SOMMARIO
Le teleconnessioni tra il monsone indiano e gli indici di pioggia del Sahel sono qui esaminate su una scala temporale interannuale in termini di dinamiche meteorologiche e marine nella zona del Mediterraneo. Vengono utilizzati i dati sulla pressione al livello del mare provenienti da set di dati grigliati e da singole stazioni, insieme ai dati sul livello del mare provenienti da stazioni lungo tutte le coste del Mediterraneo. In estate (luglio-agosto-settembre, JAS) il campo della pressione al livello del mare sul Mediterraneo orientale anticorrela con l’indice del monsone indiano (coefficiente di correlazione C = -0.5 in media). Un indice di pressione del Mediterraneo (MPI), definito come la differenza standardizzata tra la pressione atmosferica al livello del mare presso le stazioni di Mersa Matruh (Mediterraneo sudorientale) e Marsiglia (Mediterraneo nordoccidentale), anticorrela ancora di più con l’indice del monsone indiano (C = -0.68). L’MPI è proporzionale al campo di flusso superficiale geostrofico medio attraverso una linea immaginaria che unisce le due stazioni e risulta essere significativamente correlato con la componente del vento meridionale sul Mediterraneo orientale, noto come regime di vento Etesiano a basso livello. Questo regime del vento rappresenta il campo di flusso superficiale entrante nella zona di convergenza intertropicale africana e, quindi, ha un’associazione con il regime del monsone indiano. La risposta oceanica, evidente dalle anomalie del livello del mare nelle stazioni costiere, mostra una massima anticorrelazione con l’indice del monsone indiano in estate e autunno (settembre-ottobre-novembre, SON). L’indice del Sahel anticorrela con la pressione al livello del mare, con il valore assoluto massimo in giugno-luglio-agosto. Ciò può essere interpretato come una tendenza delle anomalie della pressione al livello del mare del Mediterraneo a precedere quelle della precipitazione del Sahel, che è caratterizzata da massime piogge in luglio-settembre. L’MPI anticorrela con l’indice del Sahel durante e prima del JAS, indicando che l’intensità del regime del vento Etesiano è collegata alla pioggia del Sahel. Anche il livello del mare anticorrela con l’indice del Sahel, con il valore assoluto massimo in SON, come per la correlazione livello del mare-monsone indiano.
INTRODUZIONE
La regione del Mediterraneo sembra far parte di schemi di teleconnessione globale che emanano da o si collegano al monsone indiano e alle regioni del Sahel. Kraus (1958) fu tra i primi a identificare che le precipitazioni su diverse aree tropicali erano collegate su una scala temporale decennale. Ward (1992, 1996, 1998) ha esteso questo lavoro a scale temporali interannuali trovando significative correlazioni tra parametri meteorologici e marini del Mediterraneo (pressione atmosferica al livello del mare, vento di superficie e temperatura della superficie del mare) e le piogge del monsone indiano e del Sahel. Rodwell e Hoskins (1996) hanno scoperto che l’attività del monsone indiano può indurre una risposta delle onde di Rossby, che produce una discesa adiabatica amplificata sul Mediterraneo orientale. Quindi, è possibile ipotizzare che l’area del Mediterraneo si trovi in una regione di interazione tra i regimi atmosferici del monsone indiano e del Sahel.
