Tropospheric Rossby Wave Breaking and the NAO/NAM

ABSTRACT

Questo studio compie un’analisi oggettiva di diverse centinaia di migliaia di onde di Rossby che si rompono in modo anticionico e ciclonico durante gli inverni del periodo 1958-2006 nell’emisfero settentrionale (NH). Presentiamo una climatologia invernale della frequenza e delle dimensioni (estensione zonale) di queste onde di Rossby (RWB) sulla superficie isentropica a 350-K dell’NH. La distribuzione spaