal 1935 al 1999 (basato sulla pressione stazionaria di Lisbona e Stykkisholmur). L’area dei coefficienti negativi si estende sul Nord Atlantico settentrionale, il Bacino Artico e la Siberia settentrionale e un’area strutturata zonalmente di segno opposto appare sopra l’Atlantico centrale e l’area mediterranea. I cambiamenti di pressione più elevati con il cambiamento del NAOI si trovano sopra lo Stretto di Danimarca e l’area a est e a ovest della Penisola Iberica, e non esattamente sopra l’Islanda e le Azzorre.

La figura 2 mostra il modello spaziale della NAO e la sua influenza sulla temperatura e le precipitazioni, definito per la media invernale (da dicembre a marzo);

(a) Anomalie di SPL proiettate sull’indice NAO (NAOI) (Hurrell, in Visbeck et al., 1998).

(b) Cambiamento di temperatura superficiale osservato associato a una deviazione standard del NAOI. Il coefficiente di regressione è stato calcolato per gli inverni del periodo 1935-1996. Le ombreggiature scure (chiare) indicano cambiamenti positivi (negativi) (Hurrell e van Loon, 1997).

(c) Anomalie di precipitazione associate alla NAO; E – P (Evaporazione meno Precipitazione) viene tracciato, calcolato come un residuo del bilancio dell’umidità atmosferica utilizzando le analisi globali ECMWF, per gli inverni ad alto indice NAO meno gli inverni a basso indice (secondo Hurrell, 1995).

I modelli di ampiezza o correlazione per i diversi indici NAO (NAOIs) e i modelli concorrenti appaiono piuttosto simili. La differenza più importante è che nel modello di ampiezza della pressione al livello del mare (SLP) dell’Oscillazione Artica (AO), il centro meridionale di azione si estende più zonalmente verso l’Europa e il Nord America e il centro di azione del Nord Pacifico è più forte, dando un aspetto più “annulare”. Tuttavia, anche l’AO mostra una predominanza della regione Atlantico-Europea (Deser, 2000; Ambaum et al., 2001). Le sottili differenze nei modelli spaziali dei vari indici non sono mostrate qui, si rimanda alle figure nei lavori di Thompson e Wallace (1998; 2000; 2001), Cullen et al. (2000), Deser (2000), Wallace (2000) e Ambaum et al. (2001).

Attraverso la regressione dei campi di temperatura e precipitazione emisferici sullo stesso NAOI, distinguiamo chiari ma diversi modelli spaziali. Il cambiamento di temperatura osservato associato a un cambiamento di una deviazione standard del NAOI (Figura 2b) mostra che la NAO ha un’influenza dominante sulle temperature invernali dell’NH, soprattutto nell’area tra l’America del Nord e l’Eurasia (Hurrell e van Loon, 1997). A sud-ovest dell’Islanda e a est del Golfo di Botnia i cambiamenti sono chiaramente superiori a 1 °C per una deviazione standard. Similmente ai cambiamenti di temperatura, le anomalie di precipitazione relative ai cambiamenti del NAOI (Figura 2c) mostrano l’altalena classica tra la Groenlandia occidentale e la Scandinavia occidentale (van Loon e Rogers, 1978; Hurrell, 1995a). Questa altalena o pendolo è anche ben conosciuto dalle temperature invernali tra la Groenlandia occidentale e l’Europa nord-occidentale (van Loon e Rogers, 1978). Il pendolo oscilla tra “Groenlandia Sopra” (GA) e “Groenlandia Sotto” (GB) temperature invernali normali. Durante la modalità GB (un’espressione della fase positiva di NAO), le temperature nella regione della Groenlandia e in tutta l’Europa meridionale e il Medio Oriente tendono ad essere sotto la media, ma sopra la media negli Stati Uniti orientali e in tutta l’Europa settentrionale (Walker e Bliss, 1932; van Loon e Rogers, 1978; Stephenson et al., 2000). La fase positiva di NAO è anche associata a precipitazioni sopra la norma sull’Europa settentrionale (compresa l’Islanda) e la Scandinavia e precipitazioni sotto la norma sull’Europa meridionale e centrale e il Nord Africa (vedi Figura 1). I modelli opposti di anomalie di temperatura e precipitazione si trovano tipicamente durante le forti fasi negative di NAO nel modo GA (van Loon e Rogers, 1978). Inoltre, le anomalie di precipitazione invernale rappresentano i gradienti nord-sud tra la Groenlandia e le Bermuda, così come tra la Scandinavia e il Mar Mediterraneo.

L’impatto climatico regionale della NAO è stato oggetto di un gran numero di studi dettagliati. Si rimanda il lettore interessato a questi studi, che trattano la correlazione tra la NAO e la distribuzione regionale o continentale di variabili importanti come la temperatura, le precipitazioni o il ghiaccio marino (ad esempio, van Loon e Rogers, 1978; Lamb e Peppler, 1987; Hurrell, 1995a; Hurrell, 1996; Malberg e Bökens, 1997; Rodó et al., 1997; Wanner et al., 1997; Kapala et al., 1998; Koslowski e Glaser, 1999; Osborn et al., 1999; Pozo-Vásquez et al., 2001; Slonosky e Yiou, 2001).

La NAO presenta caratteristiche distinte nell’alta troposfera. Le figure 3a-c mostrano le correlazioni tra il campo di anomalia dell’altezza geopotenziale mensile 3-dimensionale e un NAOI (basato su dati di stazione da Ponta Delgada e Reykjavik; vedere Luterbacher et al., 1999) per i mesi invernali (da novembre ad aprile) dal 1958 al 1997. Dato che in questo caso i mesi invernali sono stati raggruppati in un campione piuttosto che mediati, il ciclo annuale medio a lungo termine dell’altezza geopotenziale è stato rimosso prima dell’analisi. Le correlazioni sono visualizzate al livello di 300 hPa (Figura 3a) e in due sezioni meridionali a 40◦ W (Figura 3b, che rappresenta un taglio attraverso i centri di azione della NAO) e a 10◦ E (Figura 3c, a valle sul continente europeo).

Il modello di correlazione a 300 hPa (Figura 3a) differisce dai modelli di superficie solo in alcuni dettagli. Le strutture della NAO nell’alta troposfera sono spostate leggermente verso ovest. Oltre alla struttura di tipo dipolo, appare una terza caratteristica a latitudini subtropicali (Figure 3a e c), per la quale non esiste una corrispondente firma di superficie, come precedentemente notato da Appenzeller et al. (2000). Le sezioni meridionali rivelano una struttura quasi verticale sopra l’Atlantico del Nord, ma uno spostamento verso nord con l’altezza sull’Europa.

Figura 3. Correlazioni tra le anomalie dell’altezza geopotenziale mensile e la NAOI (a-c) e l’AOI (d-f), rispettivamente, per i mesi da novembre ad aprile 1958 a 1997 (n = 240). (a, d): mappe delle correlazioni a 300 hPa. (b, e): sezione meridionale a 40◦ W. (c, f): sezione meridionale a 10◦ E. I dati sull’altezza geopotenziale provengono dal set di dati di rianalisi NCEP/NCAR (Kalnay et al., 1996; Kistler et al., 2001), AOI da Thompson e Wallace (1998). La NAOI si basa sulla pressione della stazione di Ponta Delgada e Reykjavik (per dettagli vedere Brönnimann et al., 2000).

Le figure 3d-f presentano le correlazioni dell’altezza geopotenziale con l’Indice dell’Oscillazione Artica (AOI). Nella troposfera superiore e nella stratosfera, AO e NAO mostrano strutture simili sull’Atlantico del Nord, ma i campi di altezza geopotenziale rivelano chiaramente correlazioni più alte con l’AOI rispetto alla NAOI sull’Europa e sull’America (vedi anche Thompson e Wallace, 2000). Le correlazioni tra l’altezza geopotenziale sull’Atlantico del Nord e la NAOI invernale e ancor più con l’AOI sono significative fino ai livelli di 100 hPa e 50 hPa; quindi il segnale NAO/AO comprende l’intera troposfera e la stratosfera inferiore di questa regione.

Questa associazione è più forte in inverno, che di conseguenza viene spesso chiamata la “stagione attiva”. A gennaio e febbraio, il segnale NAO è stato persino rilevato nei venti della mesopausa a ∼95 km di altezza (Jacobi e Beckmann, 1999).

Il chiaro segnale nella stratosfera merita ulteriore attenzione, dato che l’accoppiamento stratosfera-troposfera è rilevante per molti processi climatici, come l’influenza climatica solare e vulcanica, la dinamica del sistema interno come il riscaldamento stratosferico improvviso, l’El Niño/Oscillazione Meridionale (ENSO) e l’Oscillazione Quasi Biennale (QBO; Perlwitz e Graf, 1995). Potrebbe essere anche utile per la comprensione della variabilità dell’ozono stratosferico a lungo termine (Appenzeller et al., 2000; Brönnimann et al., 2000). I principali modi di variabilità accoppiata stratosfera-troposfera nell’NH estratti dai campi di altezza geopotenziale tramite la Decomposizione del Valore Singolare (SVD; Baldwin et al., 1994) o l’Analisi della Correlazione Canonica (CCA; Perlwitz e Graf, 1995) rivelano un modello stratosferico che descrive la forza e la posizione del vortice polare e un modello troposferico che assomiglia alla NAO, ma che presenta una struttura più simmetrica zonalmente.

Come menzionato sopra, questo modello è stato successivamente identificato come “Oscillazione Artica” da Thompson e Wallace (1998; 2000; 2001) ed è stato interpretato come la firma di superficie delle modulazioni di forza del vortice polare in alto. Correlare le anomalie mensili di pressione a livello del mare (SLP) dell’emisfero nord con la principale Funzione Ortogonale Empirica (EOF) del livello di 50 hPa dà essenzialmente lo stesso modello (Deser, 2000). Quindi, notiamo che la NAO e AO/NAM sono accoppiate con il vortice polare nella stratosfera. Sull’Atlantico, un modello simile alla NAO si trova anche nella differenza nelle composte di altezza geopotenziale di 1000 hPa tra le fasi di QBO da ovest a est (Baldwin et al., 2001). La sezione 4 approfondirà i dettagli riguardanti l’accoppiamento stratosfera-troposfera.

Per concludere questa sezione sugli aspetti spaziali delle oscillazioni climatiche dell’Atlantico del Nord, notiamo che il modello spaziale della NAO è una pronunciata anomalia di pressione di tipo dipolo sull’Atlantico del Nord e ha modelli associati di anomalie di temperatura e precipitazione sull’Europa, l’Atlantico e persino gli Stati Uniti orientali. Il modello AO è molto simile. Tuttavia, comprende l’intero emisfero extra-tropicale, ma con il segnale più grande sul settore atlantico. Il segnale di entrambi, NAO e AO non è confinato alla superficie, ma raggiunge fino alla media atmosfera.

Storia e Concetti 3.1. RASSEGNA STORICA DEGLI STUDI PRECEDENTI RELATIVI ALLA NAO

In questo capitolo viene esaminata la storia della ricerca sui temi relativi alla NAO. Si può notare che molte delle visioni e dei concetti precedenti risuonano ancora nella ricerca attuale sulla NAO e AO. Per altri aspetti del lavoro precoce, si rimanda il lettore agli articoli originali e alle panoramiche fornite da Wallace (2000) e Stephenson et al. (2000).

L’occorrenza di periodi con inverni miti e rigidi, naturalmente, era chiaramente notata dalle persone molti secoli fa. La prima prova scritta relativa al “fenomeno NAO” risale almeno al XVIII secolo. Come descritto in van Loon e Rogers (1978), il missionario Hans Egede Saabye fece le seguenti osservazioni in un diario che tenne in Groenlandia dal 1770 al 1778: “In Groenlandia, tutti gli inverni sono rigidi, eppure non sono uguali. I Danesi hanno notato che quando l’inverno in Danimarca era rigido, come noi lo percepiamo, l’inverno in Groenlandia a modo suo era mite, e viceversa”. Nel suo libro su “Historie von Grönland”, pubblicato nel 1765, D. Crantz scrisse sull’opposizione degli inverni nelle due regioni. I commercianti e i missionari che visitavano la Groenlandia erano a conoscenza di questa “teleconnessione” tra il clima danese e quello della Groenlandia, anche se non avevano le misure necessarie per ulteriori indagini scientifiche.Nel diciannovesimo secolo, quando divennero disponibili più dati, i climatologi iniziarono a studiare le caratteristiche spaziali della temperatura invernale. Dove (1839; 1841) esaminò circa 60 serie di temperature di lunghezza fino a 40 anni dell’emisfero nord e notò che le anomalie variano in modo più pronunciato tra Est e Ovest rispetto a Nord e Sud. Notò una doppia opposizione delle anomalie di temperatura mensili o stagionali dell’Europa settentrionale rispetto sia all’America del Nord sia alla Siberia, e trovò che questo era in accordo con l’affermazione di Hans Egede Saabye. Hann (1890) illustrò poi l’altalena usando 42 anni di temperature medie mensili da Jakobshavn sulla costa occidentale della Groenlandia (69◦ N, 51◦ W) e Vienna (48◦ N, 16◦ E) in Austria. Studi successivi utilizzarono Oslo, Norvegia (60◦ N, 11◦ E) invece di Vienna. Uno degli stimoli per il lavoro dei meteorologi di quel tempo fu l’esperienza di alcuni inverni anomali freddi in Europa, come l’inverno del 1879/80. Teisserenc de Bort (1883) iniziò a studiare le posizioni dei grandi centri di pressione (definì il termine “centri d’azione”) durante gli inverni anomali. Distinguette cinque tipi di inverni anomali secondo la posizione dell’Alto delle Azzorre e dell’Alto Russo e, in parte, anche del Minimo Islandese. Suggerì che le influenze superficiali (come la copertura nevosa eurasiatica) erano responsabili di questi spostamenti. Petterson (1890) e Meinardus (1898) indagarono l’influenza della Corrente del Golfo sul tempo e sul clima nell’Europa occidentale. Suggerirono che le fluttuazioni interannuali nel sistema della Corrente del Golfo potrebbero essere responsabili degli inverni anomali, e notarono che queste fluttuazioni potrebbero influenzare il tempo in Islanda occidentale e Groenlandia in modo opposto rispetto all’Europa.Tuttavia, l’attenzione della maggior parte dei meteorologi e climatologi di quel periodo era più rivolta alla descrizione dei fenomeni piuttosto che alla comprensione dei processi sottostanti. Verso la fine del secolo, i meteorologi iniziarono a pensare a previsioni stagionali e adottarono un approccio più statistico per studiare il tempo e il clima. Hildebrandsson (1897) tracciò serie di pressione da diversi siti e trovò una distinta relazione inversa tra la pressione in Islanda e nelle Azzorre. Notò anche che le serie dalle Azzorre e dalla Siberia procedevano “parallele”, mentre l’Alaska e la Siberia mostravano un comportamento opposto. Uno stimolo a questo tipo di climatologia “statistica” fu il concetto di correlazione, inventato nel 1877 da Francis Galton, ma pubblicato per la prima volta nel 1888 (cfr. Johnson e Katz, 1998). Walker (1909) ed Exner (1913) furono tra i primi ad applicare questa tecnica in climatologia. Mentre l’obiettivo del lavoro di Walker era la previsione del monsone indiano e le inondazioni del Nilo, l’interesse di Exner era principalmente l’emisfero nord extratropicale.

Ha pubblicato una mappa della correlazione tra le anomalie di pressione mensili al Polo Nord (approssimate dalla media di tre serie dalla Groenlandia, dalla Norvegia settentrionale e dalla Siberia settentrionale, rispettivamente) e circa 50 siti nell’emisfero nord (Figura 4a). Ha sottolineato l’aspetto anulare del pattern e la forte firma nell’area dell’Atlantico del Nord e del Mediterraneo. In effetti, il suo pattern di correlazione è simile a quello dell’AO (Wallace, 2000). D’altra parte, il suo lavoro è rimasto statistico e non ha veramente affrontato i processi fisici dietro il vortice polare.

