Onde di Rossby e la loro Importanza nella Meteorologia Globale

Le grandi ondulazioni nei venti occidentali sono associate a una forma di movimento ideale conosciuta come onda “Rossby” o “planetaria”. Queste onde si originano dalla rotazione e dalla forma sferica della Terra. I pattern meteorologici e la circolazione generale sono per lo più molto più ampi rispetto alla profondità dell’atmosfera: se osservati lateralmente, un sistema meteorologico è da 100 a 1000 volte più sottile (verticalmente) rispetto alla sua larghezza. Questa straordinaria sottigliezza, oltre a sottolineare la fragilità dell’atmosfera, determina che i venti orizzontali siano più intensi di quelli verticali in questi sistemi meteorologici. La stabile stratificazione dell’aria, con le sue ampie variazioni di densità, rafforza questa disparità. Si formano quindi onde dominate da modelli di vento quasi orizzontali, molto diversi dalle onde marine o dalle onde sonore o luminose che siamo abituati a vedere. Nella loro espressione più generale, le onde di Rossby hanno un impatto significativo su ciò che definiamo “meteo” e sulla struttura della circolazione generale dell’atmosfera terrestre, dei suoi oceani e delle atmosfere di altri pianeti. Infatti, la forma della circolazione generale è in parte modellata dalle onde di Rossby. Queste onde si manifestano ampiamente nei flussi di fluido di vario tipo (ad esempio, negli uragani). Comprendere appieno queste onde richiede un impegno notevole in termini di matematica e fisica, ma molte delle loro caratteristiche possono essere comprese attraverso idee, osservazioni ed esperimenti accessibili anche in un corso di fisica del liceo. Dal momento che il linguaggio della scienza può risultare complicato, forniamo le definizioni di alcuni termini specialistici tra parentesi graffe {•}. Alcune equazioni matematiche sono presenti, ma possono essere omesse da coloro che non ne sono familiari.Quando un vento occidentale, che soffia da ovest verso est, incontra una catena montuosa, si formano ondulazioni che si estendono a valle, oscillando regolarmente verso nord e sud. Questo fenomeno è paragonabile al movimento di un ruscello che fluisce rapidamente su un letto di sassi, dove si possono osservare piccole increspature e onde gravitazionali più estese sulla superficie dell’acqua. L’irregolarità del fondo del ruscello perturba il flusso dell’acqua, generando onde. Le onde che cercano di risalire la corrente e propagarsi contro la direzione del flusso risultano particolarmente intense: queste onde rimangono fisse nello spazio. Esse entrano in risonanza con le rocce e si amplificano in ampiezza. Nonostante ciò, in modo più sottile, la loro energia si allontana dalla sorgente sassosa, muovendosi controcorrente per le increspature e a valle per le onde gravitazionali.

Questo schema di movimento, calcolato per flussi di scala ben più grande adatti alle onde di Rossby, è illustrato nella figura 1. Qui, le onde sono generate dal flusso di un singolo strato di fluido che si muove sopra un monte isolato, idealizzato come un cilindro circolare di altezza finita. A una velocità del vento occidentale di 30 metri al secondo e a una latitudine di 40 gradi sulla Terra, la lunghezza d’onda — ovvero la distanza da una ondulazione verso nord alla successiva — è di circa 8200 km. Le onde di Rossby si caratterizzano per un movimento principalmente orizzontale, piuttosto che verticale, a differenza delle onde sulla superficie marina, ma similmente alle onde gravitazionali più lunghe in un corso d’acqua. Queste onde coinvolgono l’intero fluido e influenzano la circolazione complessiva. Se i venti prevalenti fossero invertiti, come mostrato nella figura 1, il loro flusso sopra il monte sarebbe minimamente disturbato e le onde di Rossby non si formerebbero.Nelle dinamiche atmosferiche su grande scala, le isobare (linee lungo cui la pressione rimane costante) tendono a coincidere quasi esattamente con le linee di flusso (linee che indicano la direzione del vento). Questo fenomeno permette alle mappe meteorologiche di rappresentare efficacemente la pressione atmosferica. Osservando la figura 1, è evidente come il flusso sinuoso presenti un centro di bassa pressione ciclonica immediatamente a valle della catena montuosa, con una pressione relativamente alta a monte. Ciò dimostra che il vento esercita una pressione verso est contro la superficie montuosa della Terra, mentre, in risposta, la Terra esercita una pressione verso ovest sull’atmosfera, una forza orizzontale risultante dalla somma delle pressioni moltiplicate per la pendenza del terreno in ogni punto. In questo contesto, sembra che la montagna generi un’onda di Rossby, esercitando una forza verso ovest sull’atmosfera nel tempo. Questo fenomeno, noto come “drag d’onda”, è cruciale per il bilancio del momento angolare della circolazione atmosferica. Con il mutare delle stagioni, le variazioni in questo equilibrio influenzano la velocità di rotazione della Terra, alterando la durata del giorno di circa 1,5 millisecondi.

Il flusso atmosferico dell’emisfero nord nella troposfera superiore, mostrato come media della stagione invernale nella Figura 2a, devia dalle linee di flusso circolari e costituisce il campo di onde ‘stazionarie’ o ‘ferme’ della circolazione atmosferica generale. La maggior parte di questo flusso è diretta verso ovest, estendendosi al di fuori della zona degli alisei. Nei punti dove le linee di flusso si avvicinano tra loro, i venti si intensificano, come si verifica a valle dell’altopiano Himalayano sul lato occidentale dell’Oceano Pacifico e a valle delle Montagne Rocciose sul lato occidentale dell’Oceano Atlantico. È importante ricordare che, in un momento specifico, i venti potrebbero non apparire esattamente come descritti in questa figura, poiché le onde e i vortici transitori, alcuni dei quali associati al jet stream, hanno un’intensità comparabile a quella dei venti medi. In questo schema, tra due e tre onde occupano un intero circolo di latitudine.

Dinamiche Verticali nella Circolazione Atmosferica

Complementando l’analisi puramente orizzontale della circolazione atmosferica, una sezione trasversale verticale dell’atmosfera (mostrata nella Figura 2b), che si estende da est a ovest, rivela che i modelli di vento cambiano poco con l’altitudine, sebbene la loro intensità aumenti man mano che si sale verso la sommità della troposfera, dove i flussi a getto sono più potenti. Questo osservazione supporta l’utilizzo di un modello barotropico, simile a quello con un singolo strato di fluido a densità uniforme come rappresentato nella Figura 1, indicandone una certa affidabilità. Come si può osservare anche nella mappa orizzontale dello stesso campo di vento (Figura 2a) e dalla teoria dietro alla Figura 1, le grandi regioni di bassa pressione si trovano sottovento rispetto all’altopiano Himalayano in Asia, presso i 45°N, 90°E (nel pannello centrale), e sottovento delle Montagne Rocciose del Nord America a 45°N, 90°W di longitudine.

Un vento geostrofico di larga scala, che si muove con l’alta pressione alla sua destra nell’emisfero nord (e viceversa nell’emisfero sud), genera venti settentrionali sottovento delle catene montuose, come mostrato nelle Figure 1 e 2a. Durante l’inverno, questi venti trasportano aria fredda attraverso le Grandi Pianure degli Stati Uniti.

Un aspetto meno evidente, ma significativo, è che i venti e le temperature sono organizzati in un modello che si inclina verso ovest man mano che si ascende attraverso l’atmosfera, come illustrato nella Figura 2b. Questa inclinazione segnala la propagazione verso l’alto di energia e di momento angolare orientale. La forza di pressione esercitata dalla Terra solida si trasmette verso l’alto attraverso strati d’aria ondulati che esercitano forze di pressione simili a quelle su pendii montuosi solidi. Queste forze modificano i venti alle alte quote. La propagazione verso l’alto di energia in regioni atmosferiche meno dense conduce ad un aumento della velocità con l’altitudine, poiché l’energia cinetica è prodotta dalla densità dell’aria moltiplicata per la velocità al quadrato. Per questa ragione, le onde di Rossby che arrivano alla stratosfera possono essere associate a venti forti e causare cambiamenti significativi nei venti occidentali medi.

La correlazione sistematica tra il vento nord-sud, v, e la temperatura, T, evidenzia che il loro prodotto, vT, rappresenta il trasferimento di calore verso i poli, a seconda dell’emisfero considerato. Come ricordato nel Capitolo xx, i principali movimenti atmosferici e oceanici sono alimentati dalla radiazione solare che riscalda i tropici, con il calore che si irradia più intensamente nello spazio vicino ai poli. Le onde di Rossby, o movimenti con caratteristiche simili, facilitano questo processo di trasporto di calore, operando come una sorta di “condotto termico” in questo vasto motore termico che è l’atmosfera terrestre. Questa analisi arricchisce la rappresentazione tridimensionale del problema, inizialmente presentato in modo bidimensionale nella figura 1.