Il Mediterraneo è una regione di confine che sente sia la dinamica delle celle di circolazione tropicale sia le onde stazionarie di media latitudine. Il ciclo stagionale è di conseguenza molto importante, poiché regola la transizione dal regime invernale, dominato dalle interazioni flusso d’onda di media latitudine, al regime estivo, caratterizzato dalla dinamica tropicale. La circolazione climatologica nella regione del Mediterraneo è mostrata in Figura 1 per i campi di flusso a 850 e 500 hPa. Sono stati utilizzati i campi di ri-analisi del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF) (Gibson et al., 1997) e mediati nel periodo 1979-93. Durante l’inverno, tutto il Mediterraneo è influenzato dai venti occidentali, come mostrato in Figura 1(a), che sono fortemente modificati in superficie dall’orografia locale. Durante l’estate i venti occidentali sono più deboli (Figura 1(b)) e si sviluppa un regime meridionale, soprattutto nel bacino del Mediterraneo orientale. In passato, questo regime di flusso superficiale era chiamato regime del vento Etesiano e collega chiaramente l’area del Mediterraneo orientale con l’area sub-sahariana. A 500 hPa i venti sono sempre occidentali, con deviazioni più grandi dalla zonalità durante l’estate rispetto all’inverno, riflettendo il regime Etesiano di superficie.
La circolazione verticale locale può essere schematizzata da linee di flusso calcolate dal campo di velocità verticale e meridionale. I rami ascendenti sono collegati a processi convettivi, che possono portare a precipitazioni, mentre il movimento discendente indica subsidenza. La cella di circolazione verticale meridionale qui è chiamata cella di Hadley locale e mostra un drastico cambiamento tra estate e inverno, come mostrato in Figura 2, indicando uno spostamento dell’area convettiva dalla banda di latitudine 0-5°N alla banda 15-20°N. Il ramo meridionale di basso livello di questa cella di Hadley è composto da un regime di vento settentrionale noto come Etesiano o Meltemi (Ufficio Meteorologico, 1962; d’ora in poi chiamato Etesiano), già mostrato vicino alla superficie in Figura 1(b). La zona di convergenza intertropicale africana (ITCZ) si posiziona normalmente sopra il ramo ascendente della cella di Hadley locale collegato ai massimi locali di precipitazione durante luglio-agosto-settembre (d’ora in poi JAS).
Figura 1. Climatologie del vento dai campi di ri-analisi dell’ECMWF a 850 e 500 hPa, per JFM (a) e JAS (b)
Figura 2. Linee di flusso JFM (a) e JAS (b) ottenute dai campi di velocità verticale e meridionale mediati tra 15 e 35 °E. Le linee con le frecce (linee di flusso) indicano solo la direzione del flusso, non la sua intensità
Questo regime della cella di Hadley e il suo cambio stagionale sono quindi il processo fisico di larga scala di base che contribuisce alla variabilità delle precipitazioni del Sahel. Quindi, il clima estivo del Mediterraneo sembra essere fortemente collegato al regime tropicale, in particolare al flusso di basso livello nel ramo ascendente della cella di Hadley locale. Ward (1998) ha scoperto che gli indici di precipitazione per il monsone indiano e la regione del Sahel sono correlati su base interannuale. Il coefficiente di correlazione per questi set di dati è circa 0.5 (Figura 3). Al momento, la catena di eventi che compone i collegamenti tra le due aree non è chiara. In questo lavoro cerchiamo di descrivere le prove osservative che una possibile connessione è la modulazione interannuale del flusso in ingresso di basso livello nel ramo ascendente dell’ITCZ africana sulla regione del Mediterraneo orientale.
Le serie temporali dei dati di superficie saranno utilizzate per indagare le teleconnessioni tra gli indici di precipitazione del monsone indiano e del Sahel e i parametri meteorologici e marini di superficie del Mediterraneo, come la pressione atmosferica al livello del mare e l’elevazione del livello del mare. L’obiettivo finale è dimostrare che, durante l’estate, la regione del Mar Mediterraneo fa parte di un sistema di circolazione tropicale che collega il monsone indiano e le aree del Sahel.
Nella Sezione 2 descriviamo i set di dati utilizzati, e nelle Sezioni 3 e 4 analizziamo i campi di correlazione tra il monsone indiano e le regioni del Sahel e del Mediterraneo rispettivamente. Le conclusioni nella Sezione 5 chiuderanno il lavoro.