La Figura 4b mostra la mappa di Exner delle correlazioni delle anomalie di pressione tra Stykkisholmur e circa 70 siti (Exner, 1924). Questo pattern assomiglia più al pattern classico dell’NAO. Walker (1923) ampliò il suo precedente lavoro statistico per includere anche l’area dell’Atlantico del Nord e affrontò l'”Oscillazione Islanda-Azzorre”. Nel suo articolo fondamentale (Walker, 1924), descrisse tre modalità che dominano il clima mondiale e introdusse i termini Oscillazione dell’Atlantico del Nord, Oscillazione del Pacifico del Nord (le due Oscillazioni del Nord) e Oscillazione del Sud. Ha vagamente collegato l’NAO alla Corrente del Golfo e alla dinamica del ghiaccio marino nell’Atlantico del Nord, ma era scettico riguardo alle periodicità di 2 e 4,5 anni dell’estensione del ghiaccio marino al largo dell’Islanda e della pressione dell’Islanda che erano discusse da altri scienziati in quel momento. Parte del genio di Walker nell’isolare le modalità dominanti era il modo in cui espertamente “rifiutava” correlazioni spurie usando test di significatività.

Nello stesso anno, Defant (1924) pubblicò uno studio sulle anomalie mensili del campo di pressione a livello del mare (SLP) sull’Atlantico del Nord. Distingueva due coppie (quattro tipi) di anomalie, dove la prima coppia (83% di tutti i mesi) corrisponde al pattern NAO e la seconda coppia a una forte anomalia a 55° N e una debole anomalia opposta tra 10° e 30° N. Assegnando in modo soggettivo a ogni mese un tipo di anomalia e una forza e applicando un procedimento di ponderazione, era in grado di tracciare serie temporali annuali (Figura 5). Ha collegato questo alle anomalie del gradiente di pressione meridionale medio zonale sull’Atlantico, alle eruzioni vulcaniche, al gradiente di pressione zonale tra l’Europa settentrionale e l’Atlantico del Nord settentrionale, e all’estensione del ghiaccio marino al largo dell’Islanda. Considerava queste variazioni come oscillazioni interne del sistema climatico di periodicità di 3-5 anni che erano disturbate da eruzioni vulcaniche.

Defant (1924) ha anche indicato possibili relazioni tra il clima dell’Atlantico del Nord e il “motore termico” dell’Atlantico tropicale, riprendendo vecchie idee speculative di Shaw (1905) e Hann (1906).

La Figura 4. (a) mostra una mappa della correlazione tra le anomalie mensili di “pressione polare” (media di tre stazioni nel nord della Groenlandia, nel nord della Norvegia e nel nord della Siberia, rispettivamente) e la pressione in circa 50 siti dell’Emisfero Settentrionale dal 1887 al 1906, come riportato nello studio di Exner (1913). Questo modello suggerisce una somiglianza con l’Oscillazione Artica, mostrando un aspetto annulare con una forte firma nell’Atlantico del Nord e nelle aree mediterranee.

(b) La seconda mappa mostra la correlazione tra le anomalie mensili di pressione a Stykkisholmur e la pressione in circa 70 siti durante i mesi invernali (da settembre a marzo) dal 1887 al 1916, secondo Exner (1924). Questo modello assomiglia più strettamente al modello classico dell’Oscillazione dell’Atlantico del Nord (NAO).

Queste mappe sottolineano la relazione spaziale tra le anomalie di pressione in luoghi chiave e i modelli climatici ampi in tutto l’Emisfero Settentrionale. È importante notare che queste relazioni e correlazioni non implicano causalità, ma forniscono informazioni sull’interconnessione globale dei fenomeni climatici.

La Figura 5 mostra una serie di dati dal 1881 al 1905 di diverse variabili tratte dallo studio di Defant (1924).

(a) L’indice di circolazione di Defant, dove i valori negativi corrispondono a un Oscillazione dell’Atlantico del Nord (NAO) positiva. Questo indice riflette la dinamica atmosferica nell’Atlantico del Nord, in particolare la differenza di pressione tra l’Islanda e le Azzorre.

(b) Anomalia percentuale del gradiente di pressione tra 60° a 70° N e 25° a 35° N, mediata da 10° a 60° W. Questo è un modo per quantificare il cambiamento nel flusso atmosferico zonale attraverso l’Atlantico del Nord.

(c) Indice delle eruzioni vulcaniche. Le eruzioni vulcaniche possono avere un impatto significativo sul clima globale iniettando aerosol solforati nell’atmosfera che riflettono la luce solare, raffreddando così la superficie terrestre.

(d) Differenza di pressione tra l’Europa del Nord (0° a 40° E, 60° a 75° N) e l’Atlantico del Nord tra 60° e 70° N (in mm Hg). Questo riflette la differenza di pressione tra due regioni chiave che sono importanti per la dinamica dell’Atlantico del Nord.

(e) Durata della copertura di ghiaccio marino al largo dell’Islanda (in ottavi di un mese). Questa misura riflette i cambiamenti stagionali e interannuali nella copertura di ghiaccio marino, che può avere un impatto significativo sul clima regionale e globale.

Il concetto di Oscillazione dell’Atlantico del Nord (NAO) proposto da Walker divenne molto popolare tra i meteorologi contemporanei e creò la necessità di una misura quantitativa della forza della NAO. Walker e Bliss (1932) costruirono il primo Indice dell’Oscillazione dell’Atlantico del Nord (NAOI) in un procedimento piuttosto complesso e iterativo che coinvolgeva sette serie temporali di dati di temperatura e pressione atmosferica provenienti da Europa e Nord America, utilizzando la seguente formula:

PVienna + TBodö + TStornoway + 0.7PBermuda − PStykkisholmur − PIvigtut − 0.7TGodthaab + 0.7(THatteras + TWashington)/2.

Dove P rappresenta la pressione atmosferica e T rappresenta la temperatura atmosferica media nel periodo invernale da dicembre a febbraio. Le singole serie erano standardizzate per avere deviazioni standard di √20, e i pesi erano scoperti iterativamente. È interessante notare che la serie della pressione delle Azzorre è stata ritenuta un cattivo predittore della NAOI ed è stata esclusa nella procedura. Secondo Wallace (2000), la procedura di Walker e Bliss (1932) può essere considerata un’approssimazione iterativa all’Analisi dei Componenti Principali (PCA).

Ulteriori studi descrittivi sono stati pubblicati negli anni ’30 sul pendolo di temperatura tra il Nord Europa e la Groenlandia (Angström, 1935; Loewe, 1937). All’incirca nello stesso periodo, insieme a un passaggio da una visione descrittiva, statistica della climatologia e meteorologia a un approccio esplicativo, dinamico, furono sviluppati nuovi concetti sulla variabilità del clima nella regione atlantico-europea. Un numero di studi teoricamente motivati sull’interazione della circolazione zonale e dei centri di pressione sono stati pubblicati da un gruppo di meteorologi di spicco come Rossby, Willett, Namias, Lorenz e altri (Lorenz, 1967). Sebbene il miglioramento delle previsioni motivasse lo sfondo di questa ricerca, questi autori si sono concentrati maggiormente sulla dinamica del sistema che governa le equazioni.

Rossby et al. (1939) hanno studiato la struttura e la dinamica delle onde planetarie in presenza di disturbi e hanno dedotto un’influenza della forza della circolazione zonale sul comportamento temporale dei centri quasi stazionari di azione. Per affrontare la circolazione zonale emisferica in presenza di disturbi a turbini incorporati, hanno introdotto un “indice zonale” definito come la differenza media zonale tra la pressione al livello del mare a 55° N e a 35° N. Per Rossby, era chiaro che questo era una misura per la forza del vortice polare nell’atmosfera libera a nord.

In seguito, Rossby e Willet (1948) hanno intensificato i loro studi sul vortice polare e hanno affrontato la questione dell’accoppiamento stratosfera-troposfera. L’indice zonale di Rossby è diventato popolare per un certo periodo, e sono stati condotti studi climatologici sulla circolazione zonale. Namias (1950), con un chiaro orientamento verso il miglioramento delle previsioni, ha riconosciuto l’importanza degli spostamenti latitudinali nel vento zonale medio zonale. Lorenz (1950) ha studiato la variabilità della circolazione media zonale e le oscillazioni nella distribuzione della massa atmosferica. Ha introdotto un nuovo indice, definito come il gradiente di pressione meridionale medio zonale a 55° N. In effetti, all’epoca erano in uso molti diversi indici zonali (Kutzbach, 1970), tuttavia, nessuno di essi è diventato popolare (vedi Wallace, 2000, per una discussione più dettagliata).

Sulla base dell’impressionante studio di Helland-Hansen e Nansen (1920), Bjerknes (1964) ha esaminato l’interazione oceano-atmosfera in relazione alla variabilità del clima dell’Atlantico del Nord. Ha sottolineato il ruolo importante dell’atmosfera per lo scambio di calore e ha discusso in dettaglio le tendenze e le anomalie nelle temperature superficiali del mare (SST) dell’Atlantico indotte dalle sollecitazioni atmosferiche e dalla circolazione oceanica. Bjerknes (1964) ha utilizzato la differenza di pressione tra l’Islanda e le Azzorre come una semplice misura della forza del flusso occidentale. Questo è in effetti un semplice indice dell’Oscillazione dell’Atlantico del Nord, sebbene Bjerknes preferisse il termine “indice zonale”. Un elemento degno di nota di questo lavoro è l’analisi dinamica della variabilità del clima passato (in gran parte basata su studi fatti da Lamb e Johnson, 1959; 1961). Bjerknes ha presentato idee sulla situazione straordinaria nell’Atlantico del Nord dal 1780 al 1820 rispetto all’interazione aria-mare.

Un approccio statistico descrittivo molto utilizzato per isolare i pattern di massima varianza nella circolazione su larga scala è l’Analisi delle Componenti Principali (PCA) del campo di pressione al livello del mare (SLP). Sebbene alcuni lavori fossero stati fatti negli anni ’50 (ad esempio, Lorenz, 1951), fu principalmente Kutzbach (1970) a pionierare l’uso di questo metodo per lo studio delle anomalie di circolazione su larga scala. La PCA fornisce pattern e serie temporali corrispondenti (componenti principali) dei pattern, che possono essere correlati ad altre serie temporali. Molti studi successivi hanno utilizzato con successo lo stesso approccio per SLP e per i campi di altezza geopotenziale: ad esempio, Trenberth e Paolino (1980), Wallace e Gutzler (1981), Barnston e Livezey (1987), Kushnir e Wallace (1989), Cayan (1992a, b), Thompson e Wallace (1998) e Volodin e Galin (1999). Il primo pattern del componente principale in inverno appare relativamente simile in tutti gli studi. Le differenze sono principalmente dovute alla selezione, densità e ponderazione dei punti griglia, oltre che ai componenti principali ruotati o non ruotati.

L’intenzione di questi studi degli anni ’80 era di trovare le modalità dominanti della circolazione atmosferica a bassa frequenza. Wallace e Gutzler (1981) hanno evidenziato l’altalena simmetrica zonalmente, su scala globale, tra le latitudini polari e temperate nell’SLP, così come il pattern più regionale che ricorda i cosiddetti pattern di pressione del Pacifico Nord Americano (PNA) e dell’Atlantico Occidentale (WA) ai livelli medio-troposferici. Applicando tecniche simili a un set di dati di altezza geopotenziale a 700 hPa, Barnston e Livezey (1987) hanno dimostrato che la NAO (Oscillazione dell’Atlantico del Nord) è l’unico pattern di circolazione a bassa frequenza che si trova in ogni mese dell’anno.

Altri studi negli anni ’70 hanno riesaminato l’alternanza delle temperature invernali tra la Groenlandia e l’Europa settentrionale (van Loon e Rogers, 1978; Rogers e van Loon, 1979; Meehl e van Loon, 1979). Hanno trovato correlazioni significative tra la circolazione e le temperature superficiali del mare (SST) e hanno investigato le teleconnessioni con la regione del Pacifico e con il sistema climatico tropicale. Questi studi hanno significativamente “modellato” il concetto attuale della NAO come modalità climatica su larga scala nella regione dell’Atlantico del Nord con importanti impatti sul clima europeo. I nuovi sforzi nel campo della variabilità climatica dell’Atlantico del Nord negli anni ’70 e ’80 sono stati in parte scatenati dalla dominanza della fase positiva della NAO in quel periodo e dalle crescenti richieste di previsioni climatiche stagionali. Questa visione è rappresentata da Lamb e Peppler (1987) che hanno delineato il concetto principale della NAO e lo hanno applicato a un problema climatico regionale, vale a dire alla variazione interannuale delle precipitazioni in Marocco. L’idea di un indice NAO a due punti che cattura i due centri di pressione quasi permanenti dell’Atlantico del Nord, l’Alta pressione delle Azzorre e la Bassa pressione islandese, è stata reintrodotta da Rogers (1984). Egli ha definito l’indice NAO come la differenza nelle serie standardizzate di SLP da Ponta Delgada, Azzorre meno Reykjavik, Islanda.

All’inizio degli anni ’90, la NAO è stata studiata più in dettaglio alla luce delle interazioni oceano-atmosfera. L’indice NAO è stato correlato alle variabilità interdecadali delle anomalie dei flussi di calore latente e sensibile dell’Atlantico del Nord e alla circolazione oceanica (Cayan, 1992a, b; Deser e Blackmon, 1993; Kushnir, 1994). All’incirca nello stesso periodo, i modellisti del clima hanno iniziato a cercare e studiare la NAO nei loro climi simulati dai modelli (Delworth et al., 1993). Negli anni ’90, il numero di articoli scientifici sulla NAO è cresciuto molto rapidamente. La Figura 6 mostra il numero di tutti gli articoli con l’espressione “North Atlantic Oscillation” nel titolo o nei riassunti tra il 1981 e il 2000. L’interesse per la NAO è apparso all’inizio degli anni ’80 (nel 1984 Rogers ha pubblicato il suo articolo sulla NAO). Nel decennio successivo, l’enorme aumento – un piccolo boom della NAO – del numero di articoli pubblicati indica l’interesse crescente per questo argomento, specialmente dopo la pubblicazione di Hurrell nel 1995 (Hurrell 1995a). Nel 2000, sono stati pubblicati 119 articoli sulla NAO stessa, sulla sua influenza e correlazione con altri fenomeni.

Figura 6. Grafico a barre che mostra l’aumento del numero di articoli pubblicati contenenti l’espressione “North Atlantic Oscillation” nel titolo o nel riassunto durante il periodo tra il 1981 e il 2000. Fonte: database bibliografico Web of Science.

Hurrell (1995a) ha investigato l’influenza della NAO sulla variabilità della temperatura e della pressione sul continente europeo su scala interannuale e decennale. Poiché le osservazioni di pressione alle Azzorre risalgono solo a circa un secolo fa, Hurrell ha definito un nuovo indice NAO come la differenza tra la serie standardizzata di pressione della stazione di Lisbona meno quella di Stykkisholmur, in Islanda. Questo indice è diventato l’indice NAO più comunemente utilizzato nella ricerca climatica. Jones et al. (1997) hanno ulteriormente esteso un indice NAO strumentale fino al 1821 utilizzando osservazioni di pressione della stazione da Gibilterra e dalla zona di Reykjavik. Per studiare la variabilità atmosferica a bassa frequenza sull’area atlantico-europea, è necessario estendere l’indice NAO ancora più indietro, nel periodo prestrumentale della Piccola Era Glaciale. Pertanto, un focus della ricerca attuale è ricostruire gli indici NAO utilizzando serie storiche di pressione, temperatura e precipitazione e dati proxy ambientali e documentali (White et al. 1996; Cook et al., 1998; 2001; Appenzeller et al., 1998; Luterbacher, et al., 1999; Cullen et al., 2000; Luterbacher et al., 2001a, tra gli altri). La sezione 6 presenta la nostra nuova ricostruzione dell’indice NAO a risoluzione mensile risalente al 1659 d.C.Il moderno dibattito riguardante la NAO-AO/NAM ha dato luogo a una riflessione più intensa anche sulla definizione di NAO. Prima di tutto, sono state sollevate domande su se abbia senso o meno utilizzare un indice a due punti con posizioni fisse. Da un lato, una definizione a due punti è semplice e facile da applicare. D’altra parte, è ovvio che tecniche statistiche più sofisticate permettono una migliore descrizione spazio-temporale del fenomeno. Utilizzando tecniche EOF, Barnston e Livezey (1987) e Glowienka-Hense (1990) hanno già indicato che i due nodi del dipolo atlantico si spostano con il cambiamento delle stagioni. Wanner et al. (1997) e Portis et al. (2001) hanno studiato questa stagionalità della NAO. Hanno mostrato che entrambi i nodi migrano verso ovest durante l’estate. Recentemente, Cullen et al. (2000) e Luterbacher (2001a) hanno cercato di ottimizzare le ricostruzioni della NAO utilizzando dati multiproxy (vedi anche la Sezione 6.1). Infine, Slonosky e Yiou (2001) hanno cercato di evitare il problema dello spostamento stagionale dei centri di pressione utilizzando due diversi indici a due punti (Ponta Delgada – Reykjavik in estate e Gibilterra – Reykjavik in inverno). Per completare il quadro, bisogna menzionare che Schlesinger e Ramankutty (1994) così come Schlesinger et al. (2000) hanno descritto un’oscillazione nel sistema climatico globale con un periodo di 65-70 anni. Kerr (2000), discutendo l’oscillazione climatica tra una fase fredda e una calda nell’Atlantico del Nord, ha chiamato questo fenomeno Oscillazione Multidecadale Atlantica (AMO).