Le onde di Rossby permeano l’intera profondità dell’atmosfera e non sono mere “oscillazioni superficiali”, ma manifestano le forze che agiscono sull’intera circolazione atmosferica. Un ciclone isolato, se sufficientemente grande e debole nella velocità del vento, può disgregarsi in onde di Rossby, generando nuovi cicloni e anticicloni allungati che gradualmente animano il fluido con il loro movimento, come mostrato nella Figura 3. Nel contesto di questo esperimento, il fluido stesso mostra una leggera oscillazione, muovendosi appena rispetto al movimento dei pattern di vento. In tale contesto, assente un vento occidentale medio, la maggior parte del fluido rimane statica. I cicloni più forti e realistici non emettono onde altrettanto efficacemente, ma le forze implicate nelle onde continuano a operare, influenzando ad esempio la traiettoria degli uragani spingendoli dai tropici verso i poli.

Ulteriori esempi includono i pattern di blocco nel Pacifico sudorientale e le teleconnessioni sopra il Nord America. Le misurazioni dei venti al livello di 300 HPa nel Pacifico (Figura 4) illustrano la propagazione delle onde di Rossby. La convezione cumuliforme nel Pacifico tropicale occidentale stabilisce un ampio schema di venti divergenti in alta quota. Una serie di cicloni e anticicloni si forma a sud dell’Australia, deviando verso sud-est in direzione del Cile, dove formano una persistente cellula di circolazione, abbastanza robusta da essere definita un pattern di “blocco”. La figura dimostra come i venti, correlati con una serie temporale, replicano questo schema. Le onde si propagano rapidamente, benché la velocità di spostamento dei singoli cicloni e anticicloni, circa 50 gradi di longitudine al giorno, sembri inferiore rispetto allo sviluppo complessivo del modello verso sud-est. Tali onde hanno una lenta dissoluzione, impattando un’ampia area del Pacifico meridionale ed estendendosi fino all’Atlantico meridionale. In un fluido più semplice rispetto all’atmosfera, la convezione nei tropici provocherebbe una risposta più localizzata: in questo caso, le onde facilitano una “teleconnessione” che copre metà della circonferenza terrestre.

Quando si estendono le visualizzazioni dettagliate delle onde di Rossby, originariamente risolte teoricamente nelle figure 1 e 3, a coprire l’intero globo, si osserva che queste onde tendono a propagarsi lungo traiettorie che seguono i grandi cerchi. Sebbene la teoria ne preveda la struttura nelle situazioni più elementari, per includere pattern di vento medio realistici e la topografia del terreno è indispensabile ricorrere a modelli computazionali che approssimano la soluzione delle equazioni matematiche. Un campo di onde di Rossby modellato, generato da un analogo schema di riscaldamento equatoriale da parte dell’oceano, mostrato nella figura 5, presenta due diramazioni che si estendono verso sud-est e nord-est partendo dal Pacifico occidentale. Questo flusso di onde attraverso il Nord America rispecchia il ‘pattern PNA’ (menzionato nel capitolo xx), che si associa agli eventi ENSO; ulteriori dettagli su questo pattern saranno discussi più avanti.

Passando a considerazioni più specifiche e tecniche, quali aspetti dell’atmosfera vengono in qualche modo spiegati dalle onde di Rossby? Inizialmente esplorate un secolo fa come oscillazioni deboli dell’atmosfera e degli oceani (per esempio, le maree generate da luna e sole), la teoria delle onde di Rossby oggi illumina aspetti fondamentali della dinamica della circolazione sia atmosferica che oceanica. Queste onde influenzano il movimento a zigzag dei venti occidentali e, in maniera meno diretta, i vortici sinottici che configurano il nostro clima. Le onde di Rossby sono essenziali per comprendere la configurazione globale di questi venti, l’intensificazione delle perturbazioni cicloniche alle spalle delle grandi catene montuose, la posizione e la morfologia delle vie delle tempeste nell’Atlantico e nel Pacifico occidentali, certe forme di blocco e di stallo delle masse d’aria, la trasmissione dell’energia nelle onde lunghe verso l’alto fino alla stratosfera, il trasporto del momento angolare da est a ovest attraverso queste onde e la conseguente decelerazione e il ‘riscaldamento improvviso’ del vortice polare invernale.

Nella zona equatoriale, il calore e il vapore acqueo oceanici alimentano colonne cumuliformi che riscaldano l’atmosfera su vasta scala. I venti convergono al di sotto di questa fonte di calore e divergono al di sopra, creando un modello circolatorio che si estende in entrambe le direzioni dall’origine del calore. Le onde di Rossby, che si propagano verso ovest dalla zona di innesco, modellano la configurazione di questo schema ad ovest, mentre le onde di Kelvin caratterizzano il movimento verso est del riscaldamento.

Su una scala ancora più vasta, l’atmosfera annuncia l’arrivo di El Niño nel Pacifico tropicale emettendo un treno di onde che attraversa il Nord America; in termini semplificati, queste sono identificate come onde di Rossby. Contemporaneamente, nel mare sottostante, le onde di Rossby si spostano verso ovest lungo l’Equatore, contribuendo a perpetuare il ciclo di El Niño. Durante l’estate, nella troposfera inferiore, si formano grandi anticicloni che occupano gli oceani Atlantico e Pacifico del Nord, influenzati dal riscaldamento indotto dai monsoni ma organizzati e modellati dalla propagazione verso ovest delle onde di Rossby a bassa frequenza.

Altre forme di onde di Rossby, più distanti nei meccanismi ma simili nei risultati, sono responsabili dell’instabilità di base della circolazione atmosferica est-ovest: le instabilità barocline, che modellano lo sviluppo delle tempeste cicloniche sfruttando l’energia potenziale dell’atmosfera, e le instabilità barotropiche che utilizzano l’energia cinetica del flusso atmosferico medio. Nella stratosfera, onde di Rossby di grande scala illustrano le fluttuazioni del vortice che si posiziona sopra il polo durante l’inverno, alimentate dall’ascesa dell’energia delle onde di Rossby dalla vigorosa circolazione invernale sottostante. La forza restauratrice alla base delle onde di Rossby limita anche la miscelazione dei fluidi tra nord e sud, facilitando così la formazione del buco dell’ozono.

Tuttavia, prima di essere completamente persuasi dalla potenza di questa teoria, è importante notare che le onde di Rossby sono in concorrenza con altri tipi di movimenti atmosferici, in particolare con venti turbolenti ad alta ampiezza che non formano onde. Nei sistemi meteorologici di larga scala, l’importanza della dinamica dei ‘flussi’ e quella delle ‘onde’ risultano quasi equivalenti.

Principi Base della Vorticità Potenziale e Onde di Rossby

Il principio di conservazione della vorticità potenziale aiuta a semplificare il concetto delle onde di Rossby e li collega anche con le dinamiche di flusso appena discusse. La vorticità potenziale combina gli effetti dinamici della rotazione terrestre con quelli, su scala molto più piccola, della rotazione degli elementi fluidi attorno ai propri centri. La rotazione del pianeta viene così trasmessa all’atmosfera e concentrata in piccole tempeste che ruotano velocemente.

La vorticità potenziale integra anche gli effetti delle superfici isentropiche inclinate e della forma della superficie inferiore dell’atmosfera, risultando in una miscela di proprietà del fluido su piccola scala e caratteristiche ambientali su larga scala. Questa grandezza è determinata seguendo il movimento del fluido nel tempo.

Nel modello considerato, abbiamo escluso l’influenza dell’attrito, delle fonti di calore e delle piccole turbolenze non osservate. La vorticità potenziale è legata, ma è un concetto più generale rispetto alla conservazione del momento angolare, tipica dei corpi che ruotano. La frequenza di Coriolis, che è il doppio della componente verticale della rotazione terrestre, insieme alla vorticità relativa, che rappresenta il doppio della velocità media di rotazione dei piccoli elementi fluidi, sono fattori chiave in questo contesto.

Quando il fluido si sposta, può scambiare la propria rotazione su piccola scala per quella planetaria, muovendosi verso nord o sud, fenomeno che sta alla base delle onde di Rossby. Anche variazioni nello spessore dello strato di fluido possono influenzare questo scambio, facilitandolo o ostacolandolo. Questa tendenza si osserva chiaramente nella troposfera superiore durante l’inverno, dove le curve che rappresentano la vorticità assoluta tendono a sovrapporsi con le linee di flusso, indicando che la vorticità assoluta tende a rimanere costante seguendo la circolazione media. Questa differenza è attribuibile principalmente alla variazione dello spessore dello strato di fluido e in misura minore agli effetti delle perturbazioni atmosferiche transitorie.

Variazioni della Vorticità Potenziale e le Onde di Rossby

Una caratteristica chiave emersa dalla discussione precedente è come la rotazione planetaria, indicata con f, cambi in funzione della latitudine. Questo cambiamento sistematico, noto come effetto beta, deriva dalla forma sferica della Terra.