Figura 3. Confronto delle serie temporali filtrate ad alta frequenza degli indici del monsone indiano (linea tratteggiata) e del Sahel (linea continua), calcolati dalle anomalie delle precipitazioni di JAS. Coefficiente di correlazione C = 0.53
I SET DI DATI
Useremo dati per i seguenti parametri meteorologici e marini: indici di precipitazione del monsone indiano e del Sahel, pressione al livello del mare e livello del mare.
Gli indici di precipitazione rappresentano anomalie standardizzate delle precipitazioni totali in JAS per il periodo 1948-94 e sono costruiti dal set di dati di Hulme (1994). La localizzazione per l’indice del monsone indiano è l’India a sud del 27.5 °N e per l’indice del Sahel è la regione compresa tra 12.5-17.5 °N, 18.75 °W-37.5 °E. Una descrizione di tali regioni può essere trovata in Ward (1998). Limitiamo la nostra analisi al 1948-94, poiché i dati precedenti sono influenzati da incertezze che riducono l’affidabilità delle correlazioni (Ward, 1998).
Utilizziamo due set di dati sulla pressione atmosferica al livello del mare. Il primo consiste in medie mensili grigliate 5° × 5° (Jackson, 1986). Il secondo è composto da medie mensili per stazioni selezionate lungo la costa del Mar Mediterraneo (Figura 4(a)). Tali stazioni sono scelte perché si trovano vicino alla costa e sono rappresentate da serie temporali lunghe e omogenee; i dati provengono dal National Climatic Data Center (Vose et al., 1997).
Il set di dati sul livello del mare consiste in livelli medi mensili del mare osservati nelle stazioni di rilevamento del livello del mare (Figura 4(b)) e proviene dal Permanent Service for Mean Sea Level (Spencer e Woodworth, 1993). Tutte le stazioni nel Mediterraneo occidentale e centrale sono fornite di un riferimento locale, che ci permette di ottenere serie temporali affidabili, mentre un riferimento locale non è disponibile per le stazioni del Mediterraneo orientale. Per ottenere almeno indicazioni approssimative sulla variabilità del livello del mare nelle stazioni del Mediterraneo orientale, abbiamo confrontato le serie temporali disponibili per rilevare valori anomali e discontinuità. Di conseguenza, abbiamo mantenuto la serie temporale per Alessandria, che appare omogenea, e una serie temporale costituita da una combinazione di dati per Izmir e Antalya, qui denominata Izmir.
La pressione atmosferica al livello del mare e i dati sul livello del mare vengono elaborati come segue. Le anomalie mensili standardizzate sono calcolate rimuovendo le medie climatologiche dai dati originali e dividendo il risultato per le deviazioni standard climatologiche. Poi, le anomalie medie di 3 mesi sono ottenute mediando le anomalie standardizzate di tre mesi consecutivi, cioè gennaio-febbraio-marzo (d’ora in poi JFM), febbraio-marzo-aprile (FMA), e così via, fino a dicembre e gennaio-febbraio dell’anno successivo (DJF). Quando una o più anomalie mensili sono mancanti, anche l’anomalia relativa a 3 mesi viene impostata come mancante. Le serie temporali sono quindi formate per tutti i periodi di 3 mesi.
In questo lavoro studiamo il segnale di variabilità interannuale e, quindi, tutte le serie temporali sono filtrate ad alta frequenza tramite la tecnica di filtraggio sviluppata da Ng e Young (1990). La frequenza di taglio del 50% è impostata a circa 11,25 anni. Tutti i risultati descritti in questo documento riguardano l’analisi delle componenti ad alta frequenza (interannuale) delle serie temporali di anomalie di 3 mesi standardizzate. La significatività statistica delle correlazioni è impostata al livello di confidenza del 95%. Si noti che la procedura di filtraggio rimuove anche l’effetto di possibili lenti spostamenti verticali del terreno sulle serie temporali del livello del mare.