Cosa ci dice la storia della ricerca sulla variabilità del clima nell’Atlantico del Nord? Innanzitutto, si possono distinguere diverse motivazioni, che ricorrono di volta in volta: l’analisi diagnostica della recente variabilità climatica, l’interesse per i processi che governano il sistema climatico e la sua variabilità interna, la speranza di essere in grado di fare previsioni stagionali e – una motivazione relativamente nuova – l’analisi della variabilità climatica naturale a bassa frequenza (in opposizione a quella antropogenica) utilizzando proxy e modelli climatici. In secondo luogo, i concetti di NAO e AO sono strettamente collegati in una visione storica. Non si sono sviluppati separatamente l’uno dall’altro, né il concetto di NAO è un “incidente storico” (Thompson e Wallace, 1998; Deser, 2000) e il concetto di AO una nuova invenzione. Entrambi i concetti hanno radici nel dibattito storico. In terzo luogo, sin dai tempi di Hildebrandson e Walker, è stata ammessa una debole associazione tra la pressione dell’Atlantico del Nord e quella del Pacifico, ma l’area dell’Atlantico del Nord è stata per lo più considerata come dominante nelle teleconnessioni dell’emisfero settentrionale. Infine, le spiegazioni dinamiche sottostanti per le oscillazioni NAO-AO rappresentano ancora una grande sfida da affrontare per la comprensione della variabilità climatica.

OSCILLAZIONE DELL’ATLANTICO DEL NORD VERSO L’OSCILLAZIONE ARTICA O MODALITÀ ANNUALE DELL’EMISFERO SETTENTRIONALE

Nella loro analisi EOF, Slonosky et al. (1997) hanno indicato l’associazione tra copertura di ghiaccio marino e variazioni di pressione dell’aria. Hanno commentato la natura barotropica di questa oscillazione. Thompson e Wallace (1998; 2000; 2001) hanno determinato il principale EOF dei campi mensili di SLP a nord di 20◦ N pesati per area. Il modello che hanno trovato ha straordinarie somiglianze con la NAO nel settore atlantico, ma è zonalmente più simmetrico con un centro di azione sopra la regione artica e una struttura annulare di segno opposto a medie latitudini. Hanno chiamato questo modello “Oscillazione Artica” per enfatizzare il suo aspetto artico e mostrare la sua somiglianza con il dominante modalità di “Oscillazione Antartica” dell’emisfero meridionale extratropicale (SH) (Thompson et al., 2000). Più recentemente, ora è indicato come il Nord Modalità annulare dell’emisfero (NAM; Wallace, 2000).

Cosa distingue l’AO/NAM dalla NAO? Non tanto il modello spaziale quanto l’interpretazione. Nel quadro della NAO, la distribuzione della pressione (principalmente a livello di superficie) sull’Atlantico, cioè l’Alto Azzorre e il Basso Islandese, è l’attore principale. Il segnale medio zonale evidente nelle statistiche è semplicemente un’impronta dell’Atlantico. Di conseguenza, si cercano possibili fattori di guida nella regione dell’Atlantico del Nord che coinvolgono la dinamica dell’oceano e del ghiaccio marino.

Nella visione più generale dell’AO, l’attore principale è la circolazione zonale e il segnale atlantico è una modifica regionale del segnale zonale primario. La struttura barotropica equivalente e la dinamica della atmosfera superiore, cioè il vortice polare, appare come una forzatura più allettante in questo quadro. Secondo Deser (2000), l’aspetto annulare dell’AO è causato dal centro di azione artico, mentre non c’è un comportamento coordinato dei centri di azione dell’Atlantico e del Pacifico.

Ambaum et al. (2001) mostrano che la NAO riflette le correlazioni tra la variabilità della pressione di superficie in tutti i suoi centri di azione, mentre questo non è il caso per l’AO. La pressione media mensile di superficie nel Pacifico e nell’Atlantico non è significativamente correlata eppure entrambe le località hanno grandi valori di carico nel modello AO. L’unica correlazione significativa tra i centri di azione nel modello AO è tra l’Islanda e le Azzorre (Ambaum et al., 2001). In questo senso, gli autori concludono che quest’ultimo non è una struttura di covarianza e affermano l’interpretazione possibile che l’AO è un artefatto non locale della PCA.Per approfondire le differenze tra NAO e AO, potrebbe essere utile studiare l’anomalia durante un mese in cui i diversi NAOI e l’AOI erano molto distanti. La Figura 7 mostra il campo SLP (grezzo in Figura 7a e anomalie in Figura 7b) dalla climatologia del 1961 al 1990 di un tale mese (Agosto 1976). Il NAOI di Hurrell (Lisbona meno Stykkisholmur) era -2.7, un NAOI su griglia (65° N/20° W–60° N/15° W meno 40° N/30° W–35° N/25° W) era -4.5, il NAOI di Jones (Gibilterra meno Reykjavik) era -3.5, e il NAOI basato su Ponta Delgada e Reykjavik (Luterbacher et al., 1999) era -4.2. Sebbene ci siano già considerevoli discrepanze all’interno dei diversi NAOI per questo mese particolare, tutti concordano sul fatto che il gradiente di pressione meridionale sull’Atlantico era fortemente ridotto. Al contrario, l’AOI ha un valore chiaramente positivo (+0.9). Come si può spiegare questo? Se si considera la NAO come un fenomeno regionale del Nord Atlantico e l’AO come un modello zonale emisferico, si presumerebbe un’anomalia maggiore in una regione diversa dal Nord Atlantico. Tuttavia, come si può vedere in Figura 7b, questo non è il caso. C’è la firma di un forte vortice polare, ma c’è anche un’anomalia negativa nella regione delle Azzorre. La caratteristica più notevole è la pronunciata anomalia di alta pressione sul Mare del Nord, dall’Irlanda alla Norvegia.L’oscillazione del Nord Atlantico o l’oscillazione artica sono attualmente oggetto di dibattito sull’interpretazione (Deser, 2000; Wallace, 2000; Ambaum et al., 2001). A lungo termine, siamo certi che questo dibattito risulterà fruttuoso per la nostra comprensione del sistema climatico. Tuttavia, nella discussione attuale si pone la domanda: è la NAO obsoleta? Non crediamo che la NAO sia obsoleta. L’AO è una costruzione statistica, risultante da un’analisi EOF (Ambaum et al., 2001). Se fosse collegata a un meccanismo distinto, allora l’ipotesi sarebbe che l’effetto di diversi processi sul campo delle anomalie SLP sarebbe strettamente indipendente (ortogonale), il che non è ragionevole. L’AOI è una misura derivata statisticamente. Principalmente a causa delle sue dimensioni, spiega più della variabilità della temperatura dell’emisfero settentrionale rispetto alla NAOI. L’AOI cattura la maggior parte della variabilità della distribuzione SLP e ha tendenze più forti correlate con quelle di molti fenomeni ambientali rispetto alla NAOI. Ma l’AO è quindi più vicino ai “meccanismi di guida” rispetto alla NAO? Non necessariamente. Al contrario di Wallace (2000), non crediamo che si debba scegliere tra i due. Piuttosto, il concetto di AO ha aperto gli occhi di molti ricercatori a non trascurare la troposfera superiore e la stratosfera e a considerare la circolazione zonale su scala emisferica e l’energetica e la dinamica dietro di essa, mentre il concetto di NAO ha spinto gli scienziati a riflettere sull’interazione oceano-atmosfera e a cercare cause per la variabilità climatica a bassa frequenza.

Figure 7. La distribuzione del livello di pressione del polo nord extratropicale emisferico. (a) dati grezzi, (b) anomalia rispetto al periodo 1961-1990, nell’agosto 1976.

Aspetti Dinamici dell’NAO Questa Sezione discuterà i diversi possibili meccanismi per l’NAO. In primo luogo, si pone la domanda se l’indizio possa essere trovato semplicemente nell’atmosfera o meno. In secondo luogo, viene affrontata l’influenza dell’oceano, incluso l’importante processo dinamico legato alle interazioni oceano-atmosfera all’interno della regione atlantica. Gli aspetti riguardanti l’influenza della circolazione termoalina (THC) e la variabilità della temperatura della superficie del mare (SST) nell’area dell’Atlantico tropicale vengono anche discussi in questa Sottosezione. Una terza Sottosezione, centrata sul problema dell’acqua dolce nell’area subpolare e polare, coinvolge il ghiaccio marino polare, il rapporto tra evaporazione e precipitazioni e la deflussione dalle grandi masse terrestri settentrionali verso il bacino dell’Oceano Artico. Il pionieristico articolo sulle interazioni SST-SLP è stato pubblicato da Bjerknes (1964). Analizzando le anomalie di SST e SLP, egli arrivò alla conclusione che la variabilità interannuale dell’SST è principalmente guidata da cambiamenti nel flusso di calore dall’atmosfera, ma che la dinamica oceanica (in particolare il trasporto di calore) svolge un ruolo fondamentale nel controllo delle SST su scale temporali pluri-decennali. In generale, è importante sottolineare che molti dei problemi discussi sono ancora molto controversi e aperti a molti dibattiti. Pertanto, la domanda cruciale su quanto l’NAO sia l’espressione di un regime climatico (Palmer, 1999), che a sua volta è il risultato di una singola forzatura climatica, o di un certo mix o cocktail di diversi fattori di forzatura (naturali e/o antropogenici), non viene affrontata in questo articolo di revisione.

L’NAO, UN FENOMENO PURAMENTE ATMOSFERICO? Si pone la domanda se l’NAO potrebbe essere un fenomeno atmosferico naturale non forzato o meno. James e James (1989) hanno identificato una modalità a lungo termine capace di creare variabilità a bassa frequenza, basata esclusivamente su retroazioni non lineari all’interno dell’atmosfera. Inoltre, Barnett (1985) e Marshall et al. (1997) hanno dimostrato che è possibile riprodurre fluttuazioni simili all’NAO con modelli di circolazione generale atmosferica (GCM), che sono forzati con SST non variabili nel tempo. La preoccupazione osservativa per il tempo e il clima dell’Atlantico Nord solleva la vecchia domanda se l’esistenza e la disposizione spaziale dell’NAO sia in qualche misura una media aggregata del comportamento sinottico atmosferico costituito da sistemi di bassa pressione in movimento verso est-nordest all’interno dell’onda quasi stazionaria a valle delle Montagne Rocciose e del Nord America. Dal punto di vista dell’NAO come manifestazione regionale dell’AO, la firma dell’onda planetaria incorporata nell’AO è indotta dall’advezione orizzontale della temperatura come conseguenza della perturbazione del flusso medio zonale e delle forti fonti locali e i pozzi di calore, cioè i contrasti terra-mare (Thompson e Wallace, 1998; 2000; 2001). In questo contesto, sarebbe particolarmente interessante stimare l’influenza dinamica della Groenlandia, ad esempio in due esperimenti numerici con e senza considerazione degli effetti dinamici della massa terrestre della Groenlandia (K. Fraedrich, comunicazione personale). Inoltre, Hurrell (1995b) così come Limpasuvan e Hartmann (1999) hanno discusso il ruolo che i flussi di eddy transienti e stazionari giocano per il mantenimento delle diverse fasi del fenomeno NAO-AO/NAM. De Weaver e Nigam (2000) hanno mostrato che le interazioni tra le anomalie del flusso zonale medio e gli eddy climatologici contribuiscono in modo dominante al mantenimento delle onde stazionarie dell’NAO.Una delle ipotesi attualmente discusse riguarda il collegamento tra la circolazione troposferica e stratosferica. Perlwitz e Graf (1995) così come Kodera et al. (1996; 1999) e un gran numero di riferimenti recenti indicano il collegamento statistico tra la forza del vortice polare stratosferico invernale e la circolazione troposferica sopra l’Atlantico Nord. Durante gli inverni con un vortice polare stratosferico anomalamente forte, l’NAO tende ad essere nella sua fase positiva. Gli attori principali in questo meccanismo sono le onde planetarie che si propagano verticalmente originarie dalla troposfera e la circolazione zonale al livello della tropopausa e nella stratosfera. A una certa altitudine queste onde si rompono, la loro energia si dissipa e interagisce con il flusso medio. Secondo Perlwitz e Graf (1995), il vento zonale stratosferico inferiore e il suo gradiente verticale influenzano la propagazione verso l’alto delle onde planetarie. Si presume generalmente che il forte vortice di ponente in inverno fornisca una guida d’onda per un’efficiente propagazione verso l’alto delle onde troposferiche e quindi un’associazione tra la stratosfera e la troposfera (“stagione attiva”). Secondo Kodera e Kuroda (2000), la circolazione può essere forzata in modo simile all’AO mediante la propagazione verso il basso delle anomalie del vento zonale medio zonale dalla stratosfera (tipicamente in febbraio, marzo) così come dalle onde troposferiche (all’inizio dell’inverno). L’oscillazione lenta del vento zonale medio zonale nella stratosfera, l’Oscillazione del Getto Polare notturno (PJO) agisce come un precondizionatore e un feedback. Kodera et al. (1999) indicano anche il fatto interessante che, prima dei primi anni ’70, gli indici NAO e Polar Night Jet (PNJ) variavano quasi indipendentemente, mentre di recente mostrano una variabilità simile.

Il collegamento tra stratosfera e troposfera non è limitato a brevi scale temporali. Perlwitz et al. (2000) hanno studiato la dinamica del vortice polare in un’integrazione a lungo termine di un modello climatico e hanno trovato due modalità climatiche quasi stabili che possono essere descritte come uno stato di vortice debole e uno stato di vortice forte. Entrambe le modalità sono correlate a diversi meccanismi di accoppiamento stratosfera-troposfera. Il clima della seconda metà del ventesimo secolo, in questo quadro, ha mostrato maggiori somiglianze con lo stato di vortice debole.

I meccanismi di accoppiamento tra la stratosfera e la troposfera offrono una piattaforma per possibili spiegazioni dei controlli stratosferici sul clima (includendo l’NAO): QBO, ciclo solare (Labitzke e van Loon, 1995), vulcanismo esplosivo (Robock e Mao, 1992; Robock, 2000), riduzione dell’ozono e riscaldamento globale indotto dai gas serra (GHG) (Graf et al., 1998). Sebbene sembri che l’atmosfera reagisca in modo simile all’AO ad alcuni di questi forzamenti, non si è raggiunto un accordo finale su quanto la stratosfera stia controllando attivamente il comportamento a lungo termine dell’NAO o dell’AO (Baldwin e Dunkerton, 1999; Kuroda e Kodera 1999; Thompson e Wallace, 2000; 2001; Thompson et al., 2000). Altri scienziati, tuttavia, non credono in un controllo stratosferico della variabilità del clima. Nonostante l’immagine sempre più dettagliata che abbiamo delle relazioni statistiche tra circolazione stratosferica e troposferica, la domanda più fondamentale rimane irrisolta: qual è la direzione di causa ed effetto e qual è il feedback (vedi anche Deser, 2000)?