Per esempio, in uno strato singolo di fluido omogeneo come l’acqua, la profondità totale dello strato rappresenta un elemento cruciale nel calcolo della vorticità potenziale. In questa situazione, possiamo osservare le cosiddette onde di Rossby topografiche, che emergono a causa di una variazione nella profondità dello strato dovuta a una pendenza del fondo solido, piuttosto che alla forma sferica della Terra. D’altra parte, in un fluido stratificato con variazioni significative di densità, come negli oceani o nell’atmosfera, la conservazione della vorticità potenziale viene applicata a piccoli elementi fluidi, con la profondità verticale dello strato definita da superfici di densità potenziale costante.

La vorticità potenziale assume quindi una doppia natura: è una quantità conservata in ogni punto del fluido ma ha anche un senso di conservazione in termini medi verticali per l’intero strato di fluido, noto come vorticità potenziale barotropica.

Molti aspetti delle onde di Rossby atmosferiche possono essere compresi principalmente attraverso questo più semplice concetto di vorticità potenziale barotropica. Analizzando una mappa di vorticità potenziale si può dedurre gran parte del campo di velocità e densità del fluido. Le mappe che mostrano le curve di vorticità potenziale costante nello stato medio dell’atmosfera, con venti e temperature medie, illustrano l’effetto di ristabilimento per le onde. In assenza di turbolenza dissipativa e forzature esterne significative, il fluido tende a scorrere liberamente lungo queste curve, note come contorni geostrofici o semplicemente contorni di vorticità potenziale medio.

Il persistente cambiamento di f con la latitudine evidenzia come i venti est-ovest siano favoriti su un pianeta in rotazione, e come i venti nord-sud possano frequentemente generare onde. L’essere la vorticità potenziale una quantità dinamica fondamentale e quasi invariata nell’atmosfera è estremamente utile. Essa si comporta, infatti, come un tracciante chimico, seguendo la circolazione dell’aria e permettendo di osservare come i traccianti si muovano, si distorcano e si mescolino. Le onde di Rossby, quindi, si manifestano come il tremolio dei contorni medi di vorticità potenziale dell’atmosfera.

Comprensione delle Onde di Rossby Barotropiche

Nel caso in cui lo spessore di un singolo strato di fluido, come l’acqua, sia costante, ciò contribuisce direttamente alla vorticità totale del fluido, conosciuta anche come vorticità assoluta. Tale situazione rappresenta un modello ideale che risulta molto utile per approssimare soluzioni nelle complesse atmosfere stratificate.

Carl-Gustav Rossby, nel 1939 al MIT, sviluppò un’importante approssimazione per le medie latitudini, denominata “piano beta”. Questa approssimazione tratta la Terra come se fosse una superficie piana locale, semplificando così l’uso della matematica mediante coordinate cartesiane anziché sferiche. Questo è particolarmente utile lontano dai tropici, dove la frequenza di Coriolis viene stimata con una semplice somma basata sulla latitudine.

Analizziamo ora le onde di Rossby in un’atmosfera in condizione di quiete, senza i tipici venti est-ovest. Applicando le leggi della fisica, come la conservazione del momento, si determinano le velocità del fluido nelle direzioni est (x) e nord (y). Impostando il movimento dell’onda esclusivamente in direzione nord-sud, il sistema raggiunge un equilibrio di forze. Verso est e ovest, si bilanciano la forza di Coriolis e il gradiente di pressione, mentre a nord e a sud, l’accelerazione è contrapposta dal gradiente di pressione.

Eliminando la variabile della pressione dalle equazioni di movimento, otteniamo un modello che descrive il comportamento delle velocità in direzione nord-sud. In questo modello, la frequenza delle onde è inversamente proporzionale alla loro lunghezza: onde più lunghe corrispondono a frequenze maggiori. La velocità di propagazione delle onde è diretta verso ovest e varia con il quadrato del numero d’onda, un concetto non intuitivo rispetto a sistemi d’onda più familiari come il suono o la luce, dove la velocità di propagazione è costante e la frequenza varia direttamente con il numero d’onda.

Le onde dispersive, come quelle generate da un sasso in uno stagno, mostrano una variazione graduale nella lunghezza delle onde, mentre le onde non dispersive, come il suono e le onde radio, mantengono le proprietà degli impulsi isolati, permettendo la comunicazione a grande distanza. Le onde di Rossby rappresentano un esempio affascinante di questo tipo di fenomeni atmosferici, influenzando significativamente il clima e i modelli meteorologici a grande scala.

Forza di Restaurazione nelle Onde di Rossby

Il bilancio delle forze nelle dinamiche delle onde di Rossby mostra che il gradiente di pressione agisce come forza di restauro, influenzando il movimento delle onde. Questo gradiente tra nord e sud emerge indirettamente dal bilanciamento delle forze est-ovest. Nei venti su larga scala, che variano lentamente nel tempo rispetto a un giorno, si osserva un equilibrio quasi perfetto tra il gradiente di pressione e la forza di Coriolis, che agisce perpendicolarmente al vento. A causa dell’aumento della frequenza di Coriolis con la latitudine, aumentano anche le variazioni di pressione tra nord e sud, fornendo la necessaria forza di restauro che accelera il vento.

Il principio di conservazione della vorticità potenziale (PV) chiarisce ulteriormente come funzionano le onde di Rossby. Una massa d’aria che si muove verso il nord seguendo un modello di onda stazionaria deve adattarsi riducendo la propria vorticità man mano che si sposta verso latitudini più elevate, dove la frequenza di Coriolis è minore. Questo cambiamento nel senso di rotazione, noto come spin anticiclonico, si allinea con le variazioni di velocità dell’aria: maggiore verso il nord sul lato occidentale della massa d’aria e verso il sud sul lato orientale. Questa configurazione rafforza il modello ondulatorio tipico delle onde di Rossby.

Quando le onde di Rossby sono orientate in una direzione arbitraria, si descrivono con due componenti direzionali, una est-ovest e una nord-sud. In questa configurazione, le onde sono descritte come una funzione del campo di pressione o dell’altezza geopotenziale e determinano le velocità orizzontali del vento. Questo sistema è una riformulazione della conservazione della PV, dove il movimento del vento e le variazioni di pressione sono strettamente interconnessi.

Una caratteristica fondamentale delle onde dispersive, come quelle di Rossby, è la velocità con cui si propaga l’energia, definita velocità di gruppo. Questa velocità è direzionata verso ovest e determina come l’energia si muove all’interno del sistema atmosferico. È notevole come le creste delle onde di Rossby si muovano sempre verso ovest rispetto all’aria, anche se l’energia può propagarsi in qualunque direzione. Se un punto del fluido subisce una forza oscillante costante, genera onde di Rossby che si diffondono in tutte le direzioni, formando un modello ondulatorio che si espande verso ovest e si concentra progressivamente verso la parte occidentale.

Impatto dei Venti Zonali Medi sulle Onde di Rossby

Un vento da est a ovest, noto come vento zonale medio, ha l’effetto di aumentare la velocità di propagazione naturale delle onde. Quando consideriamo le onde stazionarie, cioè quelle che non si muovono rispetto al terreno, troviamo che il movimento del vento influenza direttamente le loro caratteristiche. In particolare, un vento forte da ovest tende a generare onde stazionarie di Rossby con una lunghezza d’onda uniforme. Questo risultato indica che venti più rapidi sono associati a onde più lunghe. Al contrario, in presenza di un vento da est, la situazione si complica e le onde semplici tendono a non formarsi.

La velocità con cui l’energia delle onde si muove, nota come velocità di gruppo, è influenzata non solo dalla velocità intrinseca delle onde di Rossby, ma anche dalla velocità media del vento. Integrando questi due fattori, scopriamo che l’energia delle onde si propaga a una velocità che dipende dalla direzione e dalla forza del vento. Questo movimento dell’energia si estende in un cerchio che si allarga continuamente a valle dalla sorgente delle onde, seguendo la direzione del vento predominante.

In scenari in cui le onde non sono stazionarie ma si muovono liberamente su un vento da ovest, l’analisi diventa più complessa, combinando diversi aspetti del movimento dell’onda e dell’influenza del vento. Queste osservazioni sono parte di quello che è stato formulato da Carl-Gustav Rossby come la “formula della depressione”, che descrive come la forma e la velocità delle onde di Rossby siano modulate dai venti zonali predominanti. Questo approccio ci aiuta a comprendere meglio come le grandi strutture atmosferiche interagiscono con i venti globali, influenzando il clima e i modelli meteorologici su larga scala.

Le Dinamiche delle β-Plume nelle Circolazioni Atmosferiche

Le forzature e le β-plume presentano un concetto importante non approfondito in precedenza. Le onde che si estendono da est a ovest possono avere una notevole velocità di trasporto energetico, nonostante la loro bassa frequenza. A frequenze molto basse, mantenendo la lunghezza d’onda costante, la direzione di propagazione dell’energia è direttamente verso ovest, abbastanza veloce da superare i venti occidentali. Questo fenomeno è noto come ‘β-plume’, che si riferisce a celle di circolazione quasi stabili che si estendono verso ovest dal loro punto di origine.

Le β-plume spostano la circolazione atmosferica da est verso ovest sopra le montagne che hanno un’estensione nord-sud. Questo movimento può influenzare e modificare il flusso dell’aria a monte delle montagne, creando un effetto di blocco. Con l’aggiunta di un po’ di attrito, queste strutture possono evolvere in circolazioni chiuse e permanenti. Le correnti di Rossby, per esempio, tendono a deformare i vortici causati dalle forze naturali, rendendoli asimmetrici e estesi verso ovest.

Questo effetto è particolarmente pronunciato nei tropici, dove interagisce con altre dinamiche atmosferiche come le onde di gravità e di Kelvin, contribuendo a modellare le strutture di circolazione atmosferica. In un caso ideale, una sorgente di calore stabile all’Equatore genera una convergenza di venti a basso livello che si elevano verso la zona di riscaldamento, formando una doppia cella di circolazione a ovest del punto di calore, un altro esempio di β-plume. Queste dinamiche sono modellate anche dalle onde di Kelvin.

In estate, le β-plume sono particolarmente attive e giocano un ruolo cruciale nello sviluppo delle circolazioni monsoniche, essenziali per la fornitura di acqua dolce a una vasta parte della popolazione mondiale. Inoltre, contribuiscono alla formazione di anticicloni sopra gli oceani delle medie latitudini nella parte inferiore della troposfera, influenzando i modelli globali di circolazione atmosferica. Le montagne intervengono bloccando i flussi zonali e contribuendo alla chiusura delle circolazioni, similmente ai giri chiusi che si formano nei mari sotto l’influenza dei venti.

Guida d’Onda e Rifrazione nelle Onde di Rossby

Le onde di Rossby seguono percorsi di propagazione approssimativi, noti come “raggi”, che vengono deviati dalle variazioni nella struttura termica, nei venti mediati nel tempo e nella topografia della Terra solida. Questi raggi trovano vie preferenziali, dette “guide d’onda” o “condotti”, che si formano, ad esempio, nel nucleo dei venti occidentali, lungo l’Equatore e nella troposfera polare superiore.

Abbiamo osservato alcuni modelli di onde stazionarie indotte topograficamente nell’atmosfera, che sono almeno parzialmente attribuibili alla dinamica delle onde di Rossby. Ora, consideriamo le perturbazioni alla circolazione media delle onde stazionarie che possono nascere da una fonte aggiuntiva di onde, come mostrato in un esempio durante gli eventi di El Niño nel Pacifico. La temperatura eccezionalmente calda della superficie marina può stimolare le onde nell’atmosfera sopra di essa. È interessante notare che il modello di onde generato risulta sensibile alla posizione geografica della regione di forzamento.

Per comprendere meglio, dobbiamo estendere il concetto dell’effetto di ripristino per le onde di Rossby, considerando i gradienti di vorticità potenziale direttamente nei venti medi. Ad esempio, per un getto di vento orientale, la curvatura del profilo di vorticità risulta appiattita, mentre un getto occidentale mostra un gradiente concentrato al suo nucleo. Questa differenziazione aumenta l’effetto per il getto occidentale, facendo sì che i percorsi dei raggi delle onde di Rossby tendano a deviare lontano dai getti orientali e rimanere intrappolati all’interno dei getti occidentali, funzionando quindi come guide d’onda.

Le simulazioni al computer, utilizzando osservazioni tridimensionali, hanno generato onde di Rossby da una fonte stazionaria di vorticità. Le onde seguono effettivamente il getto occidentale dell’emisfero nord e preferiscono propagarsi verso e fuori dai tropici laddove i venti zonali sono deboli o occidentali. Le regioni critiche, dove la velocità del vento è zero, tendono a riflettere le onde di Rossby dopo aver assorbito parte della loro attività e del loro momento.

Questo esperimento suggerisce che, sebbene l’idea di guide d’onda per le onde di Rossby sia affascinante, potrebbe essere più accurato descrivere questo fenomeno come una tendenza del jet stream a ondeggiare intensamente quando perturbato, sviluppando oscillazioni stabili ma intense. Questa dinamica potrebbe meglio rappresentare la “cattura” dell’energia delle onde di Rossby dalla circolazione sottostante.

Si è scoperto che i venti invernali medi possono attivamente contribuire al campo d’onda, mostrando instabilità barotropica che può assomigliare a un semplice treno di onde di Rossby. In questo contesto, l’energia può essere trasferita dalla circolazione su larga scala al treno d’onda, come descritto nella risposta atmosferica al riscaldamento del Pacifico tropicale. I modi instabili, tuttavia, non sono facilmente distinguibili a causa delle instabilità barocliniche più rapide del sistema.

Dinamiche Atmosferiche Complesse: Onde di Rossby e Turbolenza Geostrofica

Le onde di Rossby e i vortici energetici interagiscono in modo complesso all’interno della circolazione atmosferica generale. Questa interazione può essere paragonata a una vasta rete stradale, dove le onde di Rossby seguono percorsi definiti, mentre i vortici si muovono liberamente in tutte le direzioni, generando turbolenze significative. Queste turbolenze, note come “turbolenza geostrofica”, differiscono dalle turbolenze classiche osservate in natura, dove generalmente l’energia si sposta dalle scale maggiori a quelle minori. Invece, nella turbolenza geostrofica, l’energia si accumula verso scale orizzontali più grandi e nei vortici barotropici, i quali mantengono un flusso simile attraverso diverse altitudini.

La fusione di due vortici dello stesso tipo, sia ciclonici che anticiclonici, è un fenomeno cruciale in questa dinamica, portando a una concentrazione del flusso in pochi vortici intensi e sparsi. Questo processo è evidente nel ciclo di vita di una tempesta ciclonica che si intensifica, mostrando un aumento dei vortici barotropici robusti con una ridotta variazione verticale e, quindi, un’energia potenziale inferiore, seguito da una propagazione orizzontale. Le onde di Rossby barotropiche si propagano rapidamente, e la cascata di turbolenza le alimenta efficacemente.

Quando il movimento dei fluidi è estremamente energetico, si verifica un mescolamento della vorticità potenziale (pv), che induce cambiamenti significativi nella circolazione atmosferica su larga scala attraverso lo spostamento di momento. Talvolta, questo fenomeno può manifestarsi come un’onda di Rossby che “si spezza”, con linee di pv costante che si piegano lateralmente e si arrotolano, mantenendo comunque un movimento quasi orizzontale.

Queste intricate interazioni tra onde transitorie e stazionarie, dedotte dalle osservazioni, rivelano la complessa interazione di onde di Rossby e vortici presenti nella circolazione generale. Il tumultuoso sviluppo della turbolenza geostrofica è paragonabile all’accoppiamento dei cicloni e al loro movimento da nord a sud, che riorganizza la circolazione su larga scala. Parallelamente, la turbolenza barotropica può anche convivere con le onde di Rossby, trasferendo energia a queste, sia attraverso l’interazione di una coppia di vortici adiacenti sia tramite la distorsione di un vortice dalla circolazione di più ampia scala.

Comprensione della Propagazione Verticale delle Onde di Rossby

Le caratteristiche distintive dell’atmosfera terrestre, degli oceani e degli altri pianeti derivano dalla rotazione del pianeta, dalla sua forma irregolare e dalla loro struttura stratificata estremamente sottile. Questa struttura consiste in strati quasi orizzontali di aria e acqua, con una densità che varia significativamente dal basso verso l’alto su un’altezza scala tipicamente di 8 chilometri. Questa stratificazione permette variazioni verticali dei venti orizzontali, seguendo la cosiddetta relazione del vento termico.

Le onde di Rossby barocliniche che si sviluppano in questo contesto hanno la capacità di propagarsi in tutte e tre le dimensioni. La stabilità di questi strati fluidi è tale che piccoli pacchetti d’aria, una volta mossi, oscillano con una frequenza determinata dalla loro fluttuabilità, con periodi che variano dai 10 ai 20 minuti nella troposfera e di circa 5 minuti nella stratosfera inferiore.

Il concetto di vorticità potenziale, che è un modo di misurare la rotazione e l’energia in uno strato fluido, rivela come le onde di Rossby possano propagarsi verticalmente, specialmente quando si considera il vento predominante da ovest. Le onde di Rossby, propagandosi, possono essere analizzate come se passassero attraverso un mezzo con un “indice di rifrazione”, simile a come la luce viene rifratta attraverso materiali diversi. Questo indice determina dove le onde possono propagarsi: possono muoversi solo attraverso aree dove il vento non è troppo forte e dove la configurazione della vorticità potenziale lo permette.

Questo fenomeno è particolarmente evidente nell’emisfero nord durante l’inverno, quando le onde di Rossby sono energicamente propagate verso la stratosfera, influenzando la velocità dei forti venti ciclonici del vortice polare. Le onde coinvolte sono molto lunghe, spesso estendendosi solo per uno o due cicli di lunghezza d’onda attorno a un cerchio di latitudine. Questa dinamica è fondamentale per comprendere eventi come la formazione del buco dell’ozono sopra i poli, causato dalla forte concentrazione di vorticità potenziale che confina l’aria durante l’inverno.

In conclusione, la propagazione verticale delle onde di Rossby è un aspetto cruciale della dinamica atmosferica che influisce significativamente sui modelli climatici e meteorologici globali.

Impatto delle Onde di Rossby sulla Circolazione Atmosferica Generale

Il trasporto di momento ed energia effettuato dalle onde di Rossby e dalla turbolenza geostrofica gioca un ruolo cruciale nella definizione della circolazione atmosferica generale. Ad esempio, la circolazione da nord a sud della stratosfera, che si bilancia tra est e ovest, nota come circolazione di Brewer-Dobson, è influenzata principalmente da una intensa forzatura radiativa. Tuttavia, è largamente facilitata dal movimento ascendente del momento orientale trasportato dalle onde di Rossby che proviene dalla troposfera. In questo modo, l’atmosfera inferiore esercita una pressione verso l’alto sulla stratosfera. Su un pianeta in rapida rotazione come il nostro, ciò comporta una decelerazione del vortice polare e un flusso di aria perpendicolare verso i poli. La forza esercitata dalle onde di Rossby, che determina questi fenomeni, è stata confermata tramite osservazioni.

La trasmissione di energia e momento attraverso le onde di Rossby è sostenuta da una teoria elegante che trova profonde correlazioni con la fisica classica. La conservazione della vorticità potenziale, che segue i pacchetti d’aria in condizioni ideali senza considerare la dissipazione e le forze esterne, stabilisce connessioni significative tra il movimento dei fluidi e le forze e il momento coinvolto. Queste forze giocano un ruolo fondamentale nell’intensificare i getti d’aria, nella redistribuzione del momento zonale verticalmente e nel guidare la circolazione meridionale della stratosfera.

Considerazioni Finali sulle Onde di Rossby e la Dinamica Atmosferica

Le manifestazioni delle onde di Rossby nell’atmosfera sono molto più numerose e variegate di quanto descritto finora, includendo modi ultra-lunghi con rapida propagazione verso est, modi legati alla forzatura delle maree, e soprattutto una vasta gamma di onde di vorticità potenziale che giocano un ruolo cruciale nella crescita baroclinica delle tempeste. Oltre alle onde, elementi come instabilità, accelerazione della circolazione media indotta dalle onde, cicli di vita della turbolenza geostrofica e mescolanza di vorticità potenziale arricchiscono complessivamente la dinamica dell’atmosfera. Le onde di Rossby rappresentano dunque solo il punto di partenza per una comprensione più approfondita di questi fenomeni.

Infine, è importante ricordare che le teorie scientifiche dovrebbero essere verificate tramite esperimenti fisici quando possibile. Utilizzando una piattaforma rotante simile a quella di Rossby, possiamo creare un modello di ‘piano β polare’ dove la superficie libera dell’acqua in un cilindro, di forma paraboloidale e costante, simula il gradiente di vorticità potenziale che troviamo alle medie e alte latitudini terrestri. Attraverso l’oscillazione verticale di un piccolo cilindro di vetro, che comprime le linee di vortice, generiamo un’onda di Rossby molto energetica, osservabile soprattutto a est del dispositivo che genera le onde. Queste onde, che si propagano verso la fonte di energia e trasportano momento, inducono un flusso verso est nella maggior parte delle latitudini e un getto verso ovest in corrispondenza della forzatura, coesistendo con eddies turbolenti. Inoltre, nonostante l’intensa attività ondulatoria, la regione del cappuccio polare arancione rimane isolata dalle latitudini inferiori, un fenomeno noto come ‘effetto buco dell’ozono’, dove i gradienti di vorticità potenziale limitano la mescolanza mentre favoriscono la propagazione delle onde di Rossby.

Sviluppi Storici nelle Teorie delle Onde di Rossby

Le teorie matematiche predissero l’esistenza di onde su larga scala su una sfera rotante già alla fine del XIX secolo, grazie al lavoro di Hough e Margules. Bernard Haurwitz, dopo aver lasciato la Germania nei primi anni ’30, elaborò le proprietà fondamentali di questi modelli in un articolo del 1937. Nonostante fosse considerato un “nemico straniero” negli Stati Uniti nel 1942, ciò non impedì all’Army Air Corps di incaricarlo di dirigere un programma di ricerca sulla previsione meteorologica. Carl-Gustav Rossby introdusse un’importante semplificazione conosciuta come il “piano β”, che facilitò notevolmente lo studio di queste onde.

L’importanza completa delle teorie precedenti non emerse fino a molto tempo dopo la loro scoperta. Il primo influente lavoro di Rossby fu pubblicato nel Journal of Marine Research nel 1939, sottolineando che queste onde sono presenti sia negli oceani che nell’atmosfera. Attraverso la promozione di una formula di propagazione semplice, Rossby riuscì ad applicare queste teorie alle osservazioni della circolazione atmosferica al MIT in diversi lavori fondamentali del 1939 e durante gli anni del conflitto mondiale. Prima dell’avvento delle simulazioni computerizzate dell’atmosfera, le onde di Rossby rappresentarono un importante fondamento teorico per il miglioramento delle previsioni meteorologiche. Verso la fine del XX secolo, la dinamica delle onde di Rossby ha illuminato molti aspetti poco conosciuti della dinamica atmosferica, rivelando dettagli prima oscuri.

Questa immagine illustra come il vento interagisce con un ostacolo fisico, come una montagna, rappresentata al centro dall’immagine di un cerchio. Le linee curve, chiamate “streamlines”, mostrano il percorso del vento mentre scorre attorno a questo ostacolo.

Le onde di Rossby sono particolari onde atmosferiche che si formano a causa della rotazione della Terra e influenzano significativamente il tempo meteorologico, specialmente nelle zone temperate. Nell’immagine, le linee numerate indicano diverse aree di pressione relativa all’intensità del vento. Le linee con numeri positivi rappresentano aree di alta pressione, mentre quelle con numeri negativi rappresentano aree di bassa pressione.

In sintesi, l’immagine visualizza il modo in cui il vento si modella e si adatta quando incontra un ostacolo come una montagna, formando un pattern di movimento che può influenzare le condizioni meteorologiche circostanti.

La figura illustra i movimenti dell’aria nell’atmosfera superiore, a circa 300 millibar, rappresentando due elementi principali: le linee di flusso (in linea continua) e la vorticità assoluta (in linea tratteggiata). Le linee di flusso mostrano la direzione e il movimento dell’aria, mentre la vorticità assoluta indica la tendenza dell’aria a ruotare, includendo l’effetto della rotazione terrestre.

Nell’immagine, i contorni che formano anelli indicano diverse intensità di movimento dell’aria. La non coincidenza tra le linee di flusso e quelle di vorticità sottolinea la presenza di dinamiche più complesse rispetto a semplici onde barotropiche di Rossby, suggerendo l’influenza di variazioni di temperatura con l’altitudine, note come effetti baroclini.

Il contorno tratteggiato dei continenti è mostrato per dare contesto geografico, con il Nord America posizionato nella parte inferiore della mappa. Questa configurazione visualizza il modo in cui i grandi schemi atmosferici influenzano e sono influenzati dalle strutture geografiche terrestri.

In sintesi, la figura mette in luce la complessità delle interazioni atmosferiche nell’alta troposfera, evidenziando come tali dinamiche possono impattare il clima globale e i modelli meteorologici.

La figura presenta tre sezioni trasversali dell’altezza geopotenziale dell’atmosfera a differenti latitudini durante la stagione invernale: 60°N (parte superiore, a), 45°N (parte centrale, b) e 25°N (parte inferiore, c). L’altezza geopotenziale rappresenta la “altezza” delle superfici di pressione costante, influenzata dalla temperatura e dalla distribuzione della massa d’aria.

Aspetti Chiave delle Mappe:

• L’asse verticale in ogni mappa mostra i livelli di pressione, da valori più alti a bassi, corrispondenti a quote crescenti.
• L’asse orizzontale rappresenta la longitudine, estendendosi da 90°E a 90°W.

Caratteristiche Visive:

• Le linee continue indicano l’altezza geopotenziale in metri, mostrando la forma delle superfici di pressione. La prossimità delle linee segnala forti gradienti di pressione e venti intensi.
• Le cifre sulle linee rappresentano specifiche altezze geopotenziali.

Dinamiche Visibili nelle Varie Sezioni:

• Nella sezione (a) a 60°N, si osservano altezze geopotenziali elevate, suggerendo una colonna d’aria più calda o spessa.
• Nella sezione (b) a 45°N, l’ambiente mostra variazioni più pronunciate di altezza geopotenziale, indicando una dinamica atmosferica più complessa.
• Nella sezione (c) a 25°N, prevalgono altezze geopotenziali inferiori, che possono riflettere una colonna d’aria più fredda o meno spessa.

Conclusione: Queste mappe forniscono una visione approfondita delle variazioni longitudinali e verticali dell’altezza e della temperatura atmosferica durante l’inverno. Esse aiutano a capire come la struttura verticale dell’atmosfera possa influenzare i grandi sistemi meteorologici e il tempo che ne risulta.

La figura illustra l’evoluzione di un vortice inizialmente debole attraverso tre fasi distinte, rappresentate nei tre pannelli. Questi mostrano le linee di flusso o le curve di pressione costante in un singolo strato di fluido, utilizzando l’approssimazione del piano β per emulare gli effetti della rotazione terrestre senza un vento medio da ovest.

Primo pannello (a sinistra):

• Il primo pannello visualizza un vortice centrale molto concentrato, rappresentato da linee circolari strette attorno a un nucleo. Questa è la condizione iniziale del vortice, caratterizzato da una struttura ordinata e definita.

Secondo pannello (centro):

• Nel secondo pannello, il vortice inizia a decomporsi e le linee di flusso si estendono in forme allungate che assomigliano a “banane”. Queste forme indicano la formazione di celle di alta e bassa pressione generate dalle onde di Rossby, onde atmosferiche a larga scala che si formano a causa della variazione del parametro di Coriolis con la latitudine.

Terzo pannello (a destra):

• Il terzo pannello mostra una fase più avanzata dell’evoluzione del vortice. Le linee di flusso sono ora irregolari e interconnesse, indicando una complessa interazione tra diverse celle di pressione. Il pattern del flusso diventa più caotico e esteso, segnando una significativa trasformazione del vortice iniziale.

Contesto generale:

• La dinamica mostrata è periodica in direzione est-ovest, significando che le onde che escono da un lato del dominio rientrano dall’altro, creando un continuo ciclo di evoluzione e interazione delle strutture del flusso.

In sintesi, questi pannelli illustrano come un semplice vortice possa evolvere in un sistema dinamico complesso sotto l’effetto delle onde di Rossby, evidenziando l’importanza delle dinamiche fluidodinamiche planetarie nel modellare i fenomeni atmosferici.

La figura 4, originaria dello studio di Renwick e Revell del 1999, illustra la correlazione tra i venti nord-sud al livello dei 300 HPa e le serie temporali relative ai fenomeni di blocco atmosferico nel Pacifico sudorientale. I pannelli, etichettati da D-4 a D+4, mostrano la progressione temporale del pattern di correlazione rispetto al picco del blocco atmosferico, partendo da quattro giorni prima fino a quattro giorni dopo il picco.

Dettagli sui Pannelli:

• Ogni pannello è marcato con “D-x” o “D+x”, dove “x” rappresenta i giorni prima o dopo il massimo blocco, permettendo di osservare l’evoluzione della correlazione nel tempo.
• Le linee continue nei pannelli indicano le zone di correlazione tra i venti e il fenomeno di blocco, che si manifesta attraverso persistenti e anormali alte pressioni che influenzano la circolazione atmosferica.

Definizione di ‘Blocco’ e Propagazione Ondulatoria:

• Il blocco è definito come un periodo di almeno 5 giorni durante il quale la pressione a 500 HPa è almeno 0,5 deviazioni standard sopra la norma, causando una significativa alterazione dei modelli meteorologici e climatici abituali.
• Il fenomeno di propagazione ondulatoria visibile nei pannelli si estende dal sud-est dell’Australia attraverso il Pacifico, evidenziando il movimento di energia e momenti attraverso l’atmosfera.

Interazione con El Niño:

• È evidenziata anche una forte correlazione tra i periodi caldi di El Niño e i pattern di blocco a latitudini elevate, con una correlazione tra l’indice SOI e l’indice di blocco che raggiunge il valore di -0.8 negli ultimi 15 anni, sottolineando un legame significativo con gli eventi climatici globali.

In conclusione, questa serie di mappe fornisce una chiara visualizzazione di come i venti e i blocchi atmosferici nel Pacifico sudorientale siano interconnessi, influenzando significativamente i cambiamenti climatici e meteorologici nelle regioni coinvolte.

La figura 5 mostra un modello computerizzato della circolazione atmosferica a livello globale, utilizzato tanto nelle previsioni meteorologiche quanto nello sviluppo e nella verifica di teorie sulla dinamica atmosferica. L’immagine illustra la propagazione delle onde di Rossby, che sono grandi onde atmosferiche presenti nella troposfera superiore e nella stratosfera e che influenzano notevolmente il clima e il tempo meteorologico.

Queste onde si originano a seguito di riscaldamento convettivo causato da cumuli nel Pacifico occidentale equatoriale, dovuto all’acqua calda oceanica. Le onde si spostano verso est seguendo percorsi che si avvicinano a quelli delle orbite circolari grandi.

Le linee contornate nell’immagine rappresentano i venti meridionali (nord-sud) nell’alta troposfera, escludendo i venti mediati nel tempo. L’intervallo tra i contorni è di 0,5 metri al secondo, indicativo della velocità del vento associata a queste onde. Questa rappresentazione è fondamentale per comprendere come il riscaldamento nelle regioni tropicali possa influenzare le condizioni climatiche e meteorologiche in altre aree del globo, visto che le onde di Rossby possono avere impatti su scala vasta.

La figura 6 mostra il movimento di un pacchetto d’aria che si sposta verso nord attraverso un’onda stazionaria, mantenendo costante la sua vorticità potenziale. Nell’immagine, mentre il pacchetto d’aria si muove verso nord, sviluppa una rotazione antioraria, descritta come una vorticità negativa o antciclonica.

Questo cambiamento nella rotazione influisce sul fluido situato sia a est che a ovest del pacchetto d’aria, rafforzando così il movimento dell’onda stessa nella direzione nord-sud. Questa illustrazione serve a dimostrare come le modifiche nella vorticità possano avere un impatto significativo sul movimento e sulla struttura delle onde meteorologiche.

La figura evidenzia l’importanza delle interazioni dinamiche tra la vorticità, il movimento dell’aria e le influenze geografiche come il parametro di Coriolis nel contesto di un sistema meteorologico.

La figura 7 mostra un diagramma frequenza-numero d’onda per le onde di Rossby in un fluido privo di venti medi orientali. I numeri d’onda k e l, che rappresentano le direzioni est e nord, sono indicati sugli assi orizzontali del diagramma.

Le curve nel grafico rappresentano livelli di frequenza costante, ω, e sono tracciate in modo tale che la frequenza aumenti avvicinandosi all’origine. Questa disposizione illustra una proprietà peculiare delle onde di Rossby: esse sono onde dispersive con frequenze più alte per lunghezze d’onda maggiori, contrariamente alle onde non dispersive.

L’energia di una particolare onda si propaga perpendicolarmente (e verso l’interno) rispetto a queste curve. Per esempio, un vettore d’onda che parte dall’origine e si dirige verso l’alto e a sinistra (verso nord-ovest) genera creste d’onda e direzioni del vento orientate da nord-est a sud-ovest, con energia che si propaga verso sud.

Il colore rosso e blu vicino all’origine nel diagramma potrebbe indicare aree di particolare intensità o interazioni significative tra i numeri d’onda e le frequenze, sottolineando regioni di maggiore attività o rilevanza dinamica nel comportamento delle onde. Questo tipo di rappresentazione è essenziale per i meteorologi e gli scienziati atmosferici per analizzare la propagazione e l’interazione delle onde atmosferiche in condizioni senza flussi predominanti.

La figura 8 illustra le onde di Rossby generate in un fluido inizialmente fermo, attivate da una forza oscillante dove il campo mostra il suo picco massimo. La rappresentazione offre una vista in prospettiva della pressione o funzione di corrente, osservata dal sud-ovest.

Nel dettaglio, le onde di Rossby corte, che hanno una velocità energetica orientata verso est, sono visibili nella parte est della figura, mentre le onde più lunghe, che si muovono quasi esclusivamente in direzione est-ovest, si estendono a ovest del punto di forza. Sotto il grafico di contorno, il piano evidenzia la forma parabolica delle creste d’onda. Queste onde, con il tempo, tendono a spostarsi verso ovest e ‘collassano’ sulla linea di latitudine che si protrae verso ovest partendo dal punto di forza.

Questa visualizzazione è fondamentale per capire come le forze oscillanti influenzino il movimento delle onde in un fluido e come queste onde interagiscono e si evolvono nel tempo a seconda della loro lunghezza d’onda e direzione di propagazione.

La figura 9 illustra la circolazione di una piuma beta (β plume), generata da un’area limitata di forzamento, ad esempio il riscaldamento atmosferico tramite nubi convettive. Questo tipo di circolazione si verifica nelle medie latitudini su un piano β, dove si nota che la circolazione si estende verso ovest rispetto alla fonte di forzamento, formando un giro allungato.

Le onde di Rossby, caratterizzate da una frequenza molto bassa, sono determinanti nell’estensione occidentale di questa circolazione. Il forzamento all’origine può essere causato da un piccolo riscaldamento dovuto alla convezione dei cumuli, che provoca un flusso divergente nella troposfera superiore e quindi una circolazione antciclonica e venti convergenti, con una circolazione ciclonica nella troposfera inferiore. Alternativamente, potrebbe derivare da una forza meccanica di “torsione” concentrata all’origine.

La rappresentazione grafica mostra il risultato teorico, espresso da una funzione di Bessel con argomento immaginario moltiplicato per un esponenziale. Questo modello teorico aiuta a visualizzare come specifiche forze localizzate possano influenzare la circolazione atmosferica su scala più ampia, illustrando il modello di flusso che emerge dall’interazione dinamica tra il forzamento e la risposta del fluido atmosferico.

La figura 10 tratta della risposta atmosferica alla convezione cumuliforme nell’equatore in un’atmosfera priva di venti medi, esaminando specificamente come il riscaldamento da convezione cumuliforme (regione ombreggiata) generi onde di Rossby e onde di Kelvin. Questo è un esempio di dinamica atmosferica complessa e la figura aiuta a visualizzare come diversi processi interagiscano tra loro.

Spiegazione della Figura

1. Pannello Superiore (Troposfera Alta)
   • Mostra dove gli updraft (correnti ascensionali) divergono verso l’esterno. Questo indica che nell’alta troposfera, l’aria si muove lontano dalla zona di convezione (area riscaldata), contribuendo a formare un modello di circolazione più ampio.
2. Pannello Inferiore (Bassa Atmosfera)
   • Illustra come i venti convergenti alimentino l’updraft, con l’aria che si muove verso la zona di riscaldamento, evidenziando una convergenza a livello basso. Questo è il processo inverso rispetto a quello che avviene nella parte superiore dell’atmosfera.

Processi Dinamici Chiave

• β-plume (Plume di Rossby): Questo termine indica una zona dove l’aria viene attratta da ovest verso la zona di convergenza. La struttura delle onde di Rossby qui visualizzata è tipicamente più larga e ha una scala temporale più lunga rispetto alle onde di Kelvin.
• Kelvin Plume: Rappresenta l’aria che viene attratta da est. Le onde di Kelvin sono generalmente più veloci e con una struttura più stretta rispetto alle onde di Rossby.
• Effetto di f (Parametro di Coriolis): Sul Equatore, il segno di f cambia da nord a sud, causando un modello di circolazione doppia cella visualizzato qui, piuttosto che una singola cellula di circolazione come mostrato in altre figure (non visualizzate). Questo implica che ci sono cellule di vento cicloniche sotto (rotazione contro oraria nell’emisfero nord e oraria nel sud) e cellule antocicloniche sopra.

Importanza nella Meteorologia

La comprensione di come funzionano queste dinamiche è cruciale per prevedere i modelli meteorologici, specialmente in regioni equatoriali dove tali fenomeni possono avere impatti significativi sul clima e sul tempo.

La figura 11 mostra tre diverse rappresentazioni relative ai venti e alla vorticità potenziale barotropica nell’emisfero nord durante l’inverno. Ogni pannello visualizza dati differenti che sono cruciali per comprendere la dinamica atmosferica su larga scala. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

Spiegazione della Figura

Pannello a: Velocità media dei venti occidentali

• Questo pannello mostra la distribuzione della velocità media dei venti occidentali durante l’inverno nell’emisfero settentrionale.
• Le linee continue rappresentano regioni di velocità maggiori, con le cifre indicate sulle linee che mostrano specifiche velocità dei venti.
• Le aree con linee più dense indicano i jet stream occidentali, che sono forti venti occidentali situati nelle regioni temperate.

Pannello b: Gradiente medio di vorticità potenziale barotropica nord-sud, β-∂²U/∂y²

• Illustra il gradiente di vorticità potenziale barotropica, un fattore importante nella formazione e nel mantenimento di onde atmosferiche e nella dinamica dei jet stream.
• I valori elevati di questo gradiente sono spesso trovati nei jet stream come mostrato nel pannello.
• Le linee continue indicano valori positivi, mentre le linee tratteggiate rappresentano valori negativi. Le linee punteggiate indicano dove il valore è zero.

Pannello c: Forza di ripristino effettiva per le onde di Rossby, β*

• Mostra la forza di ripristino per le onde di Rossby, che sono onde planetarie importanti per il trasporto di energia e momento nell’atmosfera.
• La linea più spessa nel pannello inferiore evidenzia aree di concentrazione di alti valori di β*, che si trovano lungo le linee critiche.
• Anche qui, le linee continue rappresentano valori positivi, le tratteggiate valori negativi e le punteggiate dove il valore è zero.

Rilevanza

Queste mappe sono fondamentali per gli studiosi di dinamica atmosferica, in quanto forniscono una visione complessiva delle forze e dei movimenti che guidano i fenomeni meteorologici su larga scala, come tempeste e sistemi frontali, particolarmente nei mesi invernali. La conoscenza di questi elementi aiuta i meteorologi a prevedere eventi meteorologici e a comprendere meglio le interazioni tra diverse parti dell’atmosfera.

Analisi della Figura 12: Anomalie del Vento Meridionale in Risposta a Riscaldamento Localizzato

• Sorgente di Calore e Posizione: Il calore è stato introdotto a 20°N, 0°E, probabilmente simulando un evento di riscaldamento anomalo come un intenso riscaldamento del mare o un’attività convettiva accentuata.
• Anomalia del Vento Meridionale: L’immagine mostra le anomalie nei venti meridionali, cioè variazioni rispetto alla condizione media del vento. Le linee chiuse rappresentano aree di deviazione significativa dalla media, suggerendo un forte impatto della sorgente di calore sulle correnti atmosferiche.
• Ambiente Dominato dalla vorticità potenziale barotropica (PV): Come indicato nella didascalia, il contesto per questa simulazione è dominato dalla vorticità potenziale barotropica descritta nella figura 11. Questo significa che le dinamiche visualizzate sono influenzate principalmente da movimenti verticalmente uniformi dell’atmosfera.

Implicazioni:

• Formazione di Sistemi di Pressione e Onde Atmosferiche: Le anomalie visualizzate possono portare alla formazione di sistemi di bassa e alta pressione, che a loro volta possono influenzare le condizioni meteorologiche regionali e globali.
• Interazioni Complesse: La risposta atmosferica a un riscaldamento localizzato come mostrato può interagire con il flusso atmosferico esistente per produrre pattern complessi di circolazione atmosferica, inclusi i fenomeni di teleconnessione a lungo raggio.
• Applicazioni della Modellistica: I modelli tridimensionali come quello usato per questa simulazione sono cruciali per prevedere e comprendere le risposte atmosferiche a vari forzanti, utili per migliorare le previsioni meteorologiche e climatiche.

In sintesi, questa figura illustra come una perturbazione locale possa influenzare significativamente la dinamica atmosferica a scala globale, evidenziando l’importanza di considerare sia le condizioni locali che quelle globali nella modellistica atmosferica.

Analisi della Figura 13: Vorticità Potenziale e Immagini di Vapore Acquoso sopra l’Europa

Pannello A: Vorticità Potenziale (PV) sulla superficie a 3200 K

• Contorni e Valori PV: Il pannello mostra i contorni di vorticità potenziale (PV) sulla superficie isotermica di 3200 K, che è spesso associata alla tropopausa, il confine tra la troposfera e la stratosfera. I valori del PV sono indicati dalle linee chiuse e numerate.
• Tropopausa: La tropopausa in questa visualizzazione è indicata tra i contorni da 0.5 a 1.5. Quest’area segna la transizione dalla troposfera alla stratosfera, e il PV aiuta a identificare la dinamica e la struttura di questa regione critica.
• Importanza della PV: La vorticità potenziale è particolarmente utile per identificare rapidamente le dinamiche atmosferiche complesse, come i flussi di aria tra stratosfera e troposfera che possono influenzare il tempo meteorologico.

Pannello B: Immagine Meteosat del Vapore Acquoso

• Spettro di Radiazione: L’immagine di Meteosat cattura la radiazione nella gamma di lunghezze d’onda da 5.7 a 7.1 micron, specifica per il vapore acquoso. Questo permette di osservare le strutture di umidità nell’atmosfera.
• Correlazione con PV: Le aree di alta o bassa concentrazione di vapore acquoso possono essere correlate con le strutture di PV mostrate nel Pannello A, offrendo una visione integrata di come l’umidità interagiscano con le dinamiche atmosferiche verticali e orizzontali.

Significato Combinato di A e B

Confrontare le due immagini aiuta a comprendere come le strutture fisiche nell’atmosfera, come la vorticità e la distribuzione di umidità, interagiscano e influenzino le condizioni meteorologiche. La vorticità potenziale e il vapore acquoso forniscono due prospettive complementari che, insieme, possono offrire una comprensione più approfondita di fenomeni meteorologici come lo sviluppo di sistemi frontali o tempeste.