Figura 4. Posizione delle stazioni di pressione atmosferica al livello del mare (a) e del livello del mare (b) adottate in questo lavoro
LA TELECONNESSIONE MONSONE INDIANO – MEDITERRANEO
3.1. Pressione atmosferica al livello del mare
I modelli di teleconnessione della pressione atmosferica al livello del mare con il monsone indiano sono mostrati nella Figura 5 per ritardi temporali da -1 a +2 mesi, cioè da Giugno-Luglio-Agosto (JJA) a Settembre-Ottobre-Novembre (SON). Le mappe mostrano i coefficienti di correlazione della pressione atmosferica al livello del mare con l’indice del monsone indiano; le aree ombreggiate sono significative al livello di confidenza del 95%.
Nell’area mediterranea, si osserva una significativa anticorrelazione sul Bacino Levantino in JAS, come parte di una grande struttura che si estende sul Medio Oriente, il nord-est dell’Africa e la penisola arabica, dove si trova la massima anticorrelazione. Il segno negativo significa che un aumento delle precipitazioni del monsone indiano corrisponde a una minore pressione atmosferica. Sul Mar Mediterraneo il coefficiente di correlazione C è inferiore a -0.5 vicino a Israele e alla penisola del Sinai. Un’anticorrelazione significativa è già stata trovata da Ward (1996), con un diverso set di dati sulla pressione atmosferica. Un’area di correlazione positiva è trovata sul bacino occidentale con massimo sviluppo 2 mesi dopo (SON). Le anomalie di pressione in queste regioni sono potenzialmente importanti per modulare la variabilità interannuale dei sistemi di vento nel Mediterraneo orientale (Figura 1(b)). Il ciclo stagionale mostra la presenza di intensi venti settentrionali in estate (gli Etesiani) che sono la componente geostrofica del campo di flusso al bordo occidentale dell’area di bassa pressione sul Medio Oriente. I risultati ottenuti dai dati delle stazioni sono coerenti con quelli dei dati grigliati precedentemente illustrati. L’anticorrelazione, che raggiunge il picco in JAS, si trova per le stazioni nel Bacino Levantino, rappresentate nella Figura 6(a) da Mersa Matruh, mentre per le stazioni nel Mediterraneo occidentale e nell’Adriatico, rappresentate nella Figura 6(b) da Ajaccio, la correlazione è positiva e raggiunge il picco in SON. Nel mezzo, cioè nei mari Ionio e Egeo, non c’è correlazione significativa. La Figura 7 mostra la correlazione complessiva tra la pressione atmosferica al livello del mare misurata nelle stazioni e l’indice del monsone indiano per JAS (Figura 7(a)) e SON (Figura 7(b)). La Figura 8 mostra il confronto tra le serie temporali dell’indice del monsone indiano e la differenza standardizzata della pressione atmosferica al livello del mare tra le stazioni di Mersa Matruh e Marsiglia in JAS.
Questa differenza di pressione standardizzata, chiamata d’ora in poi Indice di Pressione Mediterraneo (MPI), si basa sulla differenza di pressione al livello del mare, tra una stazione nel Mediterraneo orientale e una nel Mediterraneo occidentale, che è massimamente anticorrelata con il monsone indiano (C = -0.68). La serie temporale della differenza di pressione JAS tra Mersa Matruh e Marsiglia è mostrata nella Figura 9; il suo valore medio è -4.4 ± 1.0 hPa. Il segno dell’MPI è scelto in modo tale che un gradiente di pressione positivo sia correlato a una componente del vento geostrofico positiva. Nel sistema di coordinate, dove x è positiva verso est e y è positiva verso nord, la differenza di pressione climatologica negativa tra Mersa Matruh e Marsiglia è coerentemente correlata ai venti settentrionali climatologici. L’MPI è proporzionale al campo medio del flusso geostrofico ortogonale a una linea che unisce le due stazioni. Inoltre, una correlazione significativa (C = 0.68) è stata riscontrata per il periodo 1948-94 tra l’MPI e la componente media del vento meridionale sul Mediterraneo orientale (30-40 °N, 20-35 °E, dai dati del National Centers for Environmental Prediction reanalysis). È noto che il regime Etesiano prevale in estate con una grande componente meridionale di ampiezza (Figura 1(b)); quindi l’MPI può ragionevolmente rappresentare la variabilità nel regime del vento Etesiano.