SULLA DINAMICA DELL’NAO NEL BACINO DELL’ATLANTICO DEL NORD

Secondo la sottosezione precedente, si potrebbe sostenere che l’accoppiamento dinamico con l’oceano e il ghiaccio marino non sarebbe necessario per comprendere la dinamica dell’NAO. Sulla base delle scoperte di Bjerknes (1964) e sui progressi della conoscenza relativi al fenomeno ENSO, è necessario considerare l’accoppiamento dinamico, specialmente su scale temporali più lunghe. A differenza dell’ENSO, che è un fenomeno tropicale piuttosto disposto zonalmente, il sistema NAO si estende dall’Oceano Atlantico tropicale al bacino polare con il suo sistema di ghiaccio marino. La sua estensione spaziale è chiaramente più piccola e deve essere influenzata anche da processi globali al di fuori dell’area atlantica (Hurrell, 1996). Questo è un motivo importante per la complessità dell’NAO e della sua dinamica. Siamo quindi ancora lontani dal raggiungere un consenso sui processi responsabili della variabilità spazio-temporale dell’NAO osservata su diverse scale temporali, in particolare nel range interdecadale.

Cerchiamo prima di dare, nelle sottosezioni seguenti, una breve panoramica sui possibili processi rilevanti per la generazione della variabilità del sistema centrato sull’NAO all’interno dell’Oceano Atlantico del Nord, compreso l’Atlantico tropicale e il bacino polare del nord. Non siamo in grado di discutere in modo esteso tutti i processi rilevanti responsabili della generazione di variabilità a breve e lungo termine del sistema accoppiato oceano-ghiaccio marino-atmosfera nell’area atlantica. Non dividiamo intenzionalmente le sottosezioni relative a diverse scale temporali o tra modellazione e osservazioni. Cerchiamo piuttosto di differenziare tra alcuni fenomeni dinamici o processi, che sono importanti per la dinamica dell’NAO e quindi collegati a specifiche regioni.

FORZATURA ATMOSFERICA RELATIVA ALL’NAO DELL’OCEANO

Se seguiamo il concetto di Bjerknes (1964) sulla dipendenza della scala temporale dall’interazione aria-mare nell’Atlantico del Nord, dobbiamo considerare prima le interazioni unidirezionali tra atmosfera e oceano, e poi guardare a modi complessi accoppiati rilevanti per l’NAO. Su scale temporali interannuali, i risultati osservativi dimostrano che le anomalie atmosferiche potrebbero essere in grado di forzare le variazioni nell’oceano attraverso flussi di calore anomali e mescolamento superficiale (Wallace et al., 1990; Zorita et al., 1992). Hasselmann (1976) e Frankignoul e Hasselmann (1977) sono stati in grado di spiegare questo ruolo attivo dell’atmosfera con il quadro di un modello climatico stocastico. In questo modello, il rumore del tempo, che di solito rappresenta spettri bianchi, è integrato dal molto più lento reagire dell’oceano, portando a spettri che sono essenzialmente rossi fino alle frequenze dove il sistema è stabilizzato da alcuni meccanismi di feedback interni. Successivamente, Frankignoul et al. (1997) hanno esteso il modello climatico stocastico a scale temporali decennali. Tuttavia, Stephenson et al. (2000) hanno dimostrato che lo spettro di potenza dell’NAO ha sempre più potenza alle basse frequenze di quanto ci si aspetterebbe dal rumore rosso, a causa della dipendenza a lungo raggio nella serie temporale.

Häkkinen (1999), basandosi su una simulazione del modello oceanico di 43 anni (1951-93), ha dimostrato che la cella di sovrapposizione meridionale e il trasporto di calore devono essere guidati dal flusso di calore correlato all’NAO. Tsimplis e Josey (2001) hanno riscontrato che il rafforzamento dell’NAO dagli anni ’60 agli anni ’90 spiega una parte significativa della riduzione del livello del Mare Mediterraneo in questo periodo. Il collegamento sorge dagli effetti combinati delle anomalie di pressione atmosferica e dei cambiamenti nell’evaporazione e nelle precipitazioni.

In uno studio recente, Eden e Jung (2000) hanno studiato come la circolazione dell’Atlantico del Nord risponde a un forzamento dell’NAO su scale temporali interdecennali. Hanno scoperto che gli sviluppi osservati e modellati delle anomalie SST interdecennali durante i periodi 1915-1939 e 1960-1984 contro l’influenza di smorzamento locale dell’NAO possono essere ricondotti alla risposta ritardata (10-20 anni) della THC dell’Atlantico del Nord e la forza del giro subpolare alla variabilità interdecennale dell’NAO. Questo aspetto deve essere ulteriormente discusso quando si guardano le modalità accoppiate. In conclusione, l’NAO influenza l’Oceano Atlantico inducendo cambiamenti sostanziali nei modelli di vento superficiale, alterando così lo scambio di calore e acqua dolce alla superficie dell’oceano, e influenzando le circolazioni termalina e dei vortici orizzontali (GC) (Hurrell et al., 2001)

La domanda su come le temperature superficiali del mare (SST) dell’Atlantico Nord possano influenzare l’atmosfera, e quindi la struttura e la dinamica dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO), è molto importante. Frankignoul (1985) ha dimostrato che le anomalie delle SST forzate dall’atmosfera vengono smorzate dai flussi di calore turbulenti in superficie, che a loro volta influenzano lo strato limite atmosferico.

Diversi ricercatori hanno investigato gli impatti della struttura dell’oceano superiore sulla circolazione atmosferica in inverno o primavera (ad esempio, Ratcliffe e Murray, 1970; Palmer e Sun, 1985). Insieme a Barnston e Livezey (1987), Peng e Mysak (1993), e Peng et al. (1995), Palmer e Sun (1985) hanno dimostrato che le SST fortemente anomale vicino alla costa di Terranova sono significativamente correlate alle anomalie della circolazione atmosferica. Questo collegamento indica un modello meridionale con anomalie positive della pressione al livello del mare (SLP) sull’Atlantico Nord (nell’ombra della “piscina” calda, per così dire) e valori negativi sull’Europa nord-occidentale.

Czaja e Frankignoul (1999) hanno ulteriormente mostrato che anomalie significative della circolazione atmosferica sono collegate alle precedenti anomalie delle SST dell’Atlantico Nord. Per esempio, un segnale sulla Labrador Sea nord-occidentale a fine primavera è associato alla modalità dominante della variabilità delle SST durante l’inverno precedente, e un segnale simile alla NAO all’inizio dell’inverno è connesso alle anomalie delle SST a est di Terranova e nell’Atlantico Nord subtropicale orientale durante l’estate precedente. Questo suggerisce un’interazione complessa e bidirezionale tra l’oceano e l’atmosfera nella regione dell’Atlantico Nord, dove i cambiamenti in uno possono guidare i cambiamenti nell’altro.

Rodwell et al. (1999) e Mehta et al. (2000) hanno utilizzato lunghe serie temporali di temperature superficiali del mare (SST) e copertura del ghiaccio marino per forzare un insieme di integrazioni di modelli generali di circolazione atmosfera-oceano (AOGCM) con l’obiettivo di esaminare la prevedibilità dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO) e Oscillazione Artica (AO) in inverno. Hanno scoperto che gli indici NAO medi dell’insieme del modello si correlano molto meglio con gli indici NAO osservati rispetto a una tipica integrazione individuale. Rodwell et al. (1999) sostengono che le caratteristiche delle SST vengono “comunicate” all’atmosfera attraverso processi di evaporazione, precipitazione e riscaldamento atmosferico che portano a cambiamenti di temperatura, precipitazioni e turbolenza su Europa.

Tuttavia, Bretherton e Battisti (2000) hanno utilizzato un modello semplice per spiegare i risultati di Rodwell et al. (1999) e Mehta et al. (2000) come dovuti al modo artificiale in cui tali modelli atmosferici sono forzati dall’oceano. Hanno forzato un’interazione lineare modello atmosfera/oceano con variabilità stocastica atmosferica ad alta frequenza e dimostrato, nonostante l’abilità di retroproiezione, che la prevedibilità utile, associata con anomalie delle SST delle medie latitudini, è limitata a una o due stagioni.

Utilizzando il modello GCM atmosferico dell’Università della California, Robertson et al. (2000) hanno investigato l’influenza delle anomalie delle SST dell’Atlantico sulla circolazione atmosferica sopra il Nord Atlantico durante l’inverno. Tra gli altri risultati, hanno scoperto che le fluttuazioni interannuali nella NAO simulata erano significativamente correlate con le anomalie delle SST sopra l’Atlantico Sud tropicale e subtropicale.

Dinamiche dell’Atlantico Tropicale e Subtropicale e loro relazione con la NAO

Negli ultimi anni, le relazioni tra le dinamiche nell’Atlantico tropicale e subtropicale e la NAO hanno assunto maggiore importanza. Nobre e Shukla (1996) e Black et al. (1999) hanno sottolineato la fluttuazione covariante tra le temperature superficiali del mare (SST) dell’Atlantico tropicale e i venti alisei. Insieme a Enfield e Mayer (1997), hanno mostrato che venti alisei sud-orientali più forti del normale nell’Emisfero Sud sono associati a anomalie negative delle SST e viceversa. Chang et al. (1997) hanno dimostrato che il flusso di calore superficiale svolge un ruolo attivo nell’Atlantico tropicale.

Tuttavia, è discutibile se la correlazione nel dipolo decennale – con un altalena tra anomalie negative delle SST nell’Emisfero Sud e anomalie positive delle SST a nord della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) – sia altamente significativa o meno (Houghton e Tourre, 1992). Diversi studi indicano la possibilità che la variabilità climatica e la posizione dell’ITCZ nell’Oceano Atlantico tropicale sia sensibile alle differenze delle SST attraverso l’equatore (Hastenrath e Heller, 1977; Folland et al., 1991; Servain, 1991; Chang et al., 1997). Il dipolo potrebbe anche influenzare le precipitazioni su parti del Sud America (Moura e Shukla 1981) e la regione del Sahel (Lamb e Peppler, 1991). La variabilità della NAO sembra essere accoppiata agli alisei nord-orientali e alle SST nell’Emisfero Nord (vedi Figura 8).

Di recente, George e Saunders (2001) hanno dimostrato che la modalità dominante della variabilità della velocità del vento nei tropici invernali è rappresentata dalla NAO. Hanno anche mostrato che l’indice NAO invernale determina i livelli di precipitazioni mensili in tutto il nord dei Caraibi nell’anno successivo. In futuro, sarà necessario condurre più studi sulla diretta accoppiamento tra la NAO e il sistema Atlantico tropicale SST-SLP-vento-precipitazione (Venegas et al., 1997; Tourre et al., 1999).

In una serie di esperimenti di modellazione, Sutton et al. (2001) hanno mostrato che il pattern a tripolo delle SST dell’Atlantico del Nord induce una risposta significativa dell’atmosfera sia sull’Atlantico tropicale che sulle medie-alte latitudini. La risposta a bassa latitudine è forzata dalle anomalie delle SST a bassa latitudine, ma la risposta ad alta latitudine è influenzata dalle anomalie delle SST extra-tropicali così come da quelle nei tropici.

Figura 8. Influenza dell’ENSO e meccanismi importanti della Variabilità Tropicale dell’Atlantico (da Chang, adattato da Visbeck et al., 1998).

NAO, Circolazione Termoalina, Circolazione del Gyre e Modi Accoppiati Bjerknes (1964) sottolineava l’importanza della dinamica oceanica nel controllo delle temperature superficiali del mare (SST) su scale temporali interdecadali. Pertanto, è altrettanto importante considerare queste dinamiche e i modi accoppiati se si vuole capire la variabilità della NAO a lungo termine. Eden e Jung (2000) hanno mostrato che la relazione tra la forzante locale da parte della NAO e le anomalie di SST osservate su queste scale temporali sottolinea l’importanza di queste dinamiche oceaniche per la generazione delle SST studiate. In particolare per l’interpretazione della variabilità climatica decennale e pluridecennale, le dinamiche sia della THC che della GC devono essere comprese e considerate negli studi di retroazione atmosfera-oceano. Relativamente alla dinamica della variabilità interdecadale, Latif (1998) afferma che alcuni modelli accoppiati oceano-atmosfera presentano spettri rossi relativamente senza caratteristiche in alcune quantità chiave oceaniche, ma altri modelli simulano oscillazioni interdecadali, con picchi spettrali statisticamente significativi sovrapposti allo sfondo rosso. Qui possiamo solo fare riferimento a poche pubblicazioni selezionate che sono importanti per la comprensione del fenomeno NAO sulla scala temporale interannuale e pluridecennale.Cayan (1992b) ha concluso che i modi dominanti di circolazione atmosferica producono anomalie su scala di bacino dei flussi di calore latente e sensibile sui mari del Nord. Stagionalmente, nelle regioni extra-tropicali, il trasferimento di calore sensibile e latente dall’oceano all’atmosfera è più importante in autunno e inverno, quando i gradienti verticali di umidità e temperatura vicino alla superficie sono più grandi e la velocità del vento è più alta (vedi anche Wilby et al., 1997). Il modo dominante in inverno è una zona calda tra 40° N e 60° N e una zona fredda tra 20° N e 40° N, o viceversa. Inoltre, le SST sono correlate negativamente con i venti occidentali sovrastanti, e soprattutto, le zone calde nell’oceano Atlantico settentrionale portano a un indebolimento ben marcato o al blocco del flusso zonale occidentale (Deser e Blackmon 1993; Kushnir 1994; Battisti et al., 1995). Di recente, Sutton et al. (2001) hanno esaminato il feedback dall’atmosfera sul tripolo di SST dell’Atlantico, che è la prima EOF della variabilità delle SST invernali (Cayan, 1992a, b). Hanno scoperto che l’atteso feedback negativo è significativamente modificato a basse latitudini dalla risposta dinamica dell’atmosfera. Deser e Blackmon (1993) hanno dimostrato che le SST invernali, il ghiaccio marino e le fluttuazioni atmosferiche sopra il giro subpolare, cambiano sincronicamente su una scala temporale decennale (10-15 anni), e Kushnir (1994) ha mostrato che i cambiamenti decennali nelle SST e SLP sopra i giri subtropicali e subpolari dell’Atlantico segnano le interazioni accoppiate oceano-atmosfera. Hansen e Bezdek (1996) così come Molinari et al. (1997) hanno utilizzato la variabilità della temperatura sottomarina, che è meno contaminata dal rumore rispetto alle SST più stocasticamente forzate, per studiare le relazioni tra la GC oceanica su scala decennale e la NAO. Hanno generalmente confermato i risultati di Deser e Blackmons (1993).Latif e Barnett (1996) e Grötzner et al. (1998) hanno dimostrato che le anomalie del contenuto di calore sottosuperficiale nell’Atlantico centrale del Nord sono il risultato di un aumento della GC subtropicale dell’oceano, che trasporta acqua tropicale più calda verso il polo. L’atmosfera risponde con una circolazione atmosferica anticiclonica e un indebolimento dell’attività del percorso della tempesta. Un’altra spiegazione importante del comportamento oscillatorio a lungo termine della NAO si basa sulla dinamica della THC. Se la THC è anomala forte, le SST mostrano anomalie positive, la NAO si rafforza, i flussi d’acqua dolce al largo di Terranova e del Mare di Groenlandia sono più forti e la salinità negativa della superficie del mare – trasportata dal giro subpolare – potrebbe raggiungere la regione attiva convettiva a sud della Groenlandia e quindi potrebbe iniziare un attenuamento della THC. Questo indebolimento riduce il trasporto di calore verso il polo e la formazione di anomalie negative delle SST e completa l’intero ciclo con una durata di circa 35 anni (Timmermann et al., 1998). A causa dell’incremento del ciclo dell’acqua dolce con più precipitazioni nel bacino dell’Atlantico del Nord, la maggior parte dei recenti modelli accoppiati oceano-atmosfera diagnostica effettivamente una riduzione della THC, ma l’entità varia notevolmente (Manabe e Stouffer, 1993; Stocker e Schmittner, 1997; Rahmstorf, 1999). In una recente pubblicazione, Delworth e Dixon (2000) hanno descritto i risultati di esperimenti con un modello accoppiato oceano-atmosfera. Hanno mostrato che l’indebolimento della THC sopra menzionato potrebbe essere ritardato di diversi decenni in risposta a una tendenza al rialzo sostenuta nell’AO/NAO durante l’inverno (come è stato osservato negli ultimi 30 anni). I forti venti correlati alla NAO+ estraggono più calore dall’oceano, e l’oceano superiore più fresco e denso contrasta l’indebolimento della THC precedentemente descritto.Altri risultati di modelli accoppiati (Delworth et al., 1993; Delworth et al., 1997) hanno mostrato che la THC ha un’oscillazione irregolare con una scala temporale di circa 40-60 anni che coinvolge interazioni su larga scala tra acqua dolce artica e esportazione di ghiaccio. L’oscillazione irregolare sembra essere guidata da anomalie di densità nella regione di affondamento della THC. I pattern spaziali connessi delle anomalie delle SST mostrano una somiglianza con un pattern di variabilità interdecadale osservata nell’Atlantico del Nord (Kushnir, 1994; vedi sopra). Queste anomalie delle SST inducono anomalie di temperatura dell’aria di superficie sull’Atlantico del Nord, l’Artico e l’Europa nord-occidentale (Delworth et al., 1993). Tuttavia, i meccanismi che causano un feedback delle variazioni della THC all’atmosfera non sono ben compresi. In particolare, non è noto quali percorsi di propagazione all’interno dell’oceano siano più rilevanti, e quali fattori determinino la scala temporale delle oscillazioni accoppiate. Una domanda importante, ma difficile, è come THC, GC e NAO influenzino il sistema della Corrente del Golfo/Corrente dell’Atlantico del Nord (NAC) (e viceversa). Negli ultimi tre decenni (1966-1996), la posizione latitudinale media annuale della Corrente del Golfo è stata chiaramente correlata con la dinamica della NAO. Gli indici positivi della NAO favoriscono un percorso più a nord della Corrente del Golfo, con un ritardo temporale di circa 2 anni (Taylor e Stephens, 1998).Questo ritardo temporale potrebbe essere associato al tempo di adattamento di questo ramo della circolazione oceanica. Più della metà della variabilità interannuale nella posizione del sistema di flusso può essere spiegata. La parte non spiegata può essere attribuita all’ENSO nel Pacifico, con la Corrente del Golfo spostata a nord a seguito degli eventi ENSO. Questo fornisce un collegamento tra gli eventi nel Pacifico equatoriale e la circolazione e le condizioni meteorologiche dell’Atlantico del Nord (Taylor et al., 1998; vedi anche Capitolo 4.3). Joyce et al. (2000) hanno ipotizzato che il segnale SST prodotto dagli spostamenti latitudinali della Corrente del Golfo potrebbe influenzare la posizione della traccia delle tempeste invernali extratropicali e quindi la NAO. Di recente, Frankignoul et al. (2000) hanno investigato la relazione di causa ed effetto tra la posizione della Corrente del Golfo (derivata dall’altimetro Topex/Poseidon) e i cambiamenti nel SLP, nello stress del vento di superficie e nelle SST per il periodo 1992-1998. Questo periodo di alto indice NAO è uno di escursione verso nord senza precedenti della Corrente del Golfo nei 45 anni di registrazioni, con la Corrente del Golfo 50-100 km a nord della sua posizione media climatologica (Frankignoul et al., 2000). Hanno trovato un segnale dominante di spostamento verso nord (verso sud) dell’asse della Corrente del Golfo da 11 a 18 mesi dopo che la NAO ha raggiunto una fase più positiva (negativa). Si vede anche un riscaldamento (raffreddamento) delle SST che raggiunge il picco a nord della Corrente del Golfo che precede gli spostamenti latitudinali (Frankignoul et al., 2000). Ci sono prove che le anomalie delle SST dell’Atlantico del Nord hanno un’influenza sulla NAO, ma gli spostamenti della Corrente del Golfo sembrano non avere un impatto diretto sulla circolazione atmosferica su larga scala (Frankignoul et al., 2000).Più recentemente, quattro altri studi (Christoph et al., 2000; Häkkinen et al. 2000; Seager et al., 2000; Marshall et al., 2001) si sono occupati della comprensione della variabilità climatica dell’Atlantico del Nord a bassa frequenza, soprattutto su scala decennale, studiando fenomeni accoppiati oceano-atmosfera. I loro risultati riflettono nuovamente la complessità dei processi dinamici sottostanti. Due lavori (Häkkinen, 2000; Marshall et al., 2001) riferiscono dell’esistenza di modalità accoppiate, includendo l’influenza di GC e THC. Gli altri due (Christoph et al., 2000; Seager et al., 2000) non sono riusciti a trovare un’indicazione chiara che mostra che i trasporti oceanici potrebbero significativamente anticipare o ritardare le SST tipiche o i flussi di superficie. Infine, Hastenrath e Greischar (2001) hanno analizzato dati di reanalisi tra il 1958 e il 1997. Hanno dimostrato, per la fase NAO, che l’indebolimento dell’Alta pressione delle Azzorre comporta venti alisei più lenti che attraverso la ridotta evaporazione e l’agitazione del vento favoriscono una superficie marina più calda e i venti di ponente a latitudine media più lenti che attraverso il ridotto trasporto di Ekman portano a acque più fredde sul lato polare dell’asse anticiclonico. Allo stesso modo, la circolazione ciclonica indebolita attorno al Minimo islandese favorisce una superficie marina più calda. Queste anomalie delle SST vengono poi trasferite all’atmosfera sovrastante.

