Rottura delle Onde di Rossby e Trasporto tra i Tropici e le Extratropici sopra il Getto Subtropicale

CAMERON R. HOMEYER E KENNETH P. BOWMAN
Dipartimento di Scienze Atmosferiche, Texas A&M University, College Station, Texas
(Manoscritto ricevuto l’11 luglio 2012, in forma definitiva il 14 settembre 2012)

ABSTRACT
La rottura delle onde di Rossby rappresenta un meccanismo cruciale per lo scambio di aria in entrambe le direzioni tra la parte superiore della troposfera tropicale e quella inferiore della stratosfera e la stratosfera extratropicale inferiore. In questo studio, gli autori espongono una climatologia trentennale (1981-2010) riguardante eventi di rottura delle onde caratterizzati da taglio anticiclonico e ciclonico lungo il confine dei tropici, nella fascia di temperatura potenziale tra 350 e 500 K, analizzati attraverso l’ERA-Interim (ECMWF Interim Re-Analysis). Le analisi del trasporto Lagrangiano evidenziano un predominante trasporto equatoriale causato dalla rottura delle onde vicino ai 380 K e un trasporto polare nelle quote al di sopra e al di sotto della fascia 370-390 K. Quest’ultimo risultato contrasta con le ricerche precedenti e dipende significativamente dalla definizione del confine tropicale utilizzato. Viene inoltre identificata una triplice modalità di trasporto associata agli eventi di rottura delle onde anticcicloniche vicino al tropopauso tropicale (380 K): verso i poli, verso l’equatore e simmetrica. Contrariamente, il trasporto legato agli eventi di rottura delle onde cicloniche è prevalentemente diretto verso i poli. Le modalità di trasporto anticciclonico sono collegate a specifiche configurazioni del flusso medio atmosferico. In particolare, le medie compositive indicano che il trasporto polare si verifica in presenza di un getto subtropicale “diviso”, dove il getto a monte dell’onda rotta si estende verso est, posizionandosi a latitudini più polari e a quote inferiori rispetto al getto subtropicale a valle, con un notevole sovrapporsi longitudinale tra i due getti. Il trasporto equatoriale, invece, si verifica subito a valle di anticicloni stazionari nei tropici, spesso in associazione con le circolazioni dei monsoni. Si evidenzia, inoltre, che la direzione del trasporto generata dalla rottura delle onde è in gran parte determinata dalla posizione relativa dei getti.

1. Introduzione
La rottura delle onde di Rossby è riconosciuta per il suo impatto significativo sulla dinamica e sulla chimica della troposfera superiore e della stratosfera inferiore (UTLS), come evidenziato da McIntyre e Palmer nel 1983. Studi successivi hanno dimostrato correlazioni con fenomeni quali la convezione intensificata (Matthews e Kiladis 2000), le depressioni isolate e gli anticicloni bloccanti (Baray et al. 2003; Pelly e Hoskins 2003), nonché pattern climatici su scala emisferica come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO; Benedict et al. 2004) e lo scambio stratosfera-troposfera (STE; Scott e Cammas 2002). Comprendere questi effetti è fondamentale per le simulazioni climatiche attuali e future.

Esistono due principali metodologie nella letteratura scientifica per identificare la rottura delle onde di Rossby sulle superfici di temperatura potenziale, entrambe utilizzando la vorticità potenziale (PV) o una simile grandezza dinamica. La prima, proposta da Postel e Hitchman nel 1999, identifica gli eventi di rottura delle onde di Rossby attraverso le inversioni del gradiente meridionale di PV, descritte come pieghe. La seconda metodologia, sviluppata da Wernli e Sprenger nel 2007, riconosce tali eventi tramite le caratteristiche di getti e tagli di PV che si evolvono frequentemente in inversioni del gradiente meridionale nel corso dei loro cicli di vita. Nonostante le differenze nei criteri diagnostici, i risultati analitici ottenuti con questi due metodi sono largamente comparabili.

Le analisi precedenti sulla rottura delle onde di Rossby hanno spesso distinto gli eventi in base al loro sviluppo, identificando quelli che avvengono in condizioni di taglio anticiclonico o ciclonico e classificando la loro direzione di rottura, se principalmente verso i poli o verso l’equatore. Secondo Thorncroft et al. (1993), le onde che si rompono verso l’equatore possono essere categorizzate come tipo LC1 (anticiclonico) o LC2 (ciclonico). Peters e Waugh (1996) hanno proposto una classificazione simile per le onde che si rompono verso i poli, etichettandole come tipo P1 (ciclonico) o P2 (anticiclonico). Queste tipologie sono state oggetto di studi recenti relativi ai loro flussi meridionali di attività delle onde di Rossby.

Infine, la rottura delle onde di Rossby è un meccanismo cruciale per il trasporto orizzontale tra l’UTLS tropicale e la stratosfera inferiore extratropicale. Recenti ricerche hanno approfondito le caratteristiche di eventi specifici di rottura delle onde di Rossby, che mostrano un trasporto prevalentemente polare sopra il getto subtropicale, frequentemente sulla superficie di temperatura potenziale di 380 K, generalmente considerata il livello del tropopauso nei tropici profondi.

Pan et al. (2009) etichettano questi eventi di trasporto verso i poli come “intrusioni troposferiche”. Tuttavia, si sa che la rottura delle onde di Rossby è un meccanismo di trasporto bidirezionale e ci sono stati anche studi focalizzati sulle intrusioni di aria della stratosfera extratropicale nella troposfera superiore tropicale (ad esempio, Waugh e Polvani 2000; Waugh 2005; Konopka et al. 2010; Ploeger et al. 2012). Come discusso in Pan et al. (2009), la rottura delle onde di Rossby non è stata studiata estensivamente nella gamma di temperatura potenziale di 370–400 K, dove sono state osservate intrusioni troposferiche. Gli studi precedenti si sono concentrati principalmente sulla rottura delle onde al tropopauso nella gamma di temperatura potenziale di 320–360 K, che è generalmente al di sotto e verso i poli rispetto al getto subtropicale. È stato dimostrato che la frequenza di rottura delle onde di Rossby vicino al tropopauso a 350 K raggiunge il picco dalla tarda primavera all’estate (ad esempio, Postel e Hitchman 1999; Hitchman e Huesmann 2007; Song et al. 2011). Le proprietà di trasporto irreversibile degli eventi di rottura delle onde tra la troposfera e la stratosfera non sono completamente comprese. Scott e Cammas (2002) illustrano che la dipendenza della miscelazione (o trasporto) lungo il tropopauso nell’emisfero nord raggiunge un massimo sulla regione Atlantica, mentre un massimo secondario è osservato sulla regione Pacifica, il che è coerente con le climatologie precedenti della frequenza di rottura delle onde. Le analisi presentate in Scott e Cammas (2002) collegano il massimo osservato nella miscelazione sull’Atlantico alla doppia struttura meridionale del getto in quella regione. Ci sono anche diversi studi sul trasporto e la miscelazione isentropici tra i tropici e le extratropici, dominati dalla rottura delle onde di Rossby (ad esempio, Chen et al. 1994; Waugh 1996; Dethof et al. 2000; Seo e Bowman 2001; Jing et al. 2005; Nakamura 2007). Come è vero per le indagini sulla frequenza di rottura delle onde di Rossby, gli studi sul trasporto isentropico sono stati per lo più limitati ai livelli di temperatura potenziale a o al di sotto di 360 K e al di sopra di 500 K. Tuttavia, dalle analisi risulta evidente che le stime quantitative del trasporto sono sensibili alla rappresentazione dinamica del tropopauso e mostrano collettivamente un trasporto netto dalla stratosfera alla troposfera ai livelli di temperatura potenziale a o al di sotto di 350 K.

I calcoli del trasporto dipendono da come vengono definite le frontiere tra le aree di interesse. A causa della sua natura quasi-conservativa, la vorticità potenziale è comunemente usata per definire il confine tra i tropici e le extratropici, o tra la stratosfera e la troposfera, ma come mostreremo, i calcoli del trasporto quantitativo possono dipendere fortemente dal valore della superficie di PV utilizzata per definire il confine. Ad esempio, le stime dello scambio stratosfera-troposfera nelle extratropici dipendono dal fatto che una superficie di PV o il tropopauso a gradiente di temperatura vengano usati come confine tra la troposfera e la stratosfera (ad esempio, Pan et al. 2004; Hegglin et al. 2009).

Come esempio della sensibilità delle stime di trasporto alla definizione del confine tra troposfera e stratosfera, si consideri un’illustrazione che mostra le fasi finali di un evento di rottura delle onde di Rossby anticcicloniche. Questo evento avviene sulla superficie di temperatura potenziale di 350 K e comporta l’iniezione di aria tropicale verso le regioni extratropicali. Tre livelli di vorticità potenziale (PV), evidenziati in nero, sono distinti: 3, 4 e 5 unità di vorticità potenziale. Lontano dalla regione dove avviene la rottura dell’onda, questi tre contorni sono molto vicini, indicando un gradiente netto di vorticità potenziale tra i tropici e le extratropici. Tuttavia, nella regione di rottura dell’onda, il comportamento di questi contorni differisce notevolmente. Il contorno di 3 unità di vorticità potenziale rimane completamente all’interno dei tropici e non subisce deformazioni significative durante l’evento. Al contrario, i contorni di 4 e 5 unità mostrano un marcato allungamento e piegatura in direzione nord-sud. Con l’evolversi dell’onda di rottura e la sua separazione dall’area tropicale, i contorni di 4 e 5 unità indicano che un volume sostanziale di aria dalla regione di confine è stato trascinato verso la stratosfera delle regioni extratropicali. Nei giorni successivi, la massa d’aria continua a essere allungata e miscelata nella stratosfera extratropicale, come evidenziato dalla riduzione dell’area racchiusa da questi contorni. In questo esempio, scegliere 3 unità di vorticità potenziale come confine tra troposfera e stratosfera suggerirebbe che non si è verificato alcun trasporto. Al contrario, l’uso dei contorni di 4 o 5 unità come confine indicherebbe un trasporto verso i poli, ma con tassi significativamente diversi. La scelta del confine è quindi cruciale per una stima accurata del trasporto e della direzione netta del trasporto annuale, che può variare dal movimento dalla troposfera alla stratosfera o viceversa. Sarà dimostrato che un valore di circa 4 unità di vorticità potenziale offre una rappresentazione adeguata del confine tra i tropici e le extratropici a questa specifica quota di temperatura, e che il valore di vorticità potenziale del confine varia con l’altitudine.

Diversi studi hanno indagato come la struttura del getto influenzi l’evoluzione della rottura delle onde di Rossby. È noto che la direzione principale di questa rottura dipende dalle asimmetrie del flusso medio, sia in direzione zonale che meridionale, e dalla vicinanza a linee critiche in direzione meridionale (per esempio, Nakamura e Plumb 1994; Peters e Waugh 1996). Anche se questi studi di modellazione indicano che strutture ideali del getto possono causare rottura delle onde in una o entrambe le direzioni, non è ancora chiaro come questo fenomeno si manifesti nelle osservazioni della UTLS secondo il flusso medio. Ricerche precedenti suggeriscono che gli eventi di rottura delle onde diretti verso i poli sopra il getto subtropicale possano essere correlati a una struttura a doppio getto in direzione meridionale (ad esempio, Peters e Waugh 2003; Pan et al. 2009; Homeyer et al. 2011). L’analisi di eventi specifici ha rivelato che questa doppia struttura del getto potrebbe derivare dalla scissione del getto subtropicale, che si sposta verso i poli a monte dell’evento di rottura e supera il getto subtropicale verso l’equatore a valle.

Questo studio mira a definire le occorrenze e le caratteristiche del trasporto della rottura delle onde di Rossby tra i tropici e le extratropici al di sopra del getto subtropicale. Presentiamo una climatologia degli eventi di rottura delle onde basata sull’Interim Re-Analysis del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF), concentrata sul range di temperatura potenziale da 350 a 500 K, che comprende la UTLS tropicale e la LS extratropicale. Adottiamo una definizione del confine tra i tropici e le extratropici che varia stagionalmente per identificare la rottura delle onde. Per il riconoscimento del trasporto, utilizziamo un metodo Lagrangiano simile a quello proposto da Seo e Bowman (2001), che facilita la rappresentazione della miscelazione dell’aria tra tropici ed extratropici. Inoltre, illustreremo gli stati dinamici medi compositi per gli eventi di rottura delle onde, evidenziando come la direzione del trasporto dipenda dal flusso medio.

La Figura 1 illustra l’evoluzione di un evento di rottura delle onde di Rossby, osservato sulla superficie di temperatura potenziale di 350 K. Queste immagini sono tratte dalle rianalisi ERA-Interim e coprono quattro date specifiche: 11, 12, 14 e 16 maggio 2010.

1. Colorazione in Rosso: Le aree in rosso indicano valori di vorticità potenziale (PV) inferiori a 4 unità di vorticità potenziale (PVU), caratteristiche dell’aria tropicale.
2. Contorni Neri: I contorni neri distinti per spessore rappresentano differenti livelli di vorticità potenziale:
   • Un contorno sottile per 3 PVU.
   • Un contorno più spesso per 4 PVU.
   • Un altro contorno per 5 PVU. Questi contorni aiutano a visualizzare la variabilità della vorticità potenziale all’interno della regione di rottura delle onde e l’interazione tra diverse masse d’aria.
3. Frecce Nere: Queste frecce mostrano la traiettoria della massa d’aria trasportata durante l’evento, indicando direzione e movimento.

Progressione Temporale:

• (a) 11 Maggio: Si osserva l’inizio del trasporto dell’aria tropicale verso latitudini più alte.
• (b) 12 Maggio: La massa d’aria si estende ulteriormente, con un evidente allungamento e piegatura delle isolinee di PV.
• (c) 14 Maggio: L’evento di rottura mostra un’accentuata deformazione, con l’aria tropicale che continua il suo percorso verso il nord.
• (d) 16 Maggio: La fase finale mostra una significativa distensione e miscelazione dell’aria tropicale con quella delle regioni extratropicali.

In conclusione, queste immagini documentano in modo chiaro il trasporto dell’aria tropicale verso latitudini più alte, illustrando come l’evento di rottura delle onde di Rossby si intensifichi e evolve nel corso dei giorni analizzati.

2. Dati e metodi
a. Dati ERA-Interim
Per sviluppare la climatologia della rottura delle onde di Rossby, abbiamo utilizzato i dati del prodotto atmosferico globale ERA-Interim per un periodo di 30 anni, dal 1981 al 2010 (Dee et al. 2011). Le rianalisi sono disponibili quattro volte al giorno — alle 00:00, 06:00, 12:00 e 18:00 UTC — su una griglia gaussiana orizzontale con una risoluzione di longitudine e latitudine di 0,75°, equivalente a circa 80 km. Questi dati includono 37 livelli di pressione disposti in modo non uniforme verticalmente. Per tutte le analisi discusse in questo documento, i parametri meteorologici vengono interpolati linearmente su una griglia regolare di 1,5° x 1,5° in orizzontale e su nove superfici di temperatura potenziale, che comprendono i valori di 350, 360, 370, 380, 390, 400, 420, 450 e 500 K.

b. Definizione del confine tropicale
Per poter analizzare adeguatamente la rottura delle onde di Rossby e il trasporto isentropico al di sopra del getto subtropicale tra la UTLS tropicale e la LS extratropicale, è essenziale definire correttamente il confine tra i tropici e le extratropici. Questo studio adotta il tropopauso a gradiente di temperatura per determinare il confine tra le regioni tropicali e extratropicali. In particolare, il tropopauso si trova ad altitudini elevate nei tropici (15–17 km) e a quote inferiori nelle extratropici (sotto i 12 km), come dimostrato da una distribuzione di frequenza bimodale osservata in studi precedenti, per esempio da Seidel e Randel (2007) e Birner (2010).

Questa transizione tra le due aree avviene generalmente entro una ristretta fascia di latitudine vicino al getto subtropicale. Il marcato aumento nell’altezza del tropopauso è denominato “rottura del tropopauso” (ad esempio, Randel et al. 2007; Castanheira e Gimeno 2011) e può essere spesso identificato indirettamente anche tramite misurazioni dell’ozono atmosferico (Hudson et al. 2003). Utilizziamo la posizione di questa rottura come confine dinamico tra l’aria troposferica tropicale, situata al di sotto del getto verso l’equatore, e l’aria stratosferica extratropicale, posizionata al di sopra del getto verso i poli.

Gli istogrammi delle altezze del tropopauso, basati sui dati ERA-Interim per un periodo di 30 anni, mostrano una chiara bimodalità con un evidente minimo a pressione-altitudine di circa 13 km, collocato tra i modelli tropicali ed extratropicali (non mostrato in figura). Identifichiamo quindi la rottura del tropopauso in ogni emisfero come la localizzazione del contorno di altitudine del tropopauso a 13 km che si estende in modo completo attorno al globo (360 gradi di longitudine). La latitudine di questo contorno può variare notevolmente a seconda del momento dell’analisi.

Esempio di transizione netta
Un esempio della nettezza della transizione tra la troposfera e la stratosfera attraverso la rottura del tropopauso è illustrato nella Figura 2. Il tropopauso viene calcolato applicando la definizione dell’Organizzazione Meteorologica Mondiale (WMO) del 1957 ai dati ERA-Interim su una griglia orizzontale regolare di 1,5 gradi, seguendo l’algoritmo delineato in Homeyer et al. (2010). La Figura 2a presenta i campi meteorologici medi zonali convenzionali Euleriani da ERA-Interim alle 00:00 UTC del 1 maggio 2008.

La Figura 2b mostra la stessa analisi in un sistema di coordinate che è mediato rispetto all’altitudine della tropopausa e relativamente alla rottura della tropopausa in latitudine (il contorno di altitudine di 13 km) (ad esempio, Pan e Munchak 2011). I contorni rossi di temperatura potenziale in ciascuna sezione mostrano i limiti dello strato di rottura delle onde analizzato in questo studio (350-500 K). Le piccole ondulazioni nella temperatura potenziale e nella PV nella Figura 2b all’interno delle colonne ombreggiate in grigio, che sono larghe 38 (due intervalli di punti della griglia), sono artefatti risultanti dall’averaggiamento dell’altitudine relativa in regioni dove l’altitudine della tropopausa è altamente variabile. Questa vista media zonale relativa alla tropopausa illustra la nettezza del confine tra la troposfera e la stratosfera lungo il getto subtropicale. Questo non può essere visto in una media zonale convenzionale a causa della variazione zonale della latitudine della rottura della tropopausa (Fig. 2a).

Le superfici di temperatura potenziale sopra circa 380 K si trovano generalmente sopra la tropopausa tropicale. Le analisi della posizione del massimo gradiente meridionale di PV mostrano che coincide con la rottura della tropopausa nella gamma di temperatura potenziale di 350–370 K e si estende nella LS (ad esempio, Kunz et al. 2011). Questo suggerisce che la rottura della tropopausa è anche una scelta utile per il confine tra tropicale e extratropicale nella bassa stratosfera, e in questa analisi assumiamo che il confine ai livelli sopra i 380 K si trovi nella stessa posizione della rottura della tropopausa.

Il salto nella tropopausa a gradiente di temperatura al getto subtropicale fornisce un confine naturale tra i tropici e le extratropici nello strato sopra il getto, ma le diagnostiche della rottura delle onde sono calcolate più significativamente usando una quantità conservata come la PV. Pertanto, calcoliamo i valori climatologici di PV lungo il contorno di altezza della tropopausa di 13 km per identificare un valore di PV che rappresenta meglio la posizione della rottura della tropopausa. La figura 3a mostra la PV media annuale lungo la rottura della tropopausa in funzione dell’altitudine (linea continua). Le linee tratteggiate indicano la gamma annuale dei valori medi mensili climatologici. Si noti l’aumento naturale della PV man mano che la stabilità statica aumenta con l’altitudine. A tutte le altitudini e in entrambi gli emisferi, la variazione annuale della PV lungo la rottura della tropopausa è piccola (da 0.5 a 1.5 PVU, a seconda dell’altitudine).

Per semplificare i confronti tra i risultati ottenuti a diversi livelli, adottiamo coordinate di latitudine equivalente basate sulla PV anziché sulla PV stessa. La latitudine equivalente è una coordinata meridionale quasi conservativa basata sulla PV che elimina efficacemente la variabilità zonale dovuta alle grandi onde atmosferiche. Per un dato valore di PV q0, la latitudine equivalente è definita come la latitudine ai confini di un cappello polare simmetrico la cui area è pari all’area di tutte le località con PV superiore a q0. La Figura 3b mostra la media annuale e l’intervallo annuale dei valori medi mensili climatologici di latitudine equivalente lungo la rottura della tropopausa.

La Figura 2 illustra due diverse rappresentazioni dei dati climatici raccolti dall’ERA-Interim, specificamente per le 00:00 UTC del 1 maggio 2008. Queste visualizzazioni sono progettate per mostrare vari parametri atmosferici come il vento zonale medio, la temperatura potenziale, la vorticità potenziale e l’altitudine della tropopausa.

• (a) Media Zonale Tradizionale: Questo pannello mostra i dati analizzati usando le coordinate verticali dell’altitudine di pressione. La distribuzione delle diverse variabili è rappresentata attraverso latitudini e altitudini, fornendo una panoramica standard delle caratteristiche atmosferiche:
  • Il vento zonale medio è rappresentato dal colore di sfondo.
  • Le temperature potenziali sono indicate dalle linee nere e rosse.
  • Le vorticità potenziali sono tracciate con linee viola.
  • L’altitudine della tropopausa è segnata da una linea arancione.
• (b) Media Zonale Relativa alla Tropopausa: In questa visualizzazione, i dati sono calibrati rispetto all’altitudine della tropopausa e alla posizione della sua rottura in coordinate orizzontali, utilizzando il contorno di altitudine di 13 km come riferimento. Questo metodo mette in evidenza le variazioni atmosferiche relative alla posizione della tropopausa, mostrando dettagli che non emergerebbero con un’analisi zonale convenzionale:
  • Le variazioni relative al confine della tropopausa sono meglio visualizzate qui, permettendo una comprensione più profonda delle dinamiche atmosferiche associate al getto subtropicale.

In entrambi i pannelli, le linee grigie verticali spesse rappresentano la latitudine media della rottura della tropopausa, calcolata come il contorno globale dell’altitudine della tropopausa di 13 km. La larghezza di queste linee rispecchia una variazione latitudinale di ±1,5°, corrispondente alla risoluzione della griglia orizzontale della rianalisi. Queste rappresentazioni sono essenziali per gli scienziati per analizzare l’interazione tra vari parametri atmosferici e la loro variazione rispetto alla tropopausa.

La Figura 3 esibisce due grafici che derivano dai dati climatologici trentennali (1981–2010) ottenuti dall’ERA-Interim, focalizzandosi sulla rottura della tropopausa a un’altitudine di 13 km.

• (a) Vorticità Potenziale (PV): Questo grafico correla la vorticità potenziale (espressa in unità di vorticità potenziale, pvu) con la temperatura potenziale (in Kelvin, K), entrambe misurate alla rottura della tropopausa. Le linee solide indicano la media annuale dei valori di PV, mentre le linee tratteggiate rappresentano i valori minimi e massimi registrati ogni anno. Nota che i valori negativi rappresentano l’emisfero meridionale, mentre i valori positivi indicano l’emisfero settentrionale. Questo grafico offre una panoramica sulla distribuzione e sulla variazione temporale della vorticità e della temperatura potenziale lungo la tropopausa nei diversi emisferi.
• (b) Latitudine Equivalente: Il secondo grafico mostra la latitudine equivalente, anch’essa misurata alla rottura della tropopausa e espressa in gradi Nord. Le linee solide mostrano ancora la media annuale, mentre le linee tratteggiate delineano i valori minimi e massimi osservati. La latitudine equivalente utilizza una scala basata sulla distribuzione zonale e simmetrica della vorticità potenziale per definire la latitudine “effettiva” di una certa caratteristica atmosferica. Anche in questo grafico, i valori negativi corrispondono all’emisfero meridionale e i positivi all’emisfero settentrionale.

Questi grafici sono fondamentali per comprendere come la vorticità potenziale e la latitudine equivalente si distribuiscono e variano annualmente, offrendo una visione dettagliata e comparativa delle dinamiche atmosferiche associati alla rottura della tropopausa in ciascun emisfero.

La Figura 4 mostra il processo di identificazione degli eventi di rottura delle onde di Rossby, come descritto dettagliatamente nella sezione 2c del documento. Ogni pannello rappresenta una fase specifica di questo processo di identificazione:

• (a) Isolamento del Contorno Globale: Questo primo pannello illustra la mappatura dei contorni di vorticità potenziale su scala globale. È importante notare i punti in cui questi contorni vengono interrotti o tagliati, qui etichettati come “Cut-off”. Questi punti sono essenziali per individuare le potenziali iniziative degli eventi di rottura delle onde.
• (b) Identificazione del Piegamento: Nel secondo pannello, vengono evidenziati i punti di piegamento significativo dei contorni (indicati con le lettere “A”). Questi piegamenti rappresentano regioni dove la vorticità potenziale mostra cambiamenti direzionali marcati, un indicatore fondamentale di un evento di rottura delle onde.
• (c) Inizializzazione della Traiettoria: L’ultimo pannello dimostra come le traiettorie delle particelle d’aria vengono inizializzate nelle aree di interesse, che sono colorate in blu e rosso. Questo passaggio permette di tracciare il movimento e le interazioni delle masse d’aria durante e dopo l’evento di rottura delle onde. Le aree colorate indicano specificamente le regioni da cui sono state avviate le traiettorie.

Questi passaggi sono cruciali per una corretta identificazione e analisi degli eventi di rottura delle onde di Rossby, che giocano un ruolo significativo nella dinamica atmosferica globale, influenzando il trasporto di massa e le interazioni climatiche tra diverse regioni.

Identificazione della Rottura delle Onde

Dopo aver stabilito un valore adeguato di Potenziale Vorticoso (PV) per il confine tropicale, la Figura 4 illustra i passaggi essenziali per identificare un confine continuo in un’analisi istantanea e per caratterizzare gli eventi di rottura delle onde. Utilizziamo un metodo simile a quello descritto da Postel e Hitchman (1999) per identificare gli eventi di rottura delle onde di Rossby. Su una data superficie di temperatura potenziale, la presenza di rottura dell’onda è indicata da un’inversione significativa nel gradiente meridionale di PV o latitudine equivalente.

Postel e Hitchman (1999) stabiliscono che, per considerare un’inversione di gradiente come indicativa di rottura dell’onda, questa deve coinvolgere significativamente masse d’aria tropicali profonde ed extratropicali, con un’inversione di almeno 60.5 PVU rispetto al confine di PV impiegato. Confrontando questo criterio con i dati a 350 K, si osserva che un’inversione di 62.58 in latitudine equivalente è comparabile al valore di PV. Sebbene non riportato, l’analisi delle inversioni di latitudine equivalente mostra un picco marcato a 658, con una lunga estensione verso valori superiori, indicando che la soglia scelta è adeguata per catturare la maggior parte degli eventi di rottura delle onde. Meno dell’8% degli eventi di rottura delle onde analizzati presenta inversioni di gradiente inferiori a 658.

È importante sottolineare che l’utilizzo della latitudine equivalente per identificare le pieghe nei contorni dinamici è perfettamente allineato con l’identificazione tramite un valore corrispondente di PV. Le lievi differenze tra i risultati dei metodi utilizzati in Postel e Hitchman (1999) e quelli di questo studio potrebbero derivare dalla scelta della soglia di 2.58 in latitudine equivalente piuttosto che della soglia di 0.5 PVU nello spazio PV. La Figura 3b evidenzia che il ciclo annuale della latitudine equivalente alla discontinuità della tropopausa varia significativamente (108–158), a causa della variazione stagionale della posizione meridionale del getto subtropicale e della discontinuità della tropopausa. Per tenere conto di questo ciclo annuale, utilizziamo valori medi mensili climatologici di fe per definire i contorni impiegati nell’analisi della rottura delle onde. La Figura 4a mostra come viene identificato un confine tropicale continuo per rilevare le inversioni di gradiente (pieghe), potendo presentarsi, in momenti specifici dell’analisi, regioni isolate di masse d’aria tropicali all’interno di quelle extratropicali, e viceversa.

Le regioni di interruzione potrebbero rappresentare vestigia di precedenti eventi di rottura d’onda. Per distinguere gli eventi attivi di rottura delle onde di Rossby tra le masse d’aria tropicale ed extratropicale, escludendo le aree di interruzione, adottiamo inizialmente contorni globali del valore adeguato di latitudine equivalente in ogni emisfero. Ciascun contorno globale viene quindi esaminato per identificare regioni di piegatura meridionale.

Conformemente a quanto riportato da Postel e Hitchman (1999), una regione viene classificata come zona di rottura dell’onda di Rossby se all’interno di essa si verifica un’inversione del gradiente meridionale per almeno 108° di longitudine consecutiva. Questo limite di 108° serve per escludere le pieghe generate da processi che si verificano su scale molto minori rispetto a quelle delle onde di Rossby. Vengono quindi registrate le magnitudini delle inversioni di gradiente per ciascuna longitudine, i segmenti di contorno delle frontiere equatoriali e polari della regione piegata, e le estensioni delle masse d’aria tropicale ed extratropicale per analisi successive.

La Figura 4b mostra come si classificano le evoluzioni delle rotture d’onda in categorie anticicloniche o cicloniche. Studi precedenti hanno distinto le onde di rottura sheared anticiclonicamente e ciclonicamente basandosi sul gradiente longitudinale di PV a valle o sulla componente meridionale del flusso di attività dell’onda, come illustrato da Esler e Haynes (1999), Gabriel e Peters (2008), e Ndarana e Waugh (2011). In questo studio, adottiamo un metodo innovativo per differenziare le rotture d’onda anticicloniche e cicloniche, osservando la direzione della piegatura meridionale in ciascun contorno globale di latitudine equivalente. Un esempio è dato dalla Figura 4b, dove una rottura d’onda con taglio anticiclonico è identificata nel Pacifico centrale, mentre una con taglio ciclonico è localizzata nel Pacifico orientale.

Le firme di rottura delle onde rilevate in ogni campo istantaneo vengono collegate in modo obiettivo ai tempi successivi per tracciare l’intero ciclo di vita degli eventi di rottura delle onde. Consideriamo un evento di rottura delle onde valido quando viene identificato per almeno tre momenti consecutivi di analisi (circa 18 ore). Per questi eventi, imponiamo dei criteri specifici di propagazione:

1. Rotture anticicloniche: devono avere una propagazione minima verso est di 1,58 e una massima di 158.
2. Rotture cicloniche: possono avere una propagazione massima di 158, indipendentemente dalla direzione.

Le analisi soggettive indicano che richiedere una durata minima del ciclo di vita della rottura delle onde è essenziale per evitare di identificare piccole pieghe di breve durata nel confine dinamico, che non mostrano i tratti tipici di una rottura irreversibile delle onde di Rossby. Imporre una distanza minima di propagazione per le rotture anticicloniche ci aiuta inoltre a escludere erronee identificazioni di strutture dinamiche stazionarie, come le circolazioni monsoniche. D’altra parte, fissare distanze massime di propagazione tra le diverse analisi temporali consente di associare correttamente le firme regionali di rottura delle onde tra un’analisi e l’altra.

Una volta identificati e collegati, i cicli di vita degli eventi di rottura delle onde vengono utilizzati per condurre analisi di caratterizzazione e trasporto. In passato, il trasporto isentropico tra i tropici e le regioni extratropicali, all’interno del range di temperatura potenziale tra 350 e 500 K, veniva calcolato con metodi lagrangiani, inizializzati a intervalli di tempo regolari. In questo studio, adottiamo un nuovo approccio basato sugli eventi per evitare sia la sovra- che la sottoidentificazione dei processi di trasporto, che si sviluppano su scale temporali variabili. Per ciascun evento di rottura delle onde di Rossby, identifichiamo il trasporto utilizzando traiettorie in avanti, inizializzate all’interno delle masse d’aria tropicale ed extratropicale coinvolte nella piega rilevata (illustrate rispettivamente dalle particelle rosse e blu nella Figura 4c).

Alla conclusione dell’analisi di ogni evento, le particelle vengono inizializzate con una risoluzione di 0,58° in longitudine e latitudine e tracciate isentropicamente per 10 giorni. Se, dopo questo periodo, le particelle inizialmente nelle masse d’aria tropicale guadagnano 5° di latitudine equivalente e si trovano sotto i 13 km (tipici delle altezze della tropopausa extratropicale), o se quelle nelle masse d’aria extratropicale perdono 5° di latitudine equivalente e si trovano sopra i 13 km (tipici delle altezze della tropopausa tropicale), allora vengono considerate mescolate e trasportate irreversibilmente.

Il calcolo del trasporto si basa sull’assunzione che un cambiamento di 5° di latitudine equivalente in 10 giorni sia un indicatore affidabile di trasporto significativo dal punto di vista delle coordinate di Potenziale Vortico (PV). Questo parametro è stato scelto in base all’analisi di numerosi eventi all’interno del dataset ERA-Interim. Studi precedenti hanno dimostrato che i processi di trasporto e mescolamento per un evento specifico tendono a verificarsi principalmente nei primi 7 giorni del ciclo di vita dell’evento.

Queste stime di trasporto dovrebbero quindi essere paragonabili ai risultati ottenuti in studi antecedenti. Per l’analisi delle traiettorie relative agli eventi di rottura d’onda osservati, abbiamo adottato i metodi descritti da Bowman e colleghi nel 2007. In questo studio specifico, abbiamo impiegato i campi del vento tridimensionali e ad alta risoluzione forniti dall’ERA-Interim, utilizzando il modello di traiettoria TRAJ3D sviluppato da Bowman nel 1993 e successivamente affinato nel 2002 insieme a Carrie.

La Figura 5 rappresenta il numero di eventi di rottura delle onde identificati nel dataset ERA-Interim dal 1981 al 2010, mostrati in relazione alla temperatura potenziale. I vari simboli sul grafico indicano le diverse superfici di temperatura potenziale utilizzate per l’analisi:

• Le linee marcate con simboli grigi rappresentano gli eventi di rottura delle onde con taglio ciclonico.
• Le linee marcate con simboli neri indicano gli eventi di rottura delle onde con taglio anticiclonico.

Per quanto riguarda la distribuzione geografica:

• I simboli quadrati designano gli eventi che si verificano nell’Emisfero Settentrionale.
• I simboli triangolari si riferiscono agli eventi dell’Emisfero Meridionale.

La linea nera spessa aggrega il totale degli eventi per tutti e quattro i profili analizzati.

Dal grafico si evince che il numero di eventi di rottura delle onde tende ad aumentare con l’incremento della temperatura potenziale fino a raggiungere un picco, per poi ridursi o stabilizzarsi. Questo andamento suggerisce una correlazione significativa tra la frequenza degli eventi di rottura delle onde e la temperatura potenziale, indicando che la temperatura potenziale può influenzare direttamente la frequenza e la distribuzione di tali eventi.

3. Risultati a. Frequenza, stagionalità e trasporto

Le tecniche di identificazione della rottura delle onde di Rossby, descritte precedentemente nella sezione 2c, sono state applicate ad un dataset di 30 anni di ERA-Interim (1981–2010). La Figura 5 mostra il numero totale degli eventi registrati durante il periodo di analisi, rappresentato in funzione della temperatura potenziale. Si nota che gli eventi di rottura delle onde di Rossby meno frequenti si verificano ai livelli più bassi di temperatura potenziale (350–360 K), vicino al nucleo del getto subtropicale. La frequenza aumenta con l’aumentare dell’altitudine fino a raggiungere un picco marcato a 420 K. Questo comportamento è omogeneo attraverso gli emisferi e indipendentemente dal tipo di rottura dell’onda (ciclonico o anticiclonico).

Gli eventi con rottura anticiclonica predominano in entrambi gli emisferi e a tutte le altitudini. In particolare, questi eventi rappresentano una porzione maggiore del totale nell’Emisfero Sud rispetto a quello Nord a tutte le altitudini, mentre il contrario si verifica per gli eventi ciclonici. Gli eventi ciclonici sono quasi assenti alle altitudini più basse (meno di circa 10 eventi all’anno per emisfero), ma aumentano significativamente con l’altitudine da 360 a 420 K, per poi diminuire ai livelli più alti.

Il picco totale degli eventi di rottura delle onde a 420 K è in parte dovuto a questa variazione. Gli eventi anticiclonici mostrano un rapido aumento da 360 a 380 K e successivamente mantengono una frequenza quasi costante oltre i 380 K. I cicli annuali della frequenza di rottura delle onde nella gamma di temperatura potenziale da 350 a 400 K (non mostrati) sono coerenti con i risultati di studi precedenti a 350 K, i quali indicano un picco significativo durante l’estate di ciascun emisfero (ad esempio, Postel e Hitchman 1999).

Non è stato osservato alcun ciclo annuale a 420 K in questa analisi. Tuttavia, il ciclo annuale diventa nuovamente evidente a 500 K, ma con uno sfasamento di sei mesi rispetto alle altitudini più basse, con un picco durante l’inverno. Questo pattern a 500 K è coerente con la presenza di venti mediamente orientali a questo livello durante l’estate, i quali ostacolano completamente la propagazione delle onde di Rossby.

Le stime annuali del trasporto netto derivante dalle onde di Rossby, basate sulle traiettorie di tutti gli eventi analizzati, sono illustrate nella Figura 6 in funzione della temperatura potenziale. Queste stime sono rappresentate come percentuali dell’area di un intero emisfero, complete di barre d’errore (più/meno una deviazione standard) che mostrano la variabilità interannuale. Nella discussione che segue, il trasporto verso i tropici è definito “equatoriale” e quello verso gli extratropici “polare”. In entrambi gli emisferi, il trasporto netto è prevalentemente polare, eccetto per il range da 370–390 K nell’Emisfero Settentrionale e da 380–390 K nell’Emisfero Meridionale, dove si evidenzia un picco netto di trasporto equatoriale a 380 K. Il trasporto polare alle alte quote è paragonabile ai risultati di studi precedenti effettuati a 500 K (es. Waugh 1996). Tuttavia, il trasporto polare al di sotto dei 370 K non corrisponde ai risultati degli studi precedenti sul trasporto isentropico.

In base alla Figura 6, e ad altre analisi che verranno presentate successivamente, è possibile raggruppare i livelli di temperatura potenziale in quattro strati distinti: 350–360, 370–400, 420, e 450–500 K. Le analisi future si concentreranno su quattro livelli rappresentativi di questi strati: 350 K (vicino al nucleo del getto subtropicale e oggetto di molti studi precedenti), 380 K (coincidente con precedenti analisi di intrusioni troposferiche), 420 K (dove si osserva il picco degli eventi di rottura delle onde cicloniche dalla Figura 5), e 500 K (un livello ben all’interno delle stratosfere tropicale ed extratropicale, vicino all’altitudine dei vortici polari invernali).

La Figura 7 presenta i cicli annuali del trasporto per entrambi gli emisferi, categorizzati per senso di rottura delle onde e direzione di trasporto. L’Emisfero Meridionale è mostrato con uno sfasamento di 6 mesi per facilitare il confronto con l’Emisfero Settentrionale. La linea spessa e nera rappresenta il trasporto netto di tutte le componenti. Come indicato nella Figura 6, i valori negativi denotano il trasporto equatoriale. Ai livelli di 350, 380 e 500 K, la rottura ciclonica delle onde contribuisce minimamente al trasporto in entrambe le direzioni, in linea con la frequenza di rottura delle onde osservata nella Figura 5. I cicli annuali del trasporto polare a 350 e 380 K presentano un picco autunnale in entrambi gli emisferi, mentre il trasporto equatoriale raggiunge il massimo durante l’estate di ciascun emisfero.

A 350 K, il trasporto netto è prevalentemente polare. Tuttavia, a 380 K, il picco estivo del trasporto equatoriale supera quello polare, risultando in un trasporto netto principalmente equatoriale. Gli scambi massimi tra le componenti possono raggiungere il 20%-30% dell’area emisferica ogni mese. Durante il resto dell’anno, a questo livello, le due componenti si bilanciano quasi completamente, risultando in un trasporto netto minimo.

Non si osserva un ciclo annuale significativo del trasporto a 420 K, anche se è presente un debole ciclo annuale con un picco in primavera nell’Emisfero Settentrionale. A 500 K, i cicli annuali del trasporto in entrambe le direzioni mostrano un massimo durante l’inverno e la primavera in entrambi gli emisferi, coerentemente con l’analisi di Waugh (1996). Le magnitudini del trasporto a 500 K in questo studio sono in linea con quelle di Waugh (1996), ad eccezione del picco invernale che è circa il doppio di quello precedentemente osservato.

È rilevante notare che il trasporto pressoché nullo in entrambe le direzioni durante l’inverno a 350 K è probabilmente influenzato dalla nostra definizione di trasporto, come descritto nella sezione 2c. Questa definizione identifica solamente eventi di trasporto profondo (un cambiamento di latitudine equivalente di 5° lungo la traiettoria in 10 giorni). Eventi di rottura delle onde si verificano durante tutto l’anno a tutti i livelli, ma il trasporto e il mescolamento sono confinati in una regione ristretta lungo il confine troposfera-stratosfera durante il minimo annuale nella frequenza di rottura delle onde. Le discrepanze nelle magnitudini del trasporto stagionale e annuale rispetto a studi precedenti possono derivare in parte da questa definizione.

Come discusso nella sezione 2b, il valore di PV al punto di rottura della tropopausa nell’ERA-Interim è circa 64 PVU nella fascia di temperatura potenziale 350-370 K, mentre il contorno di 62 PVU utilizzato in studi precedenti per la separazione troposfera-stratosfera si trova più a fondo nei tropici. Per esaminare come la scelta del contorno PV influenzi la magnitudine e la direzione del trasporto, le stesse tecniche di analisi usate per i contorni dinamici al punto di rottura della tropopausa sono applicate a 350 K utilizzando il contorno di 62 PVU. La Figura 8 illustra il ciclo annuale osservato del trasporto per emisfero, tipo di rottura delle onde e direzione del trasporto. In entrambi gli emisferi, il ciclo annuale netto del trasporto è ora prevalentemente equatoriale, confermando i risultati di studi precedenti.

Quest’analisi evidenzia come la scelta del confine tra troposfera e stratosfera abbia un impatto significativo sulla direzione e magnitudine del trasporto osservato. Questo è particolarmente vero per le superfici che intersecano il punto di rottura della tropopausa a o sotto la tropopausa tropicale (es. 350-380 K), dove i gradienti di PV meridionali sono particolarmente accentuati. Il numero di eventi identificati lungo il contorno di 62 PVU è leggermente inferiore rispetto a quello al punto di rottura della tropopausa.

La Figura 6 illustra il trasporto netto annuale delle onde di Rossby in funzione della temperatura potenziale, con grafici separati per l’Emisfero Meridionale (a sinistra) e l’Emisfero Settentrionale (a destra). La linea nera in ciascun grafico rappresenta la media del trasporto, mentre le barre di errore associate mostrano la deviazione standard, indicativa della variabilità interannuale del trasporto.

I valori di trasporto sono espressi come percentuali dell’area di un intero emisfero. I valori negativi indicano un trasporto netto verso i tropici (equatoriale), mentre i valori positivi indicano un trasporto verso gli extratropici (polare).

Dai grafici emerge che:

• A temperature potenziali più basse, il trasporto è prevalentemente equatoriale, come evidenziato dai valori negativi.
• Con l’aumento della temperatura potenziale, si osserva un incremento del trasporto polare, culminante in valori positivi che aumentano significativamente alle temperature più alte.
• L’ampiezza delle barre di errore sottolinea una notevole variabilità del trasporto a diverse temperature potenziali, suggerendo che il trasporto può variare considerevolmente da anno a anno a seconda delle specifiche condizioni atmosferiche.

In conclusione, la Figura 6 dimostra come il trasporto delle onde di Rossby vari notevolmente con la temperatura potenziale e differisca tra i due emisferi, evidenziando l’importante ruolo della temperatura potenziale nel modulare il trasporto atmosferico su larga scala.

La Figura 7 mostra i cicli annuali del trasporto legato alla rottura delle onde di Rossby a quattro differenti livelli di temperatura potenziale: 500 K (a), 420 K (b), 380 K (c), e 350 K (d). I grafici confrontano i cicli annuali per l’Emisfero Meridionale (colonna di sinistra) e l’Emisfero Settentrionale (colonna di destra), con un offset di sei mesi tra gli emisferi per facilitare i confronti diretti.

Dettagli Specifici per Ogni Pannello:

• (a) 500 K:
  • Mostra massimi di trasporto sia equatoriale che polare durante inverno e primavera in entrambi gli emisferi.
• (b) 420 K:
  • Presenta una variazione meno evidente e un ciclo annuale più debole.
• (c) 380 K:
  • Evidenzia un notevole trasporto equatoriale durante l’estate, con il trasporto polare che risulta essere meno pronunciato.
• (d) 350 K:
  • Illustra cicli di trasporto ben definiti, con picchi equatoriali durante l’estate e trasporto polare in autunno in entrambi gli emisferi.

Altre Informazioni Rilevanti:

• Le linee nere indicano eventi con rottura anticionica delle onde, mentre quelle grigie rappresentano la rottura ciclonica.
• Le linee tratteggiate segnalano il trasporto equatoriale, e quelle puntinate il trasporto polare.
• La linea nera spessa denota il trasporto netto, con valori negativi che rappresentano il trasporto equatoriale (dalla stratosfera alla troposfera ai livelli più bassi).
• L’asse delle ordinate nei pannelli a 350 K è doppio rispetto agli altri per enfatizzare meglio i dettagli del ciclo di trasporto.
• Le magnitudini del trasporto sono espresse come percentuali dell’area di un emisfero, offrendo una chiara indicazione dell’entità del trasporto relativo alla superficie totale dell’emisfero.

In conclusione, la Figura 7 fornisce una rappresentazione visiva dettagliata di come il trasporto atmosferico legato alla rottura delle onde di Rossby varia stagionalmente a diverse altitudini, mostrando differenze significative tra i due emisferi.

Distribuzioni Geografiche

Oltre alle stime del trasporto degli eventi di rottura delle onde di Rossby, le distribuzioni geografiche di tali eventi sono fondamentali per caratterizzare le origini delle masse d’aria. La Figura 9 illustra le distribuzioni geografiche normalizzate per emisfero degli eventi di rottura delle onde per stagioni selezionate e tipologie di rottura a quattro diversi livelli di temperatura potenziale. Le variazioni notevoli nelle localizzazioni dei picchi di rottura delle onde a diverse altitudini, soprattutto nell’Emisfero Settentrionale, mettono in luce la sensibilità della rottura delle onde rispetto al flusso atmosferico medio.

La rottura delle onde a quote inferiori è influenzata dalle caratteristiche del getto subtropicale, mentre a quote più elevate è principalmente regolata dalla geometria dei vortici polari, come evidenziato da studi precedenti (es. Norton 1994; Waugh 1996). L’altitudine che segna il passaggio tra questi due regimi di flusso è intorno ai 420 K, secondo i dati ERA-Interim (non mostrato nel grafico).

Dettaglio delle Figure:

• Figura 9a: Questa parte mostra la distribuzione geografica degli eventi di rottura delle onde con taglio anticiclonico a 350 K durante l’estate di ciascun emisfero. Nell’Emisfero Settentrionale si notano due massimi distinti: uno nel Pacifico centrale e l’altro nell’Atlantico orientale. Nell’Emisfero Meridionale, un picco pronunciato è localizzato nel Pacifico sud-orientale, appena a ovest della punta meridionale del Sud America, con un altro massimo più esteso ma meno definito a sud e ovest dell’Australia sull’Oceano Indiano. Queste distribuzioni sono in linea con le climatologie precedenti a 350 K e coincidono con aree di deboli venti occidentali (es., Postel e Hitchman 1999).
• Figura 9b: Presenta la distribuzione geografica degli eventi di rottura delle onde anticicloniche a 500 K durante l’inverno di ciascun emisfero, un livello che si colloca vicino all’altitudine dei vortici polari e al di sopra del getto subtropicale. In entrambi gli emisferi si osserva un unico grande massimo di frequenza di rottura delle onde: nell’Emisfero Settentrionale si estende dal sud dell’Alaska al centro-sud degli USA sul Pacifico orientale; nell’Emisfero Meridionale è più ampio in longitudine e più ristretto in latitudine, estendendosi dalla punta sud-orientale dell’Africa, attraverso l’Oceano Indiano, fino al centro-sud del Pacifico. Questi risultati sono qualitativamente simili a quelli riportati in Hitchman e Huesmann (2007).

Le Figure 9c e 9d presentano le distribuzioni geografiche degli eventi di rottura delle onde di Rossby a 420 K per tutte le stagioni, suddivise tra eventi con taglio anticionico e ciclonico, rispettivamente. Le distribuzioni degli eventi anticionici evidenziano dei picchi che sono coerenti con le osservazioni fatte ai livelli di 350 e 500 K. Questo dimostra che la rottura delle onde a questo livello è influenzata tanto dall’interazione con il getto subtropicale quanto dai vortici polari. In contrasto, i massimi degli eventi ciclonici si trovano in aree dove la frequenza della rottura delle onde anticioniche è relativamente bassa. Queste aree corrispondono a spostamenti equatoriali del getto subtropicale e sono in linea con la presenza di taglio del vento meridionale ciclonico lungo il confine tropicale.

Distribuzioni Stagionali a 380 K e Modalità di Trasporto Le Figure 9e e 9f illustrano le distribuzioni geografiche degli eventi di rottura delle onde anticioniche a 380 K durante l’estate e l’autunno. Queste stagioni sono state selezionate per identificare le regioni sorgenti delle tre modalità di trasporto discusse nelle Figure 10, 11 e 12 nella sezione successiva. Ogni mappa include contorni che rappresentano le frequenze massime normalizzate emisfericamente di due delle tre modalità di trasporto. I contorni spessi bianchi in entrambe le mappe indicano i massimi della modalità di trasporto simmetrico, caratterizzata da un equilibrio tra trasporto equatoriale e polare. In particolare, nella Figura 9e (380 K, estate), i contorni neri spessi evidenziano i massimi di frequenza di trasporto prevalentemente equatoriale.

Distribuzione del Trasporto Aereo nei Tropici Associato agli Eventi di Rottura delle Onde Anticioniche

Gli eventi di rottura delle onde anticioniche che provocano un trasporto significativo di aria verso i tropici si verificano tipicamente a valle degli anticicloni quasi stazionari presenti in ciascun emisfero.

• Emisfero Settentrionale: Nel Pacifico occidentale, il picco osservato di frequenza di trasporto è prevalentemente equatoriale, localizzato immediatamente a valle dell’anticiclone del monsone del Sud-Est asiatico. Al contrario, il picco sopra il Nord America è caratterizzato da un trasporto simmetrico, equilibrato tra movimenti equatoriali e polari.
• Emisfero Meridionale: Qui si identificano tre principali massimi di trasporto equatoriale. Il massimo nel Pacifico occidentale è direttamente a valle dell’anticiclone del monsone australiano. I massimi osservati sopra l’Oceano Indiano e l’Atlantico, invece, sono situati a valle di anticicloni più piccoli, non associati al monsone australiano. Interessante notare come i massimi di trasporto equatoriale sopra l’Oceano Indiano e il Pacifico sud-occidentale siano posizionati a monte dei massimi di trasporto simmetrico. Il massimo più debole sopra l’Atlantico meridionale è dominato dal trasporto equatoriale.

Trasporto Autunnale a 380 K

• Figura 9f: I contorni neri spessi indicano predominanti massimi di frequenza di trasporto polare durante l’autunno a 380 K. Questi massimi di frequenza di rottura delle onde si allineano con quelli osservati a 350 K. In entrambi gli emisferi, i massimi di frequenza del trasporto polare e simmetrico si trovano in regioni caratterizzate da deboli westerlies climatici o interruzioni nel getto subtropicale, che non sono correlate con la presenza di anticicloni stazionari. I massimi di frequenza del trasporto polare sono posizionati immediatamente a valle e leggermente più a nord rispetto ai massimi di trasporto simmetrico.

La Figura 8 illustra i cicli annuali del trasporto di area emisferica in percentuale, simili a quelli mostrati nella Figura 7d, ma specificatamente riferiti al contorno di 62-PVU di Potenziale Vorticoso (PV) a 350 K. Questa figura aiuta a comprendere le dinamiche del trasporto atmosferico a un livello ben definito nella stratosfera, offrendo un contesto dettagliato per l’analisi del movimento delle masse d’aria.

Cicli Annuali del Trasporto per Emisfero:

• Emisfero Settentrionale:
  • Il trasporto equatoriale è rappresentato da linee tratteggiate e mostra un marcato picco durante i mesi estivi, indicando un intenso movimento di masse d’aria verso i tropici.
  • Il trasporto polare, mostrato con linee puntinate, presenta variazioni meno estreme durante l’anno, suggerendo una dinamica più stabile e moderata in questa direzione.
• Emisfero Meridionale:
  • In modo simmetrico all’emisfero settentrionale a causa delle stagioni invertite, il trasporto equatoriale raggiunge il suo picco durante i mesi invernali, evidenziando un’analoga tendenza di movimento delle masse d’aria verso l’equatore.
  • Il trasporto polare in questo emisfero si mantiene relativamente costante e meno pronunciato rispetto al trasporto equatoriale, indicando differenze significative nella dinamica atmosferica rispetto all’emisfero settentrionale.

Importanza della Visualizzazione:

Questi grafici non solo delineano le tendenze stagionali nel trasporto di masse d’aria a 350 K, ma offrono anche una visione chiara su come queste tendenze variano tra gli emisferi. La specificità del contorno di 62-PVU aggiunge un livello di dettaglio che è vitale per gli studi climatologici e meteorologici, aiutando a isolare gli effetti del movimento delle masse d’aria all’interno di specifici parametri di vorticità.