Figura 5. Mappe dei coefficienti di correlazione tra l’indice del monsone indiano, definito per JAS, e la pressione atmosferica a livello del mare per JJA (pannello in alto a sinistra), JAS (in alto a destra), ASO (in basso a sinistra) e SON (in basso a destra). I corrispondenti ritardi temporali della pressione atmosferica a livello del mare rispetto all’indice del monsone indiano vanno da -1 a +2 mesi. Le correlazioni significative al 95% di livello di confidenza sono ombreggiate.
Figura 6. Confronto tra le serie temporali dell’indice del monsone indiano (linee tratteggiate) e la pressione atmosferica a livello del mare (linee continue) a Mersa Matruh in JAS (a) e Ajaccio in SON (b)
Una maggiore precipitazione sull’India corrisponde quindi a un MPI inferiore, cioè a una pressione atmosferica a livello del mare inferiore nel Mediterraneo orientale e/o a una pressione atmosferica a livello del mare superiore nel Mediterraneo occidentale, che a sua volta potrebbe significare un regime di venti Etesiani intensificato (misurato qui come la differenza di pressione Mersa Matruh-Marsiglia).
In conclusione, l’indice del monsone indiano e i segnali di pressione superficiale sul Mediterraneo orientale sono anticorrelati durante il JAS. Troviamo anche la massima anticorrelazione tra l’indice del monsone indiano e l’MPI, indicando un collegamento tra l’afflusso di basso livello nella cella locale Hadley dell’Africa nordorientale e il regime del monsone indiano.
3.2. Elevazione del livello del mare
Ad eccezione di Alicante, Dubrovnik e Izmir, il livello del mare è significativamente anticorrelato con l’indice di precipitazione del monsone indiano, con valori estremi in SON (Figura 10). Per quanto riguarda le stazioni nella parte settentrionale del bacino (Marsiglia, Genova e quelle nell’Adriatico settentrionale), ricordiamo anche che la correlazione tra la pressione atmosferica a livello del mare e il monsone indiano ha raggiunto il picco in SON, con un segno positivo (Figura 7).
È noto che la pressione superficiale e il livello del mare possono essere anticorrelati per l’effetto del barometro inverso statico, che può essere scritto come ρ0gη = -pa (ad esempio, Bowden, 1983), dove ρ0 è la densità dell’acqua di mare, supposta costante lungo la colonna d’acqua, g è l’accelerazione dovuta alla gravità, η è l’anomalia del livello del mare e pa è l’anomalia della pressione atmosferica. Nelle nostre serie temporali, si trova di solito un’anticorrelazione significativa tra pressione atmosferica e livello del mare in tutti i mesi, come mostrato nella Tabella I, ad eccezione delle stazioni del Mediterraneo orientale (Izmir e Alessandria). Il valore assoluto del coefficiente di correlazione raggiunge il minimo in JAS, mentre il massimo è osservato in inverno o all’inizio della primavera. La correlazione relativamente bassa in SON indica che la modulazione del livello del mare dovuta all’effetto del barometro inverso non è il processo dominante e che una parte notevole della variabilità del livello del mare è connessa a processi baroclinici oceanici, come la distribuzione dell’accumulo di calore e le correnti generate dal vento. L’anticorrelazione significativa tra livello del mare e indice del monsone indiano dovrebbe quindi essere interpretata anche in termini di questi processi, ma per chiarirli avremmo bisogno di serie temporali lunghe di dati di temperatura e salinità nelle posizioni delle stazioni a livello del mare, che non sono disponibili.
In conclusione, abbiamo scoperto che durante SON le anomalie del livello del mare nelle stazioni costiere sono anticorrelate con l’indice del monsone indiano e la pressione a livello del mare. Ciò potrebbe significare che l’oceano ha un meccanismo di memoria che memorizza le variazioni del flusso di calore superficiale indotte dal regime del monsone indiano in JAS, rendendole evidenti 2 mesi dopo.
In alternativa, potrebbe essere solo una semplice risposta agli effetti della pressione atmosferica, che mostra la massima correlazione positiva con il monsone indiano in SON sulle regioni mediterranee occidentali e settentrionali. Il motivo per cui le stazioni del Mediterraneo orientale non mostrano un’anticorrelazione significativa in JAS e SON richiede ulteriori studi. Un’analisi delle variazioni dell’accumulo di calore nell’oceano potrebbe fare luce su questo problema complicato.
Figura 7. Coefficienti di correlazione per le teleconnessioni del monsone indiano con la pressione atmosferica a livello del mare dai dati della stazione in JAS (a) e SON (b). I trattini indicano correlazioni non significative al 95% di livello di confidenza.
Figura 8. Confronto delle serie temporali dell’indice del monsone indiano (linea tratteggiata) e dell’MPI (definito come la differenza di pressione atmosferica a livello del mare tra Mersa Matruh e Marsiglia) in JAS (linea continua). C = -0,68.
Figura 9. Serie temporali della differenza osservata di pressione atmosferica a livello del mare tra Mersa Matruh e Marsiglia in JAS. La media è -4,4 ± 1,0 hPa. Le linee orizzontali rappresentano la media (continua) e la media ± deviazione standard (tratteggiata).
Figura 10. Coefficienti di correlazione per le teleconnessioni del monsone indiano con il livello del mare in SON. I trattini indicano correlazioni non significative al 95% di livello di confidenza.
Figura 11. Mappe dei coefficienti di correlazione tra l’indice del Sahel, definito per JAS, e la pressione atmosferica a livello del mare per JJA (pannello in alto a sinistra), JAS (in alto a destra), ASO (in basso a sinistra) e SON (in basso a destra). I corrispondenti ritardi temporali della pressione atmosferica a livello del mare rispetto all’indice del Sahel sono da -1 a +2 mesi. Le correlazioni significative al 95% di livello di confidenza sono ombreggiate.
4.1. Pressione atmosferica al livello del mare
I modelli di teleconnessione tra la pressione atmosferica al livello del mare e l’indice Sahel sono mostrati nella Figura 11 per ritardi temporali da -1 a +2 mesi. Si possono riconoscere due caratteristiche: la parte sudorientale del bacino mostra una anticorrelazione con l’indice di precipitazione Sahel che raggiunge il picco in JJA, e una correlazione positiva massima sul Mediterraneo occidentale in SON. L’anticorrelazione massima sembra verificarsi leggermente prima della stagione di pioggia di picco in JAS, secondo la definizione dell’indice, sebbene un ritardo di un mese non possa essere risolto nella nostra analisi. L’anticorrelazione implica che una pressione atmosferica più bassa nel nord-est dell’Africa e nel Mediterraneo orientale è correlata a una maggiore precipitazione nella regione del Sahel. Questo risultato per JAS è stato anche trovato da Ward (1992, 1996), ma qui troviamo che il massimo si trova in JJA. In SON, cioè 2 mesi dopo la stagione di pioggia di picco, l’intero Mediterraneo occidentale, insieme al nord-ovest dell’Africa, diventa correlato con l’indice Sahel. Ciò indica che, statisticamente, un’estate più piovosa nel Sahel è seguita da una distribuzione di pressione atmosferica più alta nel Mediterraneo occidentale nella stagione autunnale.
L’immagine che emerge dall’analisi dei dati di pressione atmosferica al livello del mare è coerente con la stessa analisi fatta con i dati di pressione atmosferica al livello del mare grigliati. Le stazioni del Mediterraneo orientale (Mersa Matruh), ad eccezione del Mare Adriatico, mostrano correlazioni negative che raggiungono il picco in JJA (Figura 12(a)), mentre quelle nel bacino occidentale (Ajaccio) sono positivamente correlate, con picchi in SON (Figura 12(b)). La Figura 13 riassume la correlazione generale tra la pressione atmosferica al livello del mare misurata nelle stazioni e l’indice Sahel per JJA (Figura 13(a)) e SON (Figura 13(b)).
Nella Figura 14 confrontiamo le serie temporali dell’indice Sahel e MPI in JAS. Esiste una significativa anticorrelazione, con C = -0.47. L’MPI mostra un’anticorrelazione massima con l’indice Sahel in JAS, ma esiste anche un’anticorrelazione significativa con quasi la stessa forza anche precedentemente, cioè in MJJ e JJA (Tabella II). Poiché l’MPI rappresenta il regime di vento superficiale Etesiano, quest’ultimo può essere considerato come un componente dei regimi di circolazione del Sahel.
Non è chiaro quali meccanismi fisici siano dietro l’anticorrelazione tra l’indice MPI-Sahel. Tuttavia, i risultati potrebbero essere collegati all’incremento della convergenza a basso livello nell’ITCZ africana estiva.
Figura 12. Confronto delle serie temporali dell’indice del Sahel (linee tratteggiate) e della pressione atmosferica al livello del mare (linee continue) a Mersa Matruh in JJA (a) e Ajaccio in SON (b)
Figura 13. Coefficienti di correlazione per le teleconnessioni del Sahel con la pressione atmosferica al livello del mare dai dati delle stazioni in JAS (a) e SON (b). Le linee tratteggiate indicano correlazioni non significative al livello di confidenza del 95%
Figura 14. Confronto delle serie temporali dell’indice del Sahel (linea tratteggiata) e dell’MPI (definito come la differenza di pressione atmosferica al livello del mare tra Mersa Matruh e Marsiglia) in JAS (linea continua). C = -0.47
4.2. Elevazione del livello del mare
Si trova una significativa anticorrelazione tra il livello del mare e l’indice del Sahel in tutte le stazioni, con valori di picco in SON (Figure 15), come era il caso per la teleconnessione livello del mare-monsone indiano. L’anticorrelazione è particolarmente notevole nel Mediterraneo nord-occidentale, con C = -0.72 a Marsiglia. Un’anticorrelazione significativa si vede questa volta anche per Izmir (C = -0.58). Il valore assoluto più alto dell’anticorrelazione tra le fluttuazioni del livello del mare e dell’indice del Sahel, rispetto a quelle per il livello del mare e l’indice del monsone indiano, contribuisce a rafforzare l’evidenza che le condizioni di circolazione nel Mediterraneo possono essere fortemente correlate con le anomalie di pioggia nel Sahel. È possibile ipotizzare che il processo possa essere un processo accoppiato tra il Mediterraneo e il Sahel, ma non abbiamo prove conclusive a tal fine.
Per capire quale meccanismo è sottostante a tali correlazioni, dovrebbero essere analizzate adeguate serie temporali di dati di temperatura e salinità sottomarina nelle stazioni del livello del mare, ma queste non sono disponibili. Come discusso prima, il livello del mare potrebbe riflettere un meccanismo legato ai cambiamenti del deposito di calore sottomarino che si manifesta 2 mesi dopo la stagione delle piogge massime in JAS. L’anticorrelazione tra livello del mare e indice del Sahel in SON conferma che un meccanismo di memoria è attivo nel bacino oceanico Mediterraneo.
Figura 15. Coefficienti di correlazione per le teleconnessioni del Sahel con il livello del mare in SON. Le linee tratteggiate indicano correlazioni non significative al livello di confidenza del 95%
CONCLUSIONI
Da questa analisi concludiamo che esistono correlazioni significative tra entrambi i regimi di pioggia del monsone indiano e del Sahel e la pressione atmosferica e l’elevazione del livello del mare nell’area del Mediterraneo, con caratteristiche diverse per i bacini del Mediterraneo occidentale e orientale.
Per quanto riguarda la pressione atmosferica al livello del mare, le correlazioni con il monsone indiano e il Sahel mostrano strutture diverse. Il bacino orientale mostra correlazioni negative con entrambi gli indici di precipitazione. Mentre l’anticorrelazione con l’indice del monsone indiano è simultanea (in JAS), l’indice del Sahel è anticorrelato con la pressione atmosferica anche in JJA. Il bacino occidentale mostra una correlazione positiva massima in SON, cioè 2 mesi dopo le anomalie di precipitazione di picco sia nelle regioni del monsone indiano che del Sahel. La natura di questa relazione ritardata non è chiara e sono necessarie ulteriori indagini per valutarne l’affidabilità.
I massimi nella correlazione tra il livello del mare e gli indici di precipitazione si verificano sempre in SON, e riguardano generalmente il Mar Mediterraneo settentrionale. Queste aree del Mediterraneo sembrano rispondere abbastanza regolarmente alle anomalie di pressione positivamente correlate che si sviluppano 2 mesi dopo le anomalie massime di precipitazione del monsone indiano e del Sahel. Le aree settentrionali del Mediterraneo sono fuori dalla diretta portata di influenza del ramo discendente della circolazione di Hadley, quindi il meccanismo per questa relazione deve essere indiretto.
Abbiamo riscontrato che la correlazione massima con gli indici del monsone indiano e del Sahel durante l’estate può essere estratta dal MPI, che, a sua volta, è usato per misurare la forza del ramo di basso livello dell’afflusso nella cella di Hadley locale sopra il Mar Mediterraneo. Questo regime di vento di superficie è simultaneamente (in JAS) anticorrelato con entrambi gli indici del monsone indiano e del Sahel. Una correlazione con l’indice del Sahel della stessa intensità si trova prima del JAS; quindi, l’MPI potrebbe rappresentare un meccanismo dinamico collegato alle anomalie di pioggia del Sahel e alla forza del regime dei venti Etesiani. Questo può indicare un ruolo attivo dei regimi di superficie del Mediterraneo nel determinare il sistema di precipitazioni del Sahel.
Questo lavoro mostra che l’area del Mar Mediterraneo prende parte al regime di circolazione tropicale che si sviluppa durante l’estate sulla regione africana. Il ramo di basso livello della cella di Hadley locale è correlato al regime dei venti Etesiani, che è associato a valori negativi dell’MPI. La circolazione del monsone indiano è chiaramente correlata alla distribuzione di bassa pressione sul Medio Oriente. La componente geostrofica del regime dei venti Etesiani è collegata alla forza di questo sistema di bassa pressione, e questo potrebbe spiegare l’alta anticorrelazione tra l’MPI e l’indice del monsone indiano.
Il meccanismo fisico che spiega l’anticorrelazione tra l’indice MPI-Sahel è ancora sconosciuto, ma potrebbe coinvolgere l’accentuazione della convergenza di basso livello nell’ITCZ africano estivo e le variazioni di subsidenza derivanti dalla variabilità interannuale dell’ITCZ del Sahel.
RINGRAZIAMENTI
Ringraziamo il professor K. Miyakoda e il dottor N. Ward per le discussioni e i suggerimenti. Un ringraziamento va anche alla signora T. Basnett (Ufficio Meteorologico del Regno Unito) e al dottor V. Moron per aver reso disponibili i dati sulla pressione atmosferica su griglia. Questo lavoro è stato in parte finanziato dal contratto ENEA ‘Programma di Ricerca Applicata Settore Ambiente Mediterraneo’.
RIFERIMENTI
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