Influenza della Circolazione dell’Oceano Artico e Dinamiche del Ghiaccio Marino sulla NAO È ampiamente noto che le dinamiche all’interno del bacino polare influenzano anche quelle dell’oceano dell’Atlantico del Nord e dell’atmosfera sovrastante. L’interesse per questi fenomeni è cresciuto notevolmente dopo il periodo 1968-1982, quando è stata osservata e analizzata un’ampia dolcificazione delle acque del giro subpolare, la cosiddetta Grande Anomalia di Salinità (GSA) (Dickson, 1988; Mysak et al., 1990). Dickson et al. (1988), Aagard e Carmack (1989) così come Walsh e Chapman (1990) hanno evidenziato la significativa influenza del flusso di acqua dolce dai continenti nel bacino polare, che può essere un fattore critico nel determinare il tasso di convezione profonda nell’Atlantico del Nord a alte latitudini e influenzare la circolazione termoalina (Broecker et al., 1985; Aagard e Carmack, 1989; Stocker e Mysak, 1989). Questi flussi di acqua dolce sono anche collegati con le quantità di evaporazione meno precipitazioni su Nord America settentrionale e Eurasia, e quindi, con la portata dei grandi fiumi, come Ob, Jenisej, Lena e McKenzie che sfociano nel bacino polare (Peng e Mysak, 1993). Durante la GSA, è stata osservata una grande pozzanghera d’acqua dolce nell’Oceano Atlantico del Nord settentrionale (Dickson et al., 1988). Walsh e Chapman (1990) riferiscono che la THC è stata quindi chiaramente ridotta. Al contrario, è stata probabilmente intensificata durante gli anni ’20 e i primi anni ’60 (Deser e Blackmon, 1993). Successivamente, nei primi anni ’80, le SST nell’Atlantico del Nord hanno subito di nuovo grandi fluttuazioni, la cosiddetta “GSA più piccola” (Reverdin et al., 1997).

Diversi autori hanno iniziato a esaminare possibili modalità accoppiate con importanti meccanismi di feedback. Mysak e altri (1990) hanno descritto un ciclo di feedback negativo per l’Atlantico subpolare del Nord, collegando la ciclogenesi artica, la precipitazione, la deflussione, la salinità, l’estensione del ghiaccio marino, la stabilità oceanica, il ribaltamento convettivo, il trasporto di calore oceanico verso il polo e il flusso di calore nell’atmosfera nell’Artico: I periodi con anomalie positive della temperatura della superficie del mare (SST) nel Mare di Labrador sono collegati a una pressione atmosferica superiore alla norma sopra la Groenlandia e quindi a un basso islandese climatologico più debole. Una pressione atmosferica più alta sulla Groenlandia porta a un flusso di ghiaccio e acqua dolce superiore alla norma attraverso lo stretto di Fram nel Mare di Groenlandia (Aagard e Carmack, 1989; Power e Mysak, 1992) e quindi a un’anomalia di salinità negativa che viene convogliata intorno alla girandola subpolare nel Mare di Labrador. A causa dell’indebolimento del Basso Islandese, le tracce delle tempeste vengono deviate a sud della loro posizione normale, e l’indice NAO sta diminuendo. È particolarmente interessante che questo collegamento con la dinamica NAO corrisponda a una scala temporale decennale. Wohlleben e Weaver (1995) hanno presentato un ciclo di feedback simile, iniziando con la convezione profonda nel Mare di Labrador e non dipendendo dalla ciclogenesi dei mari di Groenlandia-Islanda-Norvegia (GIN) e dalla deflussione del fiume Mackenzie per spiegare l’esportazione di ghiaccio attraverso lo stretto di Fram. Basandosi su calcoli del modello di ritardo Booleano, hanno proposto un periodo di 21 anni per un ciclo del loro ciclo di feedback. Basandosi su 40 anni di dati sulla concentrazione di ghiaccio marino (SIC) e sui dati di pressione a livello del mare (SLP), Mysak e Venegas (1998) hanno presentato un nuovo ciclo di feedback per l’interazione atmosfera-ghiaccio-oceano nell’Artico. Inizia con un’anomalia del SIC nel mare di Groenlandia-Barents e segue – oltre alla sua forte relazione con la dinamica NAO – una scala temporale di circa un decennio. Inoltre, Koslowski e Loewe (1994) e Koslowski e Glaser (1999) hanno dimostrato che le serie storiche del volume di ghiaccio accumulato nell’area nel Mar Baltico occidentale sono negativamente correlate con un indice invernale NAO temporalmente corrispondente.

Una serie di studi moderni ha cercato di esaminare in modo più dettagliato questi meccanismi. Slonosky e altri (1997) hanno utilizzato l’analisi EOF per investigare la relazione tra la copertura di ghiaccio marino (SIC), la pressione atmosferica al livello del mare (SLP) e le variazioni di temperatura. Il primo EOF del SIC invernale è associato al GSA tra il 1968 e il 1982. La correlazione tra questo EOF 1 del ghiaccio e i campi di anomalia atmosferica è più alta se questo EOF 1 precede l’anomalia atmosferica di un anno. Yi e altri (1999) hanno scoperto che è l’NAO piuttosto che l’AO a essere più fortemente accoppiato alla variabilità del ghiaccio marino. Deser e altri (2000) hanno studiato le tendenze tra 40 anni di serie di SIC e dati di ri-analisi per l’inverno e l’estate. Hanno dimostrato che i grandi cambiamenti di temperatura dell’aria superficiale e SLP, che assomigliano strettamente all’NAO, sono associati ai modelli dominanti di variabilità del ghiaccio marino invernale.

Recentemente, Dickson e altri (2000) hanno studiato la complessa risposta dell’Artico ai cambiamenti annuali e di periodo più lungo nell’NAO durante l’inverno. Si sono concentrati sul periodo del dopoguerra che include il registro strumentale più completo e contiene il più grande cambiamento di bassa frequenza direttamente registrato nell’attività NAO. Questo cambiamento è stato accompagnato da un’intensificazione della traccia di tempesta attraverso i mari nordici, un aumento radicale della convergenza del flusso di umidità atmosferica e delle precipitazioni invernali nel settore studiato, un aumento della quantità e della temperatura dell’afflusso d’acqua atlantica verso l’oceano artico, una diminuzione dell’estensione tardiva del ghiaccio marino in tutto il subartico europeo e – almeno temporaneamente – un aumento del flusso annuale di volume di ghiaccio dallo Stretto di Fram.

Vinje (2001) ha anche dimostrato che l’estensione del ghiaccio marino nei mari nordici misurata ad aprile è diminuita di circa il 33% negli ultimi 135 anni. Quasi la metà di questa riduzione è stata osservata nel periodo ∼1860-1900. La correlazione tra la circolazione invernale scalata NAO e la successiva estensione del ghiaccio ad aprile nei mari nordici era fortemente negativa, mentre diventava positiva per il Mare di Terranova-Labrador. Come menzionato in precedenza, il clima in inverno – soprattutto nelle aree subpolari e polari – non può essere diagnosticato solo sulla base dei processi legati all’EOF principale di SLP (AO/NAM o NAO). Skeje (2000) ha scoperto che il secondo EOF a nord del 30° N, con il suo centro d’azione più prominente sulla regione di Barents (chiamata “Oscillazione di Barents”), ha una alta correlazione temporale con la perdita di calore sensibile dei mari nordici e corrisponde bene alle anomalie della temperatura dell’aria superficiale eurasiatica.

Infine, si può chiedere se il picco spettrale dell’NAO, osservato a circa 6-10 anni (Hurrell e van Loon, 1997; vedi anche le figure 10 e 13), sia almeno in parte correlato a un tale processo. Venegas e Mysak hanno utilizzato un approccio di decomposizione del valore singolare del dominio di frequenza (Mann e Park, 1999) per analizzare quasi 100 anni di dati sul ghiaccio marino e SLP. Hanno trovato quattro segnali dominanti con periodi di circa 6-7, 9-10, 16-20 e 30-50 anni. Il loro studio ha rivelato splendidamente la complessità dei processi coinvolti, che sono fortemente legati alla dinamica NAO e AO (soprattutto sulla scala temporale di 9-10 anni)

Influenza da Fuori del Bacino Atlantico e Possibili Correlazioni con Altri Fenomeni L’influenza delle anomalie delle SST (temperatura della superficie del mare) nell’Atlantico tropicale sull’atmosfera tropicale ed extratropicale è stata brevemente discussa in una sottosezione precedente. È evidente che la dinamica dell’NAO (Oscillazione del Nord Atlantico) non può essere pienamente compresa se non si tengono in considerazione l’energetica a scala globale, in particolare i flussi di calore nell’area del Pacifico (Bjerknes 1966). Una questione correlata di interesse riguarda le correlazioni tra l’NAO (o l’AO/NAM) e altre teleconnessioni. Inoltre, si pone la questione di come il sistema del Pacifico sia collegato ai processi nell’Atlantico tropicale (ad esempio, attraverso l’influenza dell’ENSO; Hastenrath et al., 1987).

Sulla base di simulazioni ad alta risoluzione con il modello dell’atmosfera e dell’oceano accoppiati del Centro Europeo/Hamburg (ECHAM/OPYC), Latif et al. (2000) e Timmermann et al. (1999) affermano che un clima più caldo, con un passaggio verso condizioni permanenti di El Niño, aumenta l’esportazione di acqua dolce dall’Atlantico verso altri bacini oceanici. Schmittner et al. (2000) supportano questa ipotesi utilizzando due set di dati di rianalisi (Appenzeller et al., 2000). La figura 8 indica possibili collegamenti tra ENSO e NAO che possono essere trasmessi sia tramite l’oceano che tramite l’atmosfera. In inverno, il modello di teleconnessione PNA è chiaramente associato alle anomalie delle SST del Pacifico tropicale nel senso che l’indice PNA ha la tendenza ad essere positivo durante gli eventi caldi (Wallace e Gutzler, 1981; Kushnir e Lau, 1992; Leathers e Palecki, 1992). La figura 8 punta anche al già menzionato possibile accoppiamento tra l’NAO e l’Oceano Atlantico tropicale.

Rogers (1984) ha studiato l’associazione tra l’NAO e l’ENSO nell’emisfero nordico (NH). Ha scoperto che entrambe le teleconnessioni sono associate a significative differenze di pressione al livello del mare (SLP) su gran parte del NH, ad eccezione della Siberia e dell’America del Nord occidentale. Nei 80 inverni con dati disponibili, l’apparizione simultanea dei due modi sembra avvenire solo per caso. Fraedrich (1994) ha sottolineato l’importante fatto che il “livello di rumore” può quasi completamente nascondere le teleconnessioni atmosferiche. Pertanto, devono essere utilizzate statistiche condizionali per rilevare possibili meccanismi fisici. Ha dimostrato che, per l’inverno, una risposta regionale diventa evidente nella forma di Grosswetter ciclonico (flusso su larga scala) e una rotta più settentrionale della traccia della tempesta per gli eventi ENSO caldi al culmine degli episodi, e Grosswetter anticiclonico con un’orientazione più zonale per gli eventi freddi.

Esiste ancora un forte interesse per la firma dell’NAO su scala continentale sul campo di pressione, e per la sua relazione statistica con le tracce delle tempeste. Serreze et al. (1997) hanno presentato una climatologia del Minimo Islandese. Hanno mostrato che l’attività ciclonica durante la fase NAO+ degli anni recenti è aumentata solo all’interno della regione a nord del 60° N. Rogers (1997) ha studiato l’associazione della variabilità della traccia delle tempeste dell’Atlantico Nord con l’NAO e la variabilità climatica generale in Europa settentrionale. Ha dimostrato che il legame delle tracce delle tempeste con le anomalie di SLP a bassa frequenza nell’estremo Atlantico nord-orientale è chiaramente più forte di quello con l’NAO. Questo mostra ancora una volta che altri modi, come l’EU (Barnston e Livezey, 1987; Luterbacher et al., 1999), sono rilevanti anche per determinare il comportamento delle tempeste.

Utilizzando la regressione lineare multivariata, Hurrell (1996) ha dimostrato che quasi tutto il raffreddamento invernale nel nord-ovest dell’Atlantico e il riscaldamento in Europa e a valle sull’Eurasia dal metà degli anni ’70 è dovuto a cambiamenti nell’NAO, con l’NAO che spiega il 31% della varianza interannuale della temperatura emisferica in inverno su 60 inverni (1935-1994). Utilizzando indici NAO più lunghi, Osborn et al. (1999) mostrano che il 31% della varianza spiegata si riduce a zero nel periodo 1895-1920 ed è circa il 25% nel periodo 1851-1894. Recentemente, Hoerling et al. (2001) hanno presentato prove che il cambiamento climatico dell’Atlantico del Nord dal 1959 è legato a un riscaldamento progressivo delle SST tropicali, in particolare sopra gli oceani Indiano e Pacifico. Pertanto, l’intero tropico, non solo il settore atlantico, deve essere considerato se si vuole comprendere la variabilità climatica dell’Atlantico del Nord.

In conclusione, l’NAO può essere considerata un fenomeno fortemente determinato dai processi atmosferici naturali. In ogni caso, molti studi che trattano l’interazione atmosfera-oceano-ghiaccio marino dimostrano che esistono interazioni unidirezionali o modi accoppiati, soprattutto su scala decennale. Il loro influsso potrebbe essere piuttosto debole se una certa anomalia (ad esempio, un modello di SST), non è estremamente forte e persistente. Inoltre, molti processi sono ancora sconosciuti. Anche se il potenziale di previsione della variabilità dell’NAO sembra essere molto più piccolo rispetto al caso, ad esempio, dell’ENSO (Hurrell et al., 2001), c’è la speranza che la prevedibilità possa derivare dall’influsso di lenti cambiamenti nell’oceano o da fattori esterni come l’aumento dei livelli di gas serra.

Struttura Spaziale dell’NAO

La figura 9 tenta di visualizzare la struttura spaziale delle due fasi (positiva e negativa) o stati dell’NAO con i suoi principali componenti del sistema oceano-atmosfera-ghiaccio marino. È stata costruita sulla base di una revisione estesa della letteratura disponibile e su discussioni con diversi ricercatori. Si noti che la figura è schematica in molte delle strutture rappresentate. Inoltre, suggerisce che le due fasi o stati del modo NAO siano statici, quasi stabili, e mostrino una distribuzione di frequenza bimodale irreale. Questo è una forte semplificazione e in parte errato perché l’NAO è un fenomeno intermittente, non ha frequenze preferite eccetto forse a bassa frequenza (Stephenson et al., 2001), e a causa del suo carattere intermittente, non risiede in soli due stati quasi stabili (vedi anche le figure 10 e 11).

Come menzionato sopra, le due fasi o stati dell’NAO (Figure 9a e b) sono correlati alle espressioni spesso utilizzate “tipo di circolazione ad indice alto e basso”, anche se questo termine è normalmente utilizzato per fenomeni atmosferici ad alta frequenza lungo i venti occidentali di media latitudine (Namias, 1950). Si possono distinguere i seguenti componenti:

• Due zone con temperature oceaniche anomale si trovano a est/sudest della Groenlandia e a ovest del Nord Africa (entrambe con anomalie negative nella fase NAO+, e anomalie positive nella fase NAO-). Altre due zone con anomalie di temperatura contrastanti esistono sul Bacino Nord Americano e attorno al Canale della Manica (Cayan, 1992a,b; Kushnir, 1994; Becker e Pauly, 1996).
• Oltre alle interazioni con l’atmosfera, le quattro zone interagiscono con (o sono il risultato di) la circolazione nell’oceano, cioè il giro subtropicale e il giro subpolare, la Corrente del Golfo, la Corrente del Medio Atlantico e la Corrente Norvegese Occidentale (McCartney e Talley, 1984; Spall, 1996a,b; McCartney, 1997; Kerr, 1997; Sutton e Allen, 1997). Il sistema di circolazione oceanica subtropicale e di media latitudine è anche collegato al bacino polare – vale a dire attraverso la Corrente del Labrador e la Corrente di Deriva Transpolare (Walsh e Chapman, 1990) – e la formazione e distribuzione del ghiaccio marino. Durante la fase NAO+, il Mare del Labrador è coperto da ghiaccio marino (mantenendo una forte convezione profonda; Marshall et al., 1993), la Corrente del Labrador si estende molto a sud e il trasporto di acqua e ghiaccio marino lungo la Corrente di Deriva Transpolare a est della Groenlandia sta diminuendo. Durante la fase NAO-, il Mare del Labrador è aperto (con una convezione profonda diminuita) il trasporto di ghiaccio marino e acqua attraverso lo Stretto di Fram diventa più forte con un NAO in aumento (Wohlleben e Weaver, 1995; Kwok e Rothrock, 1999).

Lo scambio aria-mare e le correnti superficiali dell’oceano al confine tra le medie latitudini e il bacino polare sono influenzati dalla configurazione della pressione atmosferica sopra la Groenlandia. Nella fase NAO+, il gradiente di temperatura tra la Groenlandia e la fresca superficie oceanica a sud è minore. Pertanto, la divergenza del flusso sulla Groenlandia è molto più piccola rispetto alla modalità negativa e la pressione dell’aria tende ad essere bassa, influenzando nuovamente la Corrente del Labrador e la Corrente di Deriva Transpolare.

• I flussi di energia e massa verso e da le superfici di mare e ghiaccio influenzano la pressione atmosferica e i sistemi di vento dai livelli atmosferici inferiori a quelli superiori. Nella fase NAO+, la Bassa Islandese e l’Alta delle Azzorre sono ben sviluppate, con nuclei di pressione anomala bassa e alta rispettivamente. Questa configurazione di pressione porta a forti gradienti di pressione e rafforza i venti occidentali e i venti alisei. L’asse dei venti occidentali si orienta da sudovest a nordest e si sposta verso il nord. Nella fase negativa, si osservano effetti opposti, con l’asse dei venti occidentali chiaramente zonale e posizionato più a sud.
• La configurazione descritta dei sistemi di pressione influisce sui percorsi delle tempeste (Lau, 1988; Rogers, 1997; Serreze et al., 1997) e, quindi, sul trasporto di calore e umidità verso il continente europeo (Hurrell, 1995a; Halpert e Bell, 1997). Nella fase NAO+ con un asse del getto più a nord, si osserva un clima invernale umido e caldo in Scandinavia, mentre prevalgono condizioni fresche e secche nel sud Europa e nel nord Africa. Quasi le condizioni opposte prevalgono durante la fase NAO-.

L’alternanza tra le due fasi NAO influisce sul clima della Siberia settentrionale e dell’America in modo diverso: nella fase NAO+, la Siberia settentrionale è più umida e il Canada settentrionale è più secco. Questo influisce sulla portata dei grandi fiumi in entrambe le aree e modifica l’equilibrio dell’acqua dolce del bacino polare, e quindi lo scambio d’acqua con le medie latitudini (Peng e Mysak, 1993; Clark et al., 1999).

• Le salinità lungo i due rami di afflusso (flusso attraverso il Mare di Barents e la Corrente di Spitzbergen Ovest) sembrano essere diminuite man mano che l’NAO è evoluta dai suoi valori negativi negli anni ’60 ai suoi valori altamente positivi negli anni ’90, un fatto che è coerente con l’aumento dell’accesso di acqua dolce, l’aumento del flusso di volume di ghiaccio marino dall’Artico e la riduzione del ghiaccio marino totale in questo periodo (Dickson et al., 2000).

Infine, dobbiamo sottolineare che alcune caratteristiche importanti potrebbero non essere adeguatamente rappresentate nelle Figure 9a e b. Ad esempio, si sa ancora poco su come l’NAO interagisca con i processi dinamici nel nordest del Sud America. Inoltre, altri aspetti come le connessioni tra l’NAO e i processi biologici in una vasta gamma di sistemi terrestri e d’acqua dolce europei non sono stati affrontati qui. Maggiori informazioni su questo argomento possono essere trovate, ad esempio, in Mann e Drinkwater (1994), Metz e Myers (1994), Fromentin e Planque (1996), Alheit e Hagen (1997) e Reid et al. (1998).

Figura 9a. Rappresentazione grafica dei due modi o stati dell’NAO, basata su discussioni con diversi ricercatori e una revisione di vari articoli. Le superfici indicano le temperature della superficie del mare (SST) e l’estensione del ghiaccio marino, le frecce mostrano i sistemi di flusso nell’oceano, nell’atmosfera e nei fiumi, le linee blu e rosse indicano le pressioni al livello del mare vicino alla superficie e i rettangoli bianchi descrivono le condizioni climatiche caratteristiche o processi importanti. (a) Modalità positiva, (b) Modalità negativa.

Struttura Temporale dell’NAO

Se l’alternanza tra il Minimo Islandese e l’Alta Pressione delle Azzorre è un fattore importante per la variabilità del clima in Europa, allora l’idea di sviluppare una misura per il suo stato o la sua intensità è piuttosto diretta (Walker e Bliss, 1932). Questa misura dell’NAO può fungere da semplice strumento diagnostico e fornisce una serie temporale climatologica per ulteriori indagini. Lo stesso vale per un indice dell’AO. Come menzionato in precedenza, diversi indici sono stati calcolati sulla base di dati di pressione al livello del mare (SLP) adeguati nel tempo (dati grigliati, dati di stazione ad Azzorre e Islanda, e altri dati di stazione). Il tipo di indice dipende anche dal tipo di analisi: per confronto con i modelli climatici, ad esempio, si preferisce un NAOI basato su dati grigliati. Un altro motivo è che sono coinvolti diversi concetti statistici. Questo capitolo fornisce una panoramica sulle varie misure per l’NAO (e per alcuni schemi correlati), comunemente indicati come Indici dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAOI) e la loro estrapolazione nel passato. In seguito, viene presentata l’evoluzione temporale delle serie di NAOI e le caratteristiche spettrali delle serie temporali.

CONCETTI E DEFINIZIONI PER MISURARE L’NAO

Nel capitolo 3.1, abbiamo dato una breve panoramica sui vari concetti per definire un indice per l’NAO. Nel capitolo 3.2, abbiamo anche notato che, in alcuni casi, i vari indici possono differire abbastanza sostanzialmente. Se tutti questi indici dovessero misurare la stessa cosa, farebbero un brutto lavoro, almeno nel caso di agosto 1976 (Figura 7). Perché questo, e quanto sono differenti gli indici? Qui vorremmo confrontare e correlare alcuni indici ben noti, seguendo in parte Wallace (2000). Utilizziamo gli indici NAO basati su stazioni di Rogers (1984), basati sui dati delle stazioni di Ponta Delgada e Reykjavik (denominato RO), quello di Hurrell (1995a), basato sui dati delle stazioni di Stykkisholmur e Lisbona (HU), e quello di Jones (Jones et al., 1997), basato sui dati di pressione delle stazioni di Gibilterra e dell’area di Reykjavik (JO). Inoltre, includiamo un NAOI grigliato (65◦ N/20◦ W–60◦ N/15◦ W meno 40◦ N/30◦ W-35◦ N/25◦ W; denominato GR; Luterbacher et al., 1999; 2001a). Dai indici zonali usiamo l’indice di Lorenz (1951; denominato LO), basato sul gradiente di pressione media zonale a 55◦ N. Sono stati inclusi tre indici basati sull’analisi EOF: l’indice di Walker e Bliss (1932; da qui in avanti denominato WB), la prima componente principale del campo SLP a nord di 20◦ N (PC), e l’AOI (Thompson e Wallace, 1998; denominato TW). Viene utilizzato anche un indice basato sulla differenza di temperatura tra la Norvegia e la Groenlandia (denominato NG) (Wallace, 2000).

Un problema importante consiste nella risoluzione temporale degli indici. Gli indici NAO possono essere definiti per serie di pressione media invernale (novembre-marzo, dicembre-febbraio), per pressione media mensile, o per periodi di tempo ancora più brevi come media di 5 giorni o addirittura di un giorno. Due indici di stazione sono forse sufficientemente robusti per definire medie stagionali ma possono differire ampiamente se utilizzati per campionamenti a breve termine. Tuttavia, utilizzando analisi SLP sull’intero Nord Atlantico è possibile ottenere un indice NAO robusto su scale temporali giornaliere (Stephenson et al., 2001).

Una matrice di correlazioni degli indici invernali (dicembre a febbraio) WB, HU, NG, PC e LO per il periodo di tempo 1950-1994 è stata presentata in Wallace (2000), insieme ai corrispondenti pattern spaziali. La tabella è ridisegnata qui come Tabella I. Non tutte le correlazioni tra questi indici molto diversi sono alte. WB è altamente correlato a PC. Questo non è sorprendente poiché WB, come spiegato da Wallace (2000), è, a parte un passaggio di discretizzazione, equivalente a un EOF. D’altra parte, rispetto a un EOF basato su dati grigliati, WB è influenzato dalla disponibilità delle stazioni (non molte stazioni artiche). L’indice basato sulle differenze di temperatura mostra una scarsa correlazione con tutti gli altri indici.

Una tabella simile (Tabella II) è stata creata per presentare la correlazione tra vari indici del fenomeno NAO-AO/NAM (TW, GR, RO, JO e HU; vedi definizioni sopra) basato su una media invernale (dati di media mensile da dicembre a marzo) e tra parentesi una media annuale (dati di media mensile da gennaio a dicembre) per il periodo 1899-1997. Come previsto, la correlazione tra i 5 indici è altamente positiva e significativa, sia durante l’inverno che per l’intero anno. Le correlazioni più alte sono state calcolate tra l’indice standardizzato di Rogers (1984) (RO), l’NAOI grigliato (GR) e l’indice di Hurrell (1995a) (HU), rispettivamente.

Gli indici basati sulla stazione hanno lo svantaggio di non catturare bene il modello NAO quando viene spostato in longitudine o latitudine. Tuttavia, questo è esattamente ciò che accade nel corso di un anno, poiché i centri sia del Minimo islandese che dell’Alto delle Azzorre si spostano (vedi Wanner et al., 1997; Portis et al., 2001). Barnston e Livezey (1987) mostrano anche che il modello di pressione al livello del mare (SLP) più associato alla NAO appare abbastanza diverso durante le diverse stagioni (vedi la loro Figura 2) con prototipi specifici per ogni stagione che definiscono centri d’azione piuttosto diversi, in particolare durante le stagioni di transizione.

Il loro risultato mette effettivamente in discussione l’utilità di utilizzare un indice basato su due stazioni con posizioni fisse, poiché i lobi della NAO vagano effettivamente da est a ovest e da nord a sud di stagione in stagione. Come accennato sopra, Barnston e Livezey (1987) preferiscono quindi una definizione dei modelli di circolazione atmosferica basata su un approccio di rotazione PCA ortogonale, piuttosto che un approccio basato sull’indice di teleconnessione.

STRUTTURA TEMPORALE In questa sezione viene discussa la struttura temporale dell’NAO utilizzando l’indice basato sui dati strumentali di Hurrell (1995a). Negli ultimi anni, questo indice è stato il più utilizzato ed è ampiamente accettato. La figura 10 mostra l’indice medio invernale (DJFM) per il periodo 1864-1998. La linea liscia denota la serie filtrata a bassa frequenza (pesi 1,3,5,6,5,3,1). Sono state rimosse le fluttuazioni con periodi inferiori a 4 anni. Hurrell ha dimostrato con questa serie temporale che l’NAO spesso persisteva in una fase per molti inverni. Ha inoltre notato che l’indice NAO mostrava forti tendenze decennali. Dagli anni ’40 fino ai primi anni ’70, è stata osservata una forte tendenza al ribasso, mentre un netto inversione di tendenza verso valori positivi forti si è verificata negli ultimi 25 anni. Secondo Hurrell (1995a), questi forti valori positivi dell’indice dal metà degli anni ’80 alla metà degli anni ’90 erano senza precedenti in questa serie temporale dell’indice dal 1864. Ha anche sottolineato che questi forti eventi hanno contribuito significativamente al riscaldamento invernale durante questi anni in tutta Europa. Il bilancio di umidità atmosferica in Europa è stato anch’esso fortemente influenzato, portando a condizioni di aridità nell’Europa meridionale e nel Mediterraneo e a condizioni più umide del normale in alcune parti della Scandinavia e dell’Europa settentrionale. Basandosi su dati di pressione superficiale omogeneizzati, Slonosky e Yiou (2001) hanno calcolato nuovi indici NAO a due punti per l’inverno (Gibilterra meno Reykjavik) e l’estate (Ponta Delgada meno Reykjavik) tra il 1820 e il 2000. Sono stati in grado di mostrare che, utilizzando questo set di dati più preciso, la tendenza positiva recente dell’NAOI non è senza precedenti nel ventesimo secolo perché valori positivi simili sono stati osservati anche nei decenni tra il 1900 e il 1930 (vedi anche Luterbacher et al., 2001a).

La figura 11 mostra gli istogrammi dell’indice mensile NAOI di Hurrell (1995a), Jones et al. (1997) e Luterbacher et al. (2001a). Per definizione, i valori dell’indice sono centrati attorno allo zero. Le distribuzioni sono unimodali con una moda di zero. C’erano periodi apparenti in cui l’indice NAO era più o meno in una fase. Hurrell e van Loon (1997) hanno riscontrato variazioni considerevoli dell’indice NAO su scale temporali quasi biennali e quasi decennali negli ultimi 130 anni.

Stephenson et al. (2000) hanno dimostrato con modelli stocastici che non c’è contraddizione tra il comportamento interannuale rumoroso dell’indice NAO e la persistenza a lungo raggio osservata. Modelli stocastici semplici sono in grado di generare processi a lungo raggio con tendenze simili a quelle viste nell’NAO. Stephenson et al. (2000) hanno suggerito che dovrebbe essere esercitata cautela quando si valutano e si attribuiscono cause alle tendenze nell’NAO che potrebbero essere dovute semplicemente a dipendenze naturali a lungo raggio.

Figura 10. Indice NAO dal 1864 al 2000, definito come la differenza di pressione normalizzata tra Lisbona e Stykkisholmur, per i mesi invernali da dicembre a marzo (Hurrell, 1995a). Le linee spesse rappresentano le serie temporali filtrate a bassa passa con filtro a 7 punti.

Figura 11. Istogrammi con la distribuzione degli indici NAO medi mensili (da dicembre a marzo) di (a) Hurrell (1995a) dal 1865 al 1998, (b) l’NAOI di Jones et al. (1997) dal 1824 al 1997, e (c) l’NAOI grigliato di Luterbacher et al. (2001a) dal 1659 al 1998. Si noti la diversa scala sugli assi y.

RICOSTRUZIONI STORICHE DELL’NAO Poiché non è possibile calcolare un indice NAO strumentale molto più indietro del 1821 con l’uso diretto di osservazioni di pressione nelle vicinanze dell’Islanda e delle Azzorre, diversi autori hanno condotto ricostruzioni dell’indice NAO (principalmente invernali) per gli ultimi secoli. La maggior parte di queste ricostruzioni si basava su informazioni sui cerchi degli alberi provenienti da Europa, Nord Africa e Nord America (Cook et al., 1998; Cook et al., 2001; Glueck e Stockton, 2001) o su dati di carote di ghiaccio dalla Groenlandia (ad es., Barlow et al., 1993; White et al., 1996; Appenzeller et al., 1998). Cullen et al. (2000) hanno utilizzato anelli d’albero, carote di ghiaccio e registri strumentali per il loro approccio multiproxy per il periodo 1750-1979. Luterbacher et al. (1999; 2001a, b) hanno utilizzato dati di osservazione dal primo periodo strumentale in combinazione con dati proxy documentari per ricostruzioni mensili risalenti al 1659 d.C. e ricostruzioni stagionali dal 1500 d.C. al 1658 d.C. Rodrigo et al. (2001) hanno ricostruito l’indice NAO invernale di Jones et al. (1997) dal 1501 al 1997 basato su precipitazioni stagionali ricostruite in Andalusia (sud della Spagna) da una vasta gamma di dati documentari. Le fonti documentarie per i viaggi spagnoli in America e i tempi di navigazione sono stati utilizzati come proxy per la ricostruzione dell’NAO per i periodi dal 1551 al 1650 d.C. e dal 1717 al 1737 d.C. (Garcia et al., 2000). L’obiettivo di queste ricostruzioni era di avere un database per studiare la variabilità climatica a bassa frequenza (predominantemente naturale). Alcuni studi hanno affrontato considerazioni o ricostruzioni piuttosto lunghe relative al fenomeno NAO. Proctor et al. (2000) hanno fornito un NAO annuale per gli ultimi 1100 anni basato sulla velocità di crescita delle stalagmiti banded da una grotta nel nord-ovest della Scozia. Tremblay et al. (1997) hanno utilizzato un modello di ghiaccio marino dinamico-termico per simulare le modalità di circolazione del ghiaccio dell’Oceano Artico. Basandosi su registri di legno alla deriva, sono stati in grado di suggerire che per secoli o millenni durante l’Olocene, la circolazione atmosferica media di alta latitudine potrebbe aver assomigliato a quella del 1968 (basso NAO, debole Giro di Beaufort, ampio Flusso Transpolare (TDS) e quindi grande esportazione di ghiaccio), 1984 (alto NAO, espansione del Giro di Beaufort, debole TDS e bassa esportazione di ghiaccio) e la climatologia odierna con cambiamenti improvvisi da uno stato all’altro.

Schmutz et al. (2000) hanno confrontato diverse ricostruzioni dell’indice proxy NAO. Sebbene tutte le ricostruzioni fossero originariamente validate e si pensasse che avessero una nota affidabilità, hanno dimostrato che la maggior parte degli indici ricostruiva in modo insufficiente la variabilità NAO se confrontati con un indice NAO osservazionale (ad es., Jones, 1997) in un periodo temporalmente indipendente nella prima metà del diciannovesimo secolo. La ricostruzione più affidabile era quella di Luterbacher et al. (1999). In una seconda valutazione, Schmutz et al. (2000) hanno mostrato che le diverse ricostruzioni dell’indice NAO invernale erano reciprocamente non correlate nel periodo 1716-1815. Le loro scoperte toccano la seria questione sulla scelta di periodi di calibrazione significativi in un sistema con condizioni di forzamento non stazionario.

Le figure 12a e 12b mostrano la ricostruzione dell’indice NAO stagionale (inverno [DJFM]) e annuale [gennaio-dicembre] di Luterbacher et al. (2001a). In generale, le serie temporali indicano chiare prove del comportamento intermittente del sistema climatico nella regione dell’Atlantico settentrionale (Appenzeller et al., 1998) con una forte variabilità interannuale. L’indice NAO invernale (Figura 12a) mostra valori bassi alla fine del diciottesimo e diciannovesimo secolo e tra il 1950 e l’inizio degli anni ’70. Durante il diciottesimo secolo, l’NAOI rivela chiare variazioni decennali e interdecennali. I venti di ponente più forti (valori positivi) erano prevalenti dal 1830 al 1870 e all’inizio del ventesimo secolo. L’NAOI invernale dei dati strumentali di Hurrell (1995a; Figura 10) e Jones et al. (1997) rivela valori estremamente positivi con tre picchi notevoli tra il 1970 e il 1995. Questi picchi sono visibili anche nel set di dati di Luterbacher et al. (2001a) nella Figura 12a.

Figura 12. Serie temporale normalizzata della ricostruzione: (a) inverno (DJFM) e (b) annuale (da gennaio a dicembre) NAOI dal 1659 al 1997 di Luterbacher et al. (2001a). I sette valori più recenti sono stati aggiunti dall’indice di Hurrell (1995) (la correlazione tra l’NAOI invernale di Hurrell (1995a) e l’NAOI invernale grigliato è 0.97, vedi Tabella II). La linea spessa è la serie filtrata passa-basso a 7 punti.

I valori annuali (Figura 12b) mostrano una serie di indici bassi alla fine del diciassettesimo secolo, dopo il 1750, e tra il 1850 e il 1900. Il primo periodo segna la fine del freddo Minimo di Maunder (Wanner et al., 1995). Il terzo periodo tra il 1850 e il 1900 è spesso considerato per segnare la fine della cosiddetta “Piccola Era Glaciale” nell’Atlantico del Nord.

Analisi Spettrale delle Serie Temporali NAOI La decomposizione spettrale delle serie temporali climatologiche può essere utilizzata per studiare la prevedibilità: se esistono chiare periodicità, queste possono poi essere extrapolate nel futuro. L’analisi spettrale può anche dare un’intuizione sulla dinamica del sistema climatico.

Diversi articoli (ad esempio, Rogers, 1984; Hurrell e van Loon, 1997; Cook et al., 1998) hanno toccato l’argomento del comportamento spettrale del NAOI. Quattro articoli (Appenzeller et al., 1998; Higuchi et al., 1999; Wunsch, 1999; Stephenson et al., 2000) si sono concentrati su considerazioni statistiche, principalmente sulla discussione della variabilità temporale del NAOI.

Appenzeller et al. (1998) hanno sottolineato il carattere intermittente del NAO con fasi temporali attive (coerenti) e passive (incoerenti). Applicando una Trasformata di Fourier Multirisoluzione (MFT), Higuchi et al. (1999) hanno analizzato la variabilità temporale del NAO. Hanno scoperto che il NAO mostra fluttuazioni su molteplici scale temporali e che i contributi relativi di questi componenti non sono costanti nel tempo. Le scale temporali vanno da interannuale a interdecennale.

In uno studio recente, Pozo-Vázquez et al. (2000) hanno analizzato la variabilità del NAO dall’inizio del diciannovesimo secolo. Hanno dimostrato che, per l’inverno, Gibilterra rappresenta meglio il polo meridionale del dipolo NAO rispetto alle Azzorre o a Lisbona. Utilizzando l’analisi cross-spettrale, hanno anche dimostrato che le variazioni più coerenti fuori fase tra le due stazioni si verificano nei periodi di 2,5, 5-6 e 8 anni.

Al fine di testare la prevedibilità del NAO, Stephenson et al. (2000) hanno applicato diversi metodi statistici per mostrare che le differenze di anno in anno nelle covarianze di temperatura superficiale terra/mare globali sono dominate dal NAO e in misura minore dal QBO. Wunsch (1999) ha sottolineato che le tendenze potrebbero essere il risultato di un breve campionamento di serie temporali rumorose o a causa di non-stazionarietà naturali o antropiche in queste serie temporali. Ha dimostrato che il NAO è debolmente “rosso”, con solo leggere caratteristiche a larga banda vicino a 8 e 2,5 anni. Sia Wunsch (1999) che Stephenson et al. (2000) stimano che in media solo circa il 10% della varianza interannuale nel NAO medio invernale può essere prevista un anno in anticipo.

Le stesse caratteristiche spettrali sono state già trovate da Baur (1927) nel record di temperatura di 100 anni di Berlino ed erano già ben consolidate a quel tempo. Recentemente, Eshel (2000) ha suggerito che parte della variabilità del NAO è forzata esternamente dal Pacifico. Utilizzando questo fatto, ha dimostrato che con un anticipo di 15 mesi, le previsioni del NAO sono robuste e valide sotto una rigorosa convalida incrociata.

Il comportamento spettrale degli indici estesi e aggiornati ricostruiti da Luterbacher et al. (2001a) descritti sopra è stato qui investigato. Prima di tutto, il periodo 1659-1997 è stato soggetto ad un’analisi wavelet (Figure 13a, b). Al fine di verificare se le serie temporali dell’indice ricostruito mostrano oscillazioni periodiche significative o meno, è stata effettuata un’analisi spettrale wavelet globale e locale con una base wavelet Morlet (Torrence e Compo, 1998). La significatività statistica di un dato spettro di potenza wavelet locale o globale è stata testata, con un livello di significatività del 10%, contro l’ipotesi nulla che il rispettivo indice deriva da un processo di rumore bianco. Per le serie temporali invernali e annuali, l’analisi è stata effettuata per il periodo 1659-1997.

I diagrammi di potenza wavelet locali mostrano ancora il tipico comportamento intermittente dell’NAO, con fasi attive e corrispondenti ampiezze massime in diverse bande di frequenza. Lo spettro invernale (Figura 13a) non rivela chiaramente i picchi classici a circa 2,5 e 6–10 anni come trovato da Hurrell e van Loon (1997) nel loro studio classico per un periodo limitato dalla fine del diciannovesimo secolo alla fine del ventesimo secolo. Rappresenta almeno il potere potenziato al periodo di 6 a 10 anni tra il 1975 circa e l’inizio degli anni ’90. Infine, sulla base annuale (Figura 13b), lo spettro rivela un’alta potenza a bande di frequenza intorno a 2-10 e soprattutto 64 anni. Il picco di 64 anni deve essere messo in discussione, anche se è visibile anche nelle serie di precipitazioni alpine (Wanner et al., 2000) perché normalmente sono richiesti almeno 10 cicli per ottenere buone stime. Almeno, è degno di nota che Delworth et al. (1997), Schlesinger e Ramankutty (1994) così come Delworth e Mann (2000), basandosi su studi sia di modellazione che di osservazione, hanno trovato periodicità molto simili.

Simile a Wanner et al. (1997), Portis et al. (2001) hanno studiato la mobilità intrastagionale del dipolo NAO. Hanno definito un indice NAO “mobile” variabile stagionalmente e geograficamente e hanno dimostrato che questi nodi NAO mantengono la loro correlazione dall’inverno all’estate meglio degli indici NAO tradizionali. La questione è per quanto tempo il fenomeno può essere chiamato NAO. Gli indici NAO multivariati su tutto l’Atlantico del Nord sono anche meno sensibili a tali spostamenti (Stephenson et al., 2001).È piuttosto speculativo dedurre che un preciso processo dinamico sia stata la causa di una certa quasi-periodicità. Vorremmo semplicemente sottolineare che diversi autori hanno indicato possibili meccanismi che rappresentano specifiche scale temporali e che si verificano nell’atmosfera, nell’oceano o nel sistema accoppiato atmosfera-oceano-gelo marino (vedi anche la Sezione 4). Per la quasi-periodicità di 2,5 anni, si potrebbe speculare che ciò potrebbe essere una conseguenza del QBO (Reed et al., 1961). Per il periodo di 6 a 10 anni, le oscillazioni nel sistema oceano-gelo marino-atmosfera dell’Artico potrebbero giocare un ruolo importante (Mysak e Venegas, 1998). Nel caso delle periodicità di 32 e 64 anni, in un primo articolo, Cook et al. (1998) hanno segnalato una variabilità indotta dall’oceano di 70 anni che non era più chiaramente rilevabile in un secondo articolo (Cook et al., 2001). Stocker (1996) menziona diversi meccanismi (ad esempio, la dinamica GC-THC) responsabili della generazione di processi che possono essere assegnati a questa scala temporale. Schlesinger e Ramankutty (1994) hanno attribuito la probabile causa di una periodicità di 60-70 anni a una possibile oscillazione interna del sistema atmosfera-oceano.Questo è in accordo con Enfield et al. (2001), che riportano un’oscillazione di 65-80 anni delle SST dell’Atlantico del Nord, che si ritiene abbia avuto un grande impatto sul clima europeo e americano nei secoli XIX e XX e potrebbe essere guidata dalla THC dell’Atlantico. Delworth et al. (1993; 1997) hanno mostrato che la THC ha un’oscillazione irregolare con una scala temporale caratteristica di circa 40-60 anni coinvolgendo interazioni su larga scala tra l’esportazione di acqua dolce e ghiaccio artico, e Higuchi et al. (1999) hanno suggerito che le SST dell’Atlantico del Nord potrebbero modulare la NAO su una scala temporale di circa 60 anni. Solo recentemente, Mokhov et al. (2000), interpretando due simulazioni numeriche di 1000 anni e i dati di Jones et al. (1997) e Luterbacher et al. (1999), hanno affermato che i regimi di variabilità quasi-decadale della NAO differiscono chiaramente in secoli diversi. Cosa possiamo imparare dal comportamento temporale dell’NAOI? La NAO non è un processo puramente casuale, né mostra un chiaro modo di oscillazione. L’autocorrelazione nella serie temporale dell’indice e le oscillazioni quasi-biennali e quasi-decadali debolmente significative e intermittenti dell’indice NAO sono forti argomenti a favore di un impatto a bassa frequenza dell’oceano Atlantico del Nord sull’atmosfera. È infine interessante notare che la NAO può essere caratterizzata come avendo uno spettro debolmente rosso con una certa dipendenza a lungo termine.