Analisi della Figura 14: Dinamiche delle Onde di Rossby e Indici di Rifrazione

Pannello Superiore: Vento Medio Est-Ovest Utilizzato nel Modello

• Mostra la distribuzione del vento medio est-ovest utilizzato come input nel modello numerico.
• Le linee continue indicano i livelli di vento, con la direzione e l’intensità del vento che variano con la latitudine e l’altezza.

Pannello Centrale: Indice di Rifrazione per Onda Zonale Stazionaria di Numero 2

• Rappresenta l’indice di rifrazione per un’onda zonale stazionaria con numero d’onda 2.
• La banda scura mostra valori elevati di indice di rifrazione, indicando aree dove le onde sono più propense a propagarsi o essere “intrappolate”.

Pannello Inferiore: Percorsi di Propagazione per le Onde di Rossby Ideali

• Illustra i percorsi di propagazione delle onde di Rossby ideali, che tendono a rifrangersi verso l’equatore (verso un indice di rifrazione più grande o una maggiore velocità dell’onda) con l’aumento dell’altezza.
• I contorni mostrano la convergenza del flusso di Eliassen-Palm, che esercita una forza verso ovest sulla circolazione generale. Questa forza è particolarmente forte nei tropici dove la velocità del vento U tende a zero.

Implicazioni

Questa figura fornisce una comprensione dettagliata di come le onde di Rossby possano essere influenzate dalle condizioni di vento zonali e di come queste onde influenzino a loro volta la circolazione atmosferica su larga scala. L’interazione tra onde, vento e forze di rifrazione è cruciale per la comprensione dei pattern climatici e meteorologici globali. Il flusso di Eliassen-Palm è un importante meccanismo di feedback che lega i movimenti delle onde alle forze dinamiche più ampie nella circolazione atmosferica.

Analisi della Figura 15: Forza Zonale Indotta dalle Onde per Gennaio 1993

Dettagli della Figura

• Assi e Scala: L’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica in millibar, che diminuisce con l’altitudine (dall’alto verso il basso, quindi dall’atmosfera superiore verso la superficie terrestre). L’asse orizzontale mostra la latitudine, che va da -90 gradi (polo sud) a 90 gradi (polo nord).
• Contorni e Valori: Le curve continue rappresentano i valori positivi di GGG, mentre le curve tratteggiate indicano i valori negativi. Questi valori negativi sono previsti dall’upward flux del momento est-ovest trasportato dalle lunghe onde di Rossby.
• Importanza dei Valori di GGG: I valori positivi e negativi di GGG indicano rispettivamente un aumento e una diminuzione della forza zonale per unità di massa. Questo è cruciale per comprendere come le onde atmosferiche influenzino il trasporto del momento e, quindi, la circolazione atmosferica globale.

Significato Scientifico

• Influenza delle Onde di Rossby: Le onde di Rossby, che sono onde atmosferiche a grande scala generate dalla rotazione terrestre e dalle differenze di temperatura, giocano un ruolo chiave nel modellare i pattern di vento e pressione atmosferica. La figura illustra come queste onde possano influenzare la circolazione atmosferica tramite il trasporto del momento.
• Applicazioni Meteorologiche: Comprendere questi processi è essenziale per i meteorologi e i climatologi che cercano di prevedere i cambiamenti nei pattern del vento e del clima, specialmente in relazione agli eventi meteorologici estremi.
• Uso dei Dati Derivati: L’utilizzo di dati derivati dall’equilibrio del momento zonale aiuta a chiarire il ruolo delle interazioni tra radiatività e dinamica atmosferica nel configurare la circolazione globale.

In sintesi, questa figura fornisce una visione approfondita di come le onde di Rossby influenzino dinamicamente la circolazione atmosferica attraverso la trasmissione del momento est-ovest, offrendo così un contributo essenziale alla nostra comprensione dei sistemi meteorologici globali.

Analisi della Figura 16: Carl-Gustav Rossby e la Piattaforma Rotante per Simulazioni Meteorologiche

Dettagli dell’Apparato

• Piattaforma Rotante: Il dispositivo visibile nella foto consiste in una piattaforma circolare equipaggiata con diversi recipienti e meccanismi. La piattaforma, una volta attivata, ruota per mimare il movimento rotazionale della Terra.
• Simulazione di Fenomeni Meteorologici: L’equipaggiamento sulla piattaforma era probabilmente usato per creare variazioni di temperatura e pressione, fondamentali per generare movimenti d’aria e simulare condizioni meteorologiche.

Importanza Storica e Scientifica

• Studio delle Onde di Rossby: Carl-Gustav Rossby è noto per il suo lavoro sulle onde di Rossby, grandi onde atmosferiche generate dalla rotazione del pianeta. Queste onde hanno un ruolo critico nei pattern del clima globale e sono una componente chiave nella comprensione della circolazione atmosferica.
• Contributi alla Meteorologia: Gli studi e le simulazioni di Rossby hanno contribuito significativamente alla meteorologia moderna, fornendo una base teorica per la comprensione dei sistemi meteorologici a larga scala.

Questa immagine non solo cattura un momento storico nell’evoluzione della scienza meteorologica ma illustra anche l’innovazione e l’applicazione pratica dei concetti teorici nel campo della dinamica atmosferica. Questo tipo di esperimento ha aperto la strada per sviluppi futuri in meteorologia e climatologia, migliorando la nostra capacità di prevedere eventi meteorologici e comprendere i processi atmosferici.

Analisi della Figura 17: Simulazione delle Onde di Rossby in Laboratorio

Dettagli dell’Esperimento

• Sorgente dell’Onda: La sorgente dell’onda è posizionata nella parte inferiore sinistra dell’immagine, indicata come un corpo oscillante. Questo dispositivo genera perturbazioni che simulano le onde di Rossby nell’atmosfera terrestre.
• Distribuzione del Colorante: Il colorante verde e rosso viene utilizzato per visualizzare il movimento dei fluidi nell’esperimento. Il verde rappresenta le aree dove il flusso è più influenzato dalle onde, mentre il rosso, concentrato intorno al Polo Nord, rimane relativamente non miscelato a causa dell’intensa attività delle onde.
• Induzione del Flusso: Nonostante non ci sia una circolazione preesistente nell’esperimento, le onde inducono un flusso verso est alla maggior parte delle latitudini e un flusso verso ovest vicino alle latitudini dove avviene la forzatura, come evidenziato dai circoli di colorante.

Implicazioni Scientifiche

• Visualizzazione delle Onde di Rossby: Le onde di Rossby sono fenomeni a grande scala che giocano un ruolo cruciale nei pattern climatici e meteorologici. Queste onde sono influenzate dalla rotazione della Terra e si manifestano come movimenti ondulatori nelle correnti aeree superiori.
• Studio della Dinamica dei Fluidi: Questo tipo di esperimento aiuta gli scienziati a comprendere meglio la dinamica dei fluidi atmosferici e oceanici. Simulare tali fenomeni in un ambiente controllato permette di osservare direttamente le interazioni e i movimenti che altrimenti sarebbero invisibili nell’ambiente naturale.
• Importanza nella Meteorologia e Oceanografia: Gli studi sulle onde di Rossby sono fondamentali per la previsione del tempo e la modellazione climatica, poiché aiutano a prevedere i cambiamenti nei venti prevalenti e nelle correnti oceaniche che possono influenzare condizioni meteorologiche estreme.

Questo esperimento dimostra non solo la capacità di replicare fenomeni atmosferici complessi in laboratorio, ma anche l’importanza di tali studi per la comprensione dei sistemi naturali.

Figura 18: Bernard Haurwitz, Pioniere della Teoria delle Onde di Rossby

Contributi di Bernard Haurwitz

• Teoria delle Onde di Rossby: Haurwitz ha contribuito significativamente alla teoria delle onde di Rossby, che descrive le onde planetarie generate principalmente dalla rotazione della Terra e dalle variazioni nella distribuzione di temperatura e pressione atmosferica.
• Meteorologia Dinamica: I suoi studi e ricerche hanno aiutato a definire molti aspetti della meteorologia dinamica, influenzando le tecniche moderne di previsione meteorologica e l’analisi dei sistemi climatici su vasta scala.

Impatto e Riconoscimenti

• Educazione e Insegnamento: Oltre ai suoi contributi scientifici, Haurwitz è stato anche un educatore influente, formando generazioni di meteorologi.
• Pubblicazioni e Collaborazioni: Ha pubblicato numerosi articoli che hanno ampliato la base di conoscenza nel campo della meteorologia e ha collaborato con altri scienziati di spicco per avanzare nella comprensione dei fenomeni atmosferici.

La figura di Haurwitz non solo evidenzia la sua importanza nel campo della meteorologia ma anche il suo contributo duraturo alla scienza, che continua a influenzare le pratiche contemporanee nella meteorologia e nella climatologia.

https://www.gfdl.noaa.gov/wp-content/uploads/files/user_files/io/rhines.pdf