La Figura 9 presenta le distribuzioni normalizzate emisferiche degli eventi di rottura delle onde di Rossby, mostrando le differenze tra eventi con taglio anticionico e ciclonico a vari livelli di temperatura potenziale e durante stagioni specifiche. I grafici evidenziano le variazioni geografiche nella frequenza di questi eventi:

1. (a) 350 K durante l’estate (Anticionico): Questo pannello mostra la distribuzione estiva degli eventi anticionici a 350 K. Le aree di maggiore attività sono visibili nelle regioni subtropicali e temperate di entrambi gli emisferi.
2. (b) 500 K durante l’inverno (Anticionico): Illustra la distribuzione invernale a 500 K, segnalando una maggiore frequenza di eventi anticionici, specialmente nei pressi dei poli e nelle regioni temperate.
3. (c) 420 K durante tutte le stagioni (Anticionico): Offre una panoramica annuale degli eventi anticionici a 420 K, sottolineando una distribuzione globale estesa.
4. (d) 420 K durante tutte le stagioni (Ciclonico): Presenta una mappa degli eventi ciclonici a 420 K, mostrando aree di attività concentrate che contrastano con quelle degli eventi anticionici.
5. (e) 380 K durante l’estate (Anticionico) e (f) 380 K durante l’autunno (Anticionico): Questi pannelli espongono gli eventi anticionici durante l’estate e l’autunno a 380 K. I contorni bianchi nei grafici rappresentano i massimi normalizzati del trasporto simmetrico, che varia da 0.6 a 1.0 con intervalli di 0.1. I contorni neri in (e) indicano una prevalenza di eventi di trasporto equatoriale, mentre in (f) si osservano prevalentemente eventi di trasporto polare.

Le designazioni di trasporto nei pannelli (e) e (f) sono correlate ai tre massimi di frequenza identificati nella Figura 10c. Questa connessione tra la frequenza e la distribuzione geografica degli eventi di rottura delle onde e specifici modelli di trasporto atmosferico evidenzia le regioni chiave per comprendere i fenomeni di trasporto associati alla rottura delle onde di Rossby.

Caratteristiche del Flusso Medio

Per rispondere alle domande sollevate nella prima sezione riguardo la dipendenza della direzione del trasporto dalle caratteristiche del flusso medio, abbiamo analizzato le statistiche del trasporto in relazione agli eventi di rottura delle onde, classificati per tipo di evento. Nella Figura 10 sono presentate le distribuzioni di frequenza degli eventi di rottura delle onde di Rossby, correlate a due diverse misure di efficienza del trasporto che abbiamo introdotto in precedenza. Utilizzando misure proporzionali piuttosto che assolute, si eliminano gli effetti legati alle dimensioni degli eventi di rottura delle onde, concentrandoci sull’efficienza del trasporto irreversibile in entrambe le direzioni.

Per gli eventi di rottura delle onde con taglio ciclonico, il trasporto avviene principalmente verso i poli a tutti i livelli di altitudine.

Si distinguono tre modi di rottura delle onde con trasporto irreversibile per gli eventi antciclonici, tutti visibili alla quota di 380 K. Un modo mostra un trasporto predominante verso i poli, con oltre il 70% della massa d’aria tropicale trasportata e meno del 15% della massa d’aria extratropicale. Un secondo modo evidenzia un trasporto prevalente verso l’equatore, con meno del 15% della massa d’aria tropicale e più del 70% della massa d’aria extratropicale trasportate. Infine, un terzo modo mostra un equilibrio nel trasporto verso entrambe le direzioni, con frazioni di trasporto tra il 30% e il 50% in ciascuna direzione. Questi tre picchi di frequenza sono presenti anche a 420 K, ma il trasporto verso l’equatore appare meno marcato. A 350 o 500 K, non si osserva il modo di trasporto verso l’equatore per gli eventi antciclonici. Non è stata fatta una distinzione tra gli emisferi nelle distribuzioni presentate nella Figura 10, poiché le differenze tra gli emisferi sono minime.

Nella Figura 10c sono identificati tre distinti modi di trasporto, e su questi si basano le analisi dei campi dinamici medi compositi, calcolati utilizzando i dati ERA-Interim al termine di ciascun evento di rottura delle onde. La Figura 11 illustra per ciascun emisfero e per ciascun modo di trasporto—polare, equatoriale e simmetrico—a 380 K, le medie composite della latitudine equivalente, della velocità e direzione del vento, e dell’altezza della tropopausa negli eventi antciclonici. La Tabella 1 riporta il numero degli eventi considerati e la latitudine media di questi compositi.

Per il modo di trasporto polare (Fig. 11a), il flusso medio è coerente con quello descritto nell’introduzione, caratterizzato da un “getto diviso”. In questo scenario, il getto subtropicale, posizionato a monte dell’onda in rottura, si estende verso i poli e si sovrappone meridionalmente con il ramo equatoriale del getto subtropicale a valle, come mostrato in precedenti studi (vedi Homeyer et al., 2011, Figura 5). Questa caratteristica del getto diviso, con una significativa sovrapposizione meridionale di circa 45 gradi di longitudine, è evidente nell’emisfero settentrionale. Nell’emisfero meridionale, anche se si notano assi del getto distinti ai poli e all’equatore della zona di rottura delle onde, l’asse del getto polare copre l’intero dominio, mentre l’asse del getto equatoriale va dal bordo occidentale del segnale di rottura delle onde (circa 15 gradi a monte) fino a circa 35 gradi a valle, avvicinandosi alla latitudine del getto subtropicale polare.

Per il modo di trasporto equatoriale (Fig. 11b), non si osserva un getto subtropicale diviso in nessuno degli emisferi. Si riscontra, invece, un indebolimento del getto subtropicale immediatamente a valle dell’onda in rottura e una marcata circolazione antciclonica a monte nel serbatoio tropicale dell’emisfero settentrionale. Analogamente, nell’emisfero meridionale si verifica un lieve indebolimento del getto subtropicale a valle dell’onda in rottura, con incertezza sulla precisa localizzazione dell’asse del getto. Inoltre, si nota una circolazione antciclonica molto più debole nel serbatoio tropicale a monte, che non è chiaramente visibile nella scala di rappresentazione utilizzata. Queste osservazioni di circolazione antciclonica a monte dell’onda in rottura in entrambi gli emisferi sono coerenti con le posizioni geografiche degli eventi, come discusso nella sezione 3b (vedi Figura 9e).

Nel modo di trasporto simmetrico, illustrato nella Figura 11c, il flusso medio presenta caratteristiche comuni ai modi direzionali, con un getto subtropicale quasi uniforme. Le principali differenze tra gli emisferi emergono a valle dell’onda in rottura: nell’emisfero settentrionale, l’asse del getto si inclina verso l’equatore, mentre nell’emisfero meridionale si orienta leggermente verso i poli.

Questi stati compositi evidenziano differenze significative nel flusso medio tra gli emisferi: il flusso nell’emisfero meridionale è generalmente più forte rispetto a quello dell’emisfero settentrionale. Le caratteristiche distintive tra i diversi modi di trasporto sono più pronunciate nell’emisfero settentrionale. Inoltre, l’estensione meridionale della firma della rottura dell’onda è minore nell’emisfero meridionale per tutti i modi, probabilmente a causa della maggiore intensità del getto in questa regione. Queste differenze nella geometria del flusso tra gli emisferi possono riflettere variazioni nella struttura su larga scala del getto subtropicale. I modi di trasporto polare ed equatoriale corrispondono rispettivamente agli eventi di rottura delle onde antcicloniche classificati come primariamente verso i poli (P2) e primariamente verso l’equatore (LC1), come dimostrato dalle pieghe meridionali del campo di latitudine equivalente in relazione alla media del contorno dell’altitudine della tropopausa di 13 km e dalle latitudini medie della regione di rottura delle onde, come indicato nella Tabella 1.

I compositi mostrati nella Figura 11 sono stati calcolati nelle fasi avanzate dei cicli di vita delle onde in rottura, lasciando incerta la loro rappresentatività del flusso medio in condizioni normali, al di fuori degli eventi di rottura delle onde. Per investigare ulteriormente, abbiamo analizzato stati medi compositi anche nelle fasi iniziali dei cicli di vita della rottura delle onde. Questi studi preliminari non hanno rivelato differenze significative rispetto agli stati osservati nelle fasi più tarde. Un getto diviso è stato osservato costantemente in tutti i momenti analizzati per gli eventi di trasporto polare. Similmente, per gli eventi di trasporto equatoriale, è stata costantemente osservata una forte circolazione antciclonica a monte.

La principale differenza osservata tra i momenti iniziali del ciclo di vita e i compositi mostrati nella Figura 11 riguarda la dimensione del piegamento della latitudine equivalente, che si allunga zonalmente nel corso del ciclo di vita della rottura dell’onda, in linea con l’evoluzione prevista dell’onda che si infrange. Le variazioni nella velocità media del vento, nella sua direzione, e nella posizione della rottura della tropopausa sono minime durante il ciclo di vita.

I compositi medi per i modi di trasporto identificati ad altri livelli, dominati dal getto subtropicale (cioè sotto i 420 K), risultano simili a quelli rappresentati nella Figura 11, anche se non sono mostrati.

La dipendenza stagionale dei tre modi di trasporto mette in evidenza il loro impatto sul ciclo annuale di trasporto osservato a 380 K, come mostrato nella Figura 7c. I cicli annuali della frequenza mensile di questi tre modi di trasporto, in relazione alla frequenza annuale totale per ciascun modo, sono illustrati nella Figura 12. In entrambi gli emisferi, il modo di trasporto verso l’equatore mostra un picco pronunciato durante l’estate, mentre il modo di trasporto verso i poli evidenzia due picchi: uno più piccolo in tarda primavera e inizio estate e un secondo, circa il doppio, in autunno. I cicli annuali del modo di trasporto simmetrico registrano un picco prolungato dalla tarda primavera al tardo autunno in ogni emisfero. Questi cicli dimostrano che i modi di trasporto direzionale influenzano significativamente i cicli annuali osservati nelle frazioni di trasporto mostrati nella Figura 7c. Questi cicli di trasporto presentano una stagionalità simile, con picchi meno marcato a causa del contributo aggiuntivo degli eventi simmetrici.

Gli eventi di rottura delle onde antcicloniche diretti verso l’equatore dipendono da forti circolazioni antcicloniche quasi stazionarie presenti in entrambi gli emisferi. Al contrario, gli eventi di trasporto verso i poli e quelli simmetrici sono influenzati dalle asimmetrie regionali del getto subtropicale, che non sono direttamente collegate a queste anticicloni. Studi precedenti hanno rivelato che la rottura delle onde a 350 K, prevalentemente dominata dagli eventi di trasporto polare, avviene in aree caratterizzate da deboli venti occidentali climatologici. La Figura 13 mostra le velocità medie del vento zonale climatologico globale durante le stagioni di transizione a 350 K, nei pressi del nucleo del getto subtropicale.

Durante le stagioni di transizione, le caratteristiche climatologiche coerenti con i compositi medi degli eventi di trasporto polare e simmetrico sono visibili in entrambi gli emisferi. I getti divisi sono particolarmente distinti nella primavera dell’emisfero nord (marzo-maggio, MAM) sul Pacifico centrale e sull’Oceano Indiano nell’emisfero sud. Nell’autunno dell’emisfero nord (settembre-novembre, SON), si osservano caratteristiche di getto diviso sull’Atlantico nell’emisfero nord e, nuovamente, sull’Oceano Indiano nell’emisfero sud. Il confronto tra queste caratteristiche climatologiche del getto e la distribuzione geografica mostrata nella Figura 9f indica che gli eventi di trasporto polare si verificano all’interno di getti divisi climatologici, confermando i dati dei compositi medi. Inoltre, gli eventi di trasporto simmetrico si verificano sia immediatamente a monte dei getti divisi, sia vicino ad altre interruzioni nel getto subtropicale, suggerendo che il flusso medio potrebbe non determinare la direzione del trasporto e che gli eventi di rottura delle onde possono influenzare la struttura del flusso medio.

Per esaminare l’impatto degli eventi di rottura delle onde polari sulla struttura del flusso medio climatologico, abbiamo calcolato i venti medi sia in presenza che in assenza di onde in attiva rottura. I risultati, relativi alla regione dell’Atlantico nord dove si verifica frequentemente la rottura delle onde polari durante l’autunno dell’emisfero nord (come identificato nella Figura 9f), sono presentati nelle Figure 14a e 14b, che mostrano rispettivamente il vento zonale medio uuu durante periodi con e senza onde in rottura. La Figura 14c illustra la differenza tra i medi climatologici con e senza rottura delle onde, evidenziando che un getto diviso è presente indipendentemente dalle onde in rottura. Tuttavia, la differenza tra i due medi rivela che la rottura delle onde causa uno spostamento polare del getto subtropicale a monte. Questi risultati indicano che la geometria del flusso medio vicino al luogo di rottura dell’onda influenza il trasporto successivo per tutti gli eventi di rottura delle onde. Potrebbero inoltre esistere interazioni di feedback tra la posizione della rottura delle onde nelle regioni dei getti divisi e le variazioni osservate del getto durante gli eventi di rottura.

La Figura 10 mostra le distribuzioni di frequenza normalizzate degli eventi di rottura delle onde di Rossby relative alle frazioni di trasporto polare ed equatoriale a diverse altitudini termiche: 500 K, 420 K, 380 K e 350 K. Le analisi sono separate per eventi con taglio ciclonico (colonne a sinistra) e antciclonico (colonne a destra).

Ogni pannello rappresenta una mappa di calore che illustra la frequenza degli eventi. Le tonalità più scure indicano una frequenza maggiore. L’asse orizzontale misura la percentuale di trasporto polare (verso i poli), mentre l’asse verticale indica la percentuale di trasporto equatoriale (verso l’equatore). La magnitudine del trasporto è espressa come la percentuale dell’area analizzata di ciascuna massa d’aria coinvolta nella rottura delle onde.

• (a) 500 K: Mostra una distribuzione relativamente uniforme, con una leggera predominanza di eventi con maggiore trasporto equatoriale per le rotture antcicloniche.
• (b) 420 K: Presenta una varietà di eventi, con concentrazioni nelle zone di trasporto equatoriale e polare, in particolare per le rotture antcicloniche.
• (c) 380 K: È evidenziata da tre massimi di frequenza, contrassegnati dalle frecce ‘a’, ‘b’ e ‘c’ per gli eventi antciclonici, che rappresentano rispettivamente modi di trasporto prevalentemente polare, simmetrico e prevalentemente equatoriale. Questo livello mostra una chiara distinzione tra i diversi modi di trasporto.
• (d) 350 K: Rivela un pattern simile a quello a 500 K, con una predominanza di eventi di trasporto equatoriale nei casi antciclonici.

I bin usati per calcolare queste distribuzioni hanno una risoluzione del 5% x 5%, offrendo una definizione adeguata per la visualizzazione delle frequenze di trasporto.

La Figura 11 rappresenta le medie compositive dei campi dinamici derivati da eventi di rottura delle onde antcicloniche sulla superficie di temperatura potenziale di 380 K, categorizzati secondo tre principali modi di trasporto identificati in precedenza (Figura 10c): trasporto predominantemente polare, predominantemente equatoriale, e simmetrico. Ecco una spiegazione dettagliata di ogni pannello:

• (a) Trasporto prevalentemente polare: Questo pannello mostra le mappe per entrambi gli emisferi, dove le tonalità rosse rappresentano l’aria equatoriale rispetto al contorno medio di rottura delle onde analizzato, e le tonalità blu indicano l’aria polare. Le linee nere solide indicano la velocità del vento, mentre gli assi del getto sono rappresentati da linee nere tratteggiate, segnalando i massimi meridionali della velocità del vento superiori a 15 m/s. Le altitudini della tropopausa a 12, 13 (linee solide) e 14 km (linee bianche) sono evidenziate per mostrare variazioni verticali.
• (b) Trasporto prevalentemente equatoriale: Simile al pannello per il trasporto polare, questo schema visualizza le caratteristiche del trasporto quando l’aria si muove prevalentemente verso l’equatore. La disposizione di colori, linee e vettori del vento rimane coerente con quella del pannello (a), enfatizzando i cambiamenti nella direzione del trasporto.
• (c) Trasporto simmetrico: Questo pannello illustra situazioni in cui il trasporto dell’aria è distribuito equamente tra la direzione polare e quella equatoriale. Anche qui, le caratteristiche visive sono consistenti con gli altri pannelli, mantenendo la stessa rappresentazione di colori, linee di vento e altitudini della tropopausa.

Ogni pannello offre una visualizzazione dettagliata delle interazioni tra la latitudine equivalente, la velocità e la direzione del vento, e l’altitudine della tropopausa in relazione ai modelli di trasporto atmosferico osservati durante specifici eventi di rottura delle onde. Queste rappresentazioni aiutano a comprendere meglio come i vari modi di trasporto influenzano la distribuzione e il movimento delle masse d’aria a queste altitudini.

La Figura 12 illustra i cicli annuali degli eventi di rottura delle onde antcicloniche sulla superficie di temperatura potenziale di 380 K, categorizzati in base ai tre principali modi di trasporto identificati in precedenza (Figura 10c): trasporto prevalentemente polare (linee tratteggiate), trasporto prevalentemente equatoriale (linee punteggiate), e trasporto simmetrico (linee continue). Queste percentuali sono calcolate rispetto al totale degli eventi annui per ciascun modo di trasporto.

• Emisfero Settentrionale: Questo grafico superiore mostra le variazioni stagionali degli eventi di trasporto in questo emisfero:
  • Il trasporto polare evidenzia due picchi, uno minore durante la tarda primavera e inizio estate, e un picco più marcato in autunno.
  • Il trasporto equatoriale raggiunge il suo apice in estate.
  • Il trasporto simmetrico mostra un picco prolungato che va dalla tarda primavera al tardo autunno.
• Emisfero Meridionale: La grafica inferiore visualizza le variazioni stagionali con un offset di sei mesi rispetto all’emisfero settentrionale per riflettere le differenze stagionali tra gli emisferi:
  • Il trasporto polare presenta picchi durante i periodi corrispondenti alla primavera e all’autunno dell’emisfero settentrionale.
  • Il trasporto equatoriale è più frequente nei mesi corrispondenti all’estate dell’emisfero settentrionale.
  • Il trasporto simmetrico segue un andamento esteso simile a quello osservato nell’emisfero settentrionale, coprendo la maggior parte dell’anno.

Questi grafici evidenziano come i diversi modi di trasporto influenzino la dinamica stagionale delle masse d’aria a scala globale. La struttura temporale è adattata per allineare le stagioni tra gli emisferi, facilitando così un confronto diretto delle tendenze stagionali osservate.

La Tabella 1 fornisce dati dettagliati sui numeri e latitudini medie degli eventi di rottura delle onde che hanno contribuito ai compositi dei modi di trasporto a 380 K, mostrati nella Figura 11, per entrambi gli emisferi Nord e Sud.

La tabella è suddivisa in tre colonne corrispondenti ai diversi modi di trasporto:

1. Poleward (Verso i poli)
2. Equatorward (Verso l’equatore)
3. Symmetric (Simmetrico)

Ogni colonna presenta le seguenti informazioni per ciascun modo di trasporto:

• Numero di eventi (No.): Quantità totale degli eventi di rottura delle onde considerati per il calcolo dei compositi, con i dati dell’emisfero Nord mostrati fuori dalle parentesi e quelli dell’emisfero Sud all’interno delle parentesi.
• Numero annuale di eventi (No. yr⁻¹): Indica la frequenza media annuale degli eventi, separata per emisfero.
• Latitudine media (f): La latitudine media in cui si verificano gli eventi di rottura delle onde, espressa in gradi nord (N) o sud (S).

Dettagli per ciascun modo di trasporto:

• Trasporto polare: Ci sono stati 348 eventi nell’emisfero nord e 494 nell’emisfero sud in un anno, con latitudini medie di 41.34°N e 38.21°S rispettivamente.
• Trasporto equatoriale: Si sono registrati 676 eventi nell’emisfero nord e 659 nell’emisfero sud, con latitudini medie di 30.72°N e 30.06°S.
• Trasporto simmetrico: Sono stati contati 615 eventi nell’emisfero nord e 706 nell’emisfero sud, con latitudini medie di 35.40°N e 33.95°S.

Questa tabella aiuta a capire non solo la frequenza ma anche la distribuzione geografica degli eventi di rottura delle onde associati a ciascun modo di trasporto, fornendo un contesto essenziale per interpretare i risultati visualizzati nelle figure correlate.

La Figura 13 illustra le velocità medie zonali del vento sulla superficie di temperatura potenziale di 350 K, utilizzando dati dal ERA-Interim durante i periodi MAM (Marzo-Aprile-Maggio) e SON (Settembre-Ottobre-Novembre).

• (a) MAM: Questo pannello visualizza le condizioni dei venti durante la primavera dell’emisfero nord. Le aree bianche indicano le regioni dove dominano i venti provenienti da est, noti come easterlies. Vengono evidenziate configurazioni specifiche del getto atmosferico con le etichette “Split Jet” e “Jet Break”. Il termine “Split Jet” fa riferimento a una biforcazione nel flusso del getto, mentre “Jet Break” descrive una discontinuità o una rottura significativa nel flusso.
• (b) SON: In questo pannello si osservano le condizioni durante l’autunno dell’emisfero nord. Analogamente al pannello (a), le aree bianche rappresentano i venti orientali. Le annotazioni “Split Jet” e “Jet Break” segnalano di nuovo le particolari disposizioni del getto, mostrando come la configurazione del getto possa variare tra le stagioni.

Le tonalità di grigio utilizzate nello sfondo indicano la velocità del vento zonale, con colorazioni più scure che denotano venti più forti. Questo fornisce una chiara rappresentazione delle variazioni stagionali nelle strutture dei getti atmosferici a scala globale, offrendo una panoramica comprensiva della distribuzione delle velocità dei venti a livello planetario.

L’importanza di queste osservazioni sta nel loro impatto sui vari fenomeni meteorologici e climatici, come la formazione e il movimento delle masse d’aria e l’interazione con i sistemi di pressione atmosferica. Queste informazioni sono cruciali per comprendere le dinamiche stagionali e le loro implicazioni climatiche globali.

La Figura 14 illustra l’impatto della rottura delle onde sulle velocità zonali medie del vento sulla superficie di temperatura potenziale di 350 K, basata sui dati ERA-Interim durante il periodo SON (Settembre-Ottobre-Novembre). La figura è suddivisa in tre pannelli distinti, ciascuno rappresentando diversi scenari di rottura delle onde:

• (a) Active Wavebreaking: Questo pannello mostra le condizioni atmosferiche durante eventi di rottura attiva delle onde. Le aree con tonalità più scure indicano venti più forti, mostrando come la rottura delle onde influenzi l’intensità e la distribuzione del vento nella regione.
• (b) No Wavebreaking: Il secondo pannello rappresenta le condizioni quando non avviene rottura delle onde. Serve per visualizzare le velocità del vento in condizioni più stabili, senza l’interferenza di eventi dinamici significativi come la rottura delle onde.
• (c) Active – None: L’ultimo pannello illustra la differenza di velocità del vento tra i casi con rottura attiva delle onde e quelli senza. Le aree rosse segnalano dove la rottura delle onde ha causato un aumento della velocità del vento, mentre le aree blu indicano dove la velocità del vento è diminuita a causa di tali eventi. Questa rappresentazione mette in evidenza l’effetto netto della rottura delle onde sulle condizioni locali del vento.

Questi tre pannelli forniscono una visione complessiva degli effetti della rottura delle onde sulla dinamica dei venti. La Figura 14 dimostra chiaramente come gli eventi dinamici atmosferici, come la rottura delle onde, possano modificare significativamente il regime dei venti in una regione specifica durante periodi determinati dell’anno, offrendo spunti preziosi sull’interazione tra fenomeni atmosferici e meteorologici.

Riassunto e Discussione

Gli eventi di rottura delle onde di Rossby sono stati analizzati considerando la frequenza osservata, la stagionalità, le caratteristiche del trasporto e le distribuzioni geografiche all’equivalente latitudine della rottura della tropopausa, nell’intervallo di temperatura potenziale di 350–500 K, utilizzando 30 anni di dati ERA-Interim. I movimenti di mesoscala, che non sono risolti dalla griglia di 1,58 del ERA Interim, non sono stati catturati da questa analisi. I risultati presentati in questo studio sono, ad eccezione della direzione del trasporto, in buon accordo con i risultati di studi precedenti sulla “tropopausa dinamica” a 350 K, che varia da 1.5 a 3.5 PVU nella letteratura di riferimento. La stagionalità osservata e le distribuzioni geografiche degli eventi di rottura delle onde sono coerenti con quelle mostrate in studi precedenti, con un picco distinto durante l’estate in ciascun emisfero.

In questo studio, gli eventi di rottura delle onde con taglio antciclonico dominano in entrambi gli emisferi e a tutte le altitudini, verificandosi più frequentemente nell’emisfero meridionale. Gli eventi di rottura delle onde con taglio ciclonico sono osservati più frequentemente nell’emisfero settentrionale e raggiungono un massimo nella stratosfera a 420 K, diminuendo fortemente in frequenza sopra e sotto questo livello in entrambi gli emisferi. Analogamente, il numero totale di eventi di rottura delle onde raggiunge un massimo a 420 K, con le frequenze di rottura delle onde più basse osservate vicino al nucleo del getto subtropicale (350–360 K). Poiché la rottura delle onde è associata alle caratteristiche del getto, le differenze osservate nelle strutture del getto dei due emisferi implicano le differenze osservate nei tipi di rottura delle onde.

Il trasporto irreversibile per ciascun evento di rottura delle onde di Rossby è stato stimato utilizzando un metodo Lagrangiano descritto in dettaglio nella sezione 2c. Il trasporto annuale netto di rottura delle onde è osservato essere equatoriale all’interno dell’intervallo di temperatura potenziale di 370–390 K e polare a quote sopra e sotto. Le differenze osservate tra gli emisferi nella profondità dello strato di trasporto equatoriale netto possono essere dovute all’estensione verticale delle circolazioni antcicloniche associate. Lontano da 420 K, il trasporto dalla rottura delle onde di Rossby mostra una significativa variabilità stagionale con un forte picco durante l’estate emisferica ai livelli inferiori (#400 K) e un picco invernale ai livelli superiori ($450 K), coerente con studi di trasporto isentropico precedenti.

Sebbene i cicli stagionali del trasporto osservati siano in linea con i risultati di lavori precedenti, si notano significative differenze in termini di magnitudine e direzione del trasporto. In particolare, la direzione del trasporto osservata nell’intervallo di temperatura potenziale di 350–360 K non corrisponde a quella riportata negli studi precedenti. Queste discrepanze sembrano dipendere in larga misura dalla scelta del confine tra tropici ed extratropici (o tra troposfera e stratosfera) nel campo dinamico analizzato. I valori assoluti di PV al punto di rottura della tropopausa (o confine tropicale) in questo studio sono stati rilevati a circa 4 PVU a tutte le quote analizzate, mentre il più comune contorno di 2-PVU è stato trovato più profondamente nei tropici. Quando si analizza con un valore di PV di 62 PVU, la direzione del trasporto si inverte e risulta coerente con gli studi precedenti.

Le caratteristiche generali delle distribuzioni geografiche a 350 K, tuttavia, sembrano indipendenti dal confine dinamico analizzato. È importante notare che il ciclo annuale di un confine dinamico alla tropopausa può variare significativamente, quindi è essenziale prestare attenzione quando si valuta il trasporto relativo a tale confine. Studi precedenti hanno utilizzato 62 PVU come confine tra troposfera e stratosfera a livelli di temperatura potenziale più bassi, che intersecano verticalmente la tropopausa a tasso di raffreddamento nelle zone extratropicali. La ricerca di Kunz et al. (2011) ha evidenziato anche una notevole variabilità stagionale del PV alla tropopausa al di sotto di 350 K, spesso vicino a 63 PVU. La sensibilità delle stime di trasporto a questo confine a quote inferiori non è ancora ben compresa.

Le distribuzioni di frequenza degli eventi di rottura delle onde, analizzate in funzione del trasporto frazionale delle masse d’aria tropicali ed extratropicali, hanno permesso di identificare tre principali modalità di trasporto antciclonico di rottura delle onde vicino al getto subtropicale: verso i poli, verso l’equatore e simmetrico. I campi meteorologici e dinamici medi compositi hanno rivelato le caratteristiche del flusso medio per ciascun modo di trasporto. Il modo di trasporto polare è associato a un getto subtropicale diviso, come introdotto all’inizio dello studio e dimostrato in precedenti analisi di casi specifici. In contrasto, gli eventi di trasporto verso l’equatore si trovano immediatamente a valle di grandi anticicloni durante l’estate emisferica e non sono associati a un getto subtropicale diviso.

Gli eventi di trasporto verso l’equatore sono riconosciuti come i principali responsabili del trasporto netto osservato verso i tropici nel range di temperatura potenziale di 370–390 K, e sono strettamente associati alle circolazioni monsoniche. I fenomeni di trasporto simmetrico si verificano in tutte le stagioni e sono tipicamente presenti in corrispondenza dei massimi di frequenza globali, eccetto per quelli che si trovano a valle del monsone del Sud-Est asiatico durante l’estate dell’emisfero settentrionale, dove unicamente fungono da sorgente per il trasporto di rottura delle onde dagli extratropici ai tropici. I modi di trasporto equatoriale e polare si allineano rispettivamente con le classificazioni LC1 e P2 di Thorncroft et al. (1993) e Peters e Waugh (1996).

I meccanismi che sostengono lo sviluppo e il mantenimento dei getti subtropicali divisi non sono completamente compresi, ma si osservano frequentemente durante le stagioni di transizione in entrambi gli emisferi. Studi numerici indicano che la loro stabilità potrebbe derivare, in parte, dall’accumulo di eddy baroclinici a nord di un preesistente getto subtropicale o dalla divergenza del flusso di momento degli eddy tra i componenti polare e equatoriale di un getto diviso. I risultati di questa ricerca suggeriscono che le divisioni nel getto subtropicale costituiscano percorsi distinti per il trasferimento dell’aria tropicale della UTLS verso l’LS extratropicale durante gli eventi di rottura delle onde. Le caratteristiche dello stato medio, con o senza rottura delle onde, mostrano minime differenze in queste regioni, il che implica che la geometria dello stato medio nell’area di rottura delle onde determini in larga misura il trasporto successivo.

Le interazioni tra la localizzazione della rottura delle onde all’interno delle scissioni o rotture del getto subtropicale e la modulazione di queste strutture a causa della frequente rottura delle onde di Rossby potrebbero avere significative implicazioni. Tuttavia, sono pochi gli studi che hanno analizzato osservazioni all’interno di queste masse d’aria trasportate, e finora non sono state esaminate osservazioni in situ vicino al getto subtropicale durante lo sviluppo di questi eventi di rottura delle onde. Sono necessari ulteriori studi per approfondire la comprensione delle strutture dei getti divisi e dei possibili feedback legati alla rottura delle onde di Rossby in queste regioni.

Il testo esamina inoltre il trasporto dominante verso l’equatore a valle delle circolazioni monsoniche, un fenomeno poco studiato. Si sa che queste circolazioni monsoniche spingono aria inquinata dallo strato limite profondamente nella LS (Lower Stratosphere) tropicale mediante convezione e risalita su larga scala. Questo studio propone che il trasporto dell’aria LS extratropicale verso i tropici, influenzato dagli anticicloni monsonici, sia cruciale per definire la composizione della UTLS (Upper Troposphere/Lower Stratosphere) tropicale e per la sua successiva risalita nella circolazione di Brewer-Dobson.

Recenti analisi delle concentrazioni di ozono, rilevate da satelliti vicino alla tropopausa, hanno mostrato risultati simili, confermando l’importanza di monitorare questi fenomeni. È quindi essenziale condurre osservazioni meteorologiche e chimiche in situ per meglio comprendere l’impatto climatologico di questi eventi. Inoltre, si suggerisce di ampliare l’analisi dei gas traccianti osservati dai satelliti nella UTLS.

Il segmento di testo evidenzia anche l’importanza di valutare con attenzione la definizione del confine dinamico utilizzato nelle analisi del trasporto, anche a livello orizzontale tra troposfera e stratosfera. Studi precedenti hanno dimostrato come la tropopausa a tasso di raffreddamento segni nettamente il passaggio tra troposfera e stratosfera, e tra zone tropicali ed extratropicali, sia dal punto di vista chimico che dinamico. Le variabili dinamiche, come il potenziale vorticoso (PV) o la latitudine equivalente alla tropopausa, possono variare significativamente a seconda della stagione e delle condizioni meteorologiche. Pertanto, è necessario identificare accuratamente il confine tra troposfera e stratosfera in queste variabili dinamiche a tutte le quote per garantire una determinazione precisa del trasporto.

Questo studio utilizza un confine tropicale che varia stagionalmente e sottolinea la necessità di scegliere con cautela il confine tropicale-extratropicale nella gamma di temperatura potenziale di 350–360 K. I risultati suggeriscono anche che i confini dinamici comunemente utilizzati e non variabili, come il 2 PVU, potrebbero non rappresentare accuratamente il confine tra troposfera e stratosfera sopra il getto subtropicale. Di conseguenza, gli studi di trasporto a quote più basse dovrebbero essere aggiornati per riflettere le potenziali dipendenze della magnitudine e direzione del trasporto sulla scelta del confine troposfera-stratosfera.

https://journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/70/2/jas-d-12-0198.1.xml?rskey=4t3f7b&result=13&tab_body=pdf