Figura 13. Curve wavelet (media annuale (gennaio-dicembre) e media invernale (DJFM)) dell’indice mensile di Luterbacher et al. (2001a) dal 1659 al 1997. I sette ultimi valori provengono dall’NAOI di Hurrell (1995a). Le ampiezze sono scalate con la varianza dell’indice. L’asse verticale logaritmico indica i periodi equivalenti; l’asse orizzontale rappresenta il tempo. I limiti di confidenza al 90% (basati sul wavelet globale a destra) sono dati in linee di contorno spesse.

Tendenze future simulate dell’NAO

I modelli atmosferici e climatici sono stati ampiamente utilizzati per studiare aspetti del clima Atlantico-Europeo, in particolare la variabilità atmosferica e le interazioni oceano-atmosfera (ad esempio, Palmer e Sun, 1985; Frankignoul, 1985; Lau e Nath, 1990; Ferranti et al., 1994; Lau e Nath, 1994; Peng et al., 1995; Kushnir e Held, 1996; von Storch et al., 1997; Broccoli et al., 1998; Latif, 1998; Itoh e Kimoto, 1999). Qui l’attenzione si è concentrata principalmente sulla capacità dei GCMs e degli AOGCMs di simulare possibili cambiamenti futuri dell’indice NAO o AO.

La maggior parte delle analisi pubblicate sulle simulazioni di cambiamento climatico forniscono informazioni sull’NAO solo per l’inverno. L’unica eccezione a nostra conoscenza è lo studio di Liang et al. (1996) che hanno riscontrato uno spostamento a nordovest dell’intero modello NAO per aprile in una simulazione 2×CO2 con il National Center for Atmospheric Research/Community Climate Model (NCAR/CCM1-GCM). In quattro diverse simulazioni AOGCM, l’indice NAO invernale è stato riscontrato presentare o nessun (Fyfe et al., 1999), un leggermente positivo (Ulbrich e Christoph, 1999), o un leggermente negativo (Osborn et al., 1999) trend. In due ulteriori simulazioni, Campbell et al. (1995) hanno rilevato uno spostamento verso ovest del centro di azione meridionale (Alto Azzorre) del modello NAO annuale medio (che mostra un forte pregiudizio verso l’inverno). Altri tre studi hanno mostrato un generale indebolimento (Liang et al., 1996), rispettivamente un spostamento verso sud (Huth, 1997) e nord-est (Ulbrich e Christoph, 1999) dell’intero modello invernale. È degno di nota, che nella maggior parte delle simulazioni il comportamento proiettato dell’NAO è stato accompagnato da cambiamenti distinti nella circolazione atmosferica.

Ad esempio, Fyfe et al. (1999) hanno riscontrato un trend positivo nell’indice AO, Liang et al. (1996) hanno riscontrato un indebolimento simultaneo del centro di attività siberiano dell’EU1, uno dei due modelli eurasiatici definiti da Barnston e Livezey (1987). Huth (1997) ha riscontrato spostamenti in entrambi i modelli EU1 e EU2 di Barnston e Livezey (1987), e Ulbrich e Christoph (1999) hanno riscontrato un aumento dell’attività delle rotte dei temporali aereo superiori sull’Atlantico orientale e l’Europa occidentale con l’aumento della forzatura dei GHG. Gyalistras (2000) ha analizzato 33 studi presentando simulazioni di cambiamenti climatici di 24 modelli, pubblicati da ricercatori di 7 centri di ricerca negli ultimi 15 anni. Per uno scenario di raddoppio del CO2 (senza considerazione degli aerosol di solfato) 4 modelli hanno rivelato una diminuzione, 2 un’intensità simile e 8 un’intensità crescente delle tracce dei temporali nell’area Atlantico-Europea. Simulando le recenti tendenze climatiche invernali del nord forzate dai gas serra, Shindell et al. (1999) hanno riscontrato che l’AO viene catturato solo nei modelli climatici che includono uno strato di ozono realistico, mentre i cambiamenti nelle concentrazioni di ozono non sono necessari per simulare le tendenze osservate.

In generale, hanno dimostrato che la tendenza osservata dagli anni ’70, con una graduale riduzione della pressione al livello del mare ad alta latitudine, e con un aumento della pressione al livello del mare a media latitudine e dell’AO, potrebbe continuare. Sulla base di osservazioni e set di dati modellistici con diversi meccanismi di forzatura, Paeth et al. (1999) hanno dimostrato che l’aumento della concentrazione di CO2 ha un’influenza significativa sulla variabilità dell’NAO simulata su scale temporali di 60 anni e più lunghe. Su scale temporali inferiori a 10 anni, la variabilità interannuale degli stati dell’NAO diminuisce sincronamente con le tendenze positive del suo stato medio decennale, implicando una stabilizzazione della sua pressione e del suo futuro stato zonale.

Se si presume che le modalità accoppiate giocano un ruolo importante sulla scala temporale decennale, si deve porre la questione sulle future tendenze del trasporto di calore meridionale dell’oceano legate alla THC. Stocker et al. (2001) sottolineano che i modelli paleoclimatici mostrano che è probabile che si verifichino futuri cambiamenti della THC in risposta al riscaldamento globale. L’entità del cambiamento è altamente incerta, ma i modelli concordano sul fatto che la THC nell’Atlantico si ridurrà a causa del guadagno di galleggiabilità associato al riscaldamento e a un ciclo idrologico più intenso.

Riassunto e Conclusioni L’NAO, uno spostamento meridionale di massa atmosferica su larga scala tra le regioni dell’Atlantico settentrionale dell’anticiclone subtropicale vicino alle Azzorre e il sistema di bassa pressione subpolare vicino all’Islanda, è una fonte principale di variabilità climatica stagionale a interdecadale nelle regioni atlantiche settentrionali e europee (Exner, 1924; Walker, 1924; Rogers, 1984; Lamb e Peppler, 1987; Hurrell,1995a). È spesso definita come la differenza tra le anomalie di pressione atmosferica media normalizzate in inverno (da dicembre a marzo) tra una stazione nelle o nelle vicinanze delle Azzorre e l’Islanda. L’NAO è ben correlata con l’AO/NAM, che è definita come la principale EOF dei campi di pressione atmosferica mensili a nord di 20◦ N pesati per area (Thompson e Wallace, 1998). L’AO/NAM è zonalmente più simmetrica di l’NAO, ma mostra comunque una chiara predominanza nella regione Atlantico-Europea (Deser, 2000). Dal punto di vista dell’NAO, la distribuzione della pressione sul regione atlantica e il suo collegamento con la dinamica degli oceani e dei ghiacci marini è centrale. Il punto di vista AO/NAM presuppone che il protagonista sia la circolazione zonale dell’emisfero settentrionale con il suo centro di azione artico (Wallace, 2000). Nel punto di vista storico, l’NAO e l’AO/NAM non sono state sviluppate separatamente l’una dall’altra. Secondo il nostro parere, entrambi i concetti hanno una legittimità di esistere. Se il concetto di AO/NAM ci aiuta a considerare i processi su scala planetaria nella troposfera superiore e stratosfera, mentre il concetto di NAO ha stimolato l’attenzione sull’interazione oceano-atmosfera-ghiaccio marino nell’Atlantico settentrionale (Sezioni 1 e 2).

I periodi di inverni miti o rigidi in Europa hanno attirato l’attenzione dei popoli del nord Europa in movimento verso ovest. Nel diciannovesimo secolo, diversi climatologi europei iniziarono a studiare i processi sottostanti, cioè l’alternanza di pressione atmosferica e temperatura (Dove, 1839, 1841; Hann, 1890; Teisserenc de Bort, 1883). Petterson (1890) e Meinardus (1898) furono i primi a investigare l’influenza delle fluttuazioni interannuali della Corrente del Golfo sul clima e il tempo in Islanda occidentale e Groenlandia. Insieme a Hildebrandsson (1897), che studiò la relazione inversa tra la pressione atmosferica nelle Azzorre e in Islanda, furono i predecessori di pionieri come Exner, Walker, Rossby, Lorenz e Bjerknes (Sezione 3.). L’alternanza di temperature tra la Groenlandia e l’Europa settentrionale era già stata notata nel diciottesimo secolo. Questa alternanza fu verificata durante il diciannovesimo secolo con serie temporali meteorologiche e fu basata su un principio fisico: la forza e la posizione dei centri di azione. Mentre gli oceonografi iniziarono a studiare la dinamica della Corrente del Golfo e a speculare sul suo influsso sulla variabilità climatica in Europa, altri iniziarono a studiare le variazioni di pressione dell’intero emisfero settentrionale utilizzando tecniche statistiche descrittive. L’onda stazionaria a sotavento delle Montagne Rocciose e del continente nordamericano, che è generata dall’orografia, dal riscaldamento diabatico e dalla forzatura transitoria, forma un importante sfondo dinamico per il fenomeno statistico NAO. Si dovrebbe domandare qual è l’influenza dinamica della massa terrestre della Groenlandia e del bacino dell’Oceano Artico. Un gran numero di studi moderni indaga ulteriori processi atmosferici o processi accoppiati atmosfera-oceano-ghiaccio marino che possono produrre fluttuazioni simili all’NAO.

Come già menzionato, diversi autori si sono posti la domanda se l’NAO sia un fenomeno puramente atmosferico o no. Basandosi su studi di modellazione, James e James (1989) hanno dimostrato che l’atmosfera da sola è in grado di creare variabilità a bassa frequenza, e Barnett (1985), insieme a Marshall et al. (1997) hanno dimostrato che è possibile riprodurre una variabilità atmosferica simile all’NAO con SST che non variano nel tempo. Anche se sono postulati diversi meccanismi responsabili della creazione di un NAO puramente atmosferico, siamo ancora lontani da un consenso. La variabilità a più lungo termine può essere ricondotta al collegamento tra troposfera e stratosfera (Perlwitz e Graf, 1995; Kodera e Kuroda, 2000; Perlwitz et al., 2000), ma qual è la causa scatenante dietro l’interazione complessa tra troposfera e stratosfera (QBO, forzatura solare o vulcanica, deplezione dell’ozono, effetto serra; vedi Robock e Mao, 1992; Labitzke e van Loon, 1995; Graf et al., 1998; Baldwin e Dunkerton, 1999; così come la Sezione 4)?

Una serie di studi osservazionali importanti per la diagnosi del fenomeno NAO/AO-NAM si occupa di un’unica direzione di forzature atmosfera-oceano (Hasselmann, 1976; Wallace et al., 1990; Zorita et al., 1992; Frankignoul et al., 1997) o di forzature oceano-atmosfera (Ratcliffe e Murray, 1970; Palmer e Sun, 1985; Peng et al., 1995; Czaja e Frankignoul, 1999; Rodwell et al., 1999; Bretherton e Battisti, 2000).

Su scale temporali interannuali, le anomalie atmosferiche (stress del vento) potrebbero essere in grado di forzare le variazioni nell’oceano attraverso flussi di calore anomali e miscelazione superficiale. La comunicazione delle anomalie dell’oceano superficiale, come le SST, all’atmosfera attraverso processi di evaporazione, precipitazione e riscaldamento potrebbe essere un possibile fattore che influisce sulla dinamica dell’NAO a lungo termine. Sembra che solo anomalie di SST positivamente (negativamente) pronunciate possano riprodurre una risposta atmosferica barotropica con anomalie di pressione a livello superiore positive (negative) a sotavento del pool caldo (freddo) nell’oceano.

Poiché la maggior parte delle serie di dati osservativi sono troppo brevi per fornire una base solida per studi decennali o interdecadali che si occupano di modalità accoppiate oceano-ghiaccio marino-atmosfera, tali studi sono principalmente centrati sulla modellazione e sulla validazione del modello (Latif, 1998). Nonostante molte incongruenze nei diversi approcci, ci sono alcune prove che la variabilità climatica atlantica interdecennale può essere simulata se le principali dinamiche dei sistemi di circolazione oceanica (THC, GC subtropicale a subpolare) sono incluse nei modelli accoppiati oceano-ghiaccio marino-atmosfera.

Delworth et al. (1993; 1997) hanno dimostrato che la THC ha un’oscillazione irregolare con una scala temporale di circa 40-60 anni, che è guidata da anomalie di densità nella regione di affondamento della THC. Queste anomalie di SST inducono anomalie di temperatura dell’aria superficiale sull’Atlantico settentrionale, l’Artico e l’Europa nordoccidentale. Timmermann et al. (1998) hanno dimostrato che una THC anomala può produrre anomalie positive delle SST e rafforzare l’NAO che a sua volta rafforza i flussi di acqua dolce nel GC subpolare, e quindi induce un smorzamento della THC (lunghezza del ciclo: 35 anni). Grötzner e Latif (1998) hanno mostrato che un’interazione tra il GC guidato dal vento e la circolazione atmosferica potrebbe anche causare fluttuazioni climatiche decennali nell’Atlantico settentrionale.

Non c’è dubbio che le interazioni tra l’Oceano Atlantico a medie latitudini e l’Oceano Atlantico tropicale (Chang et al., 1997), così come tra l’Atlantico settentrionale e l’Oceano Artico (Dickson et al., 2000; Venegas e Mysak, 2000) svolgano un ruolo importante per la comprensione della variabilità dell’NAO/AO-NAM. La Figura 9 mostra il tentativo di combinare graficamente importanti conoscenze sul fenomeno NAO/AO-NAM (vedi anche le Sezioni 4 e 5).

Il modo NAO è stato temporalmente stabile in passato e come reagirà in futuro? Basandosi su un indice determinato con serie temporali di SLP misurate dal 1864 al 1994, Hurrell (1995) ha mostrato che l’NAO persisteva spesso nella sua fase positiva o negativa per diversi inverni e mostra chiare tendenze decennali. Hurrell e van Loon (1997) hanno riscontrato notevoli variazioni dell’NAOI a scale temporali quasi-biennali e quasi-decennali per gli ultimi 130 anni. Dagli anni ’40 agli anni ’70, è stato osservato un forte trend al ribasso, e si è verificato un netto inversione di tendenza negli ultimi 25 anni. Slonosky et al. (2001) hanno dimostrato che il trend positivo dell’NAO negli anni recenti non è senza precedenti nel XX secolo perché valori positivi simili sono stati osservati anche tra il 1900 e il 1930.

Luterbacher et al. (1999; vedi anche Mokhov et al., 2000) hanno studiato una serie temporale più lunga dal 1675 al 1997. Gli spettri wavelet locali mostrano il tipico comportamento intermittente dell’NAO. Lo spettro invernale non rivela chiaramente i picchi classici a circa 2,5 e 6-10 anni. In ogni caso, una potenza leggermente significativa è visibile nel periodo tra 6 e 10 anni tra il 1975 e gli anni ’90. Sulla base annua, lo spettro mostra un’alta potenza a bande di frequenza intorno a 2-10 e soprattutto 64 anni (Sezione 6).

La maggior parte delle simulazioni del futuro NAO forniscono informazioni solo per l’inverno. Basandosi sugli studi esistenti, non si può fare una chiara affermazione per un raddoppio della CO2 perché alcuni modelli rivelano un rafforzamento e uno spostamento verso nord (NAO positivo), e altri un movimento verso sud dei venti occidentali (NAO negativo). Gyalistras (2000) ha riferito che più modelli che simulano un raddoppio della CO2 rivelano un aumento di frequenza con un movimento verso nord della traccia della tempesta sull’Oceano Atlantico e l’Europa (Sezione 7).

In conclusione, si dà una chiara indicazione che – soprattutto per la comprensione della variabilità NAO/AO-NAM su scala decennale a secolare – sono necessari in futuro studi più significativi basati su ricostruzioni a lungo termine basate su proxy, esecuzioni di modelli con AO-GCM accoppiati, e studi sui meccanismi sottostanti da alta a bassa frequenza.

https://citeseerx.ist.psu.edu/document?repid=rep1&type=pdf&doi=028f7e59fbf4234f22d283414e9faa9d85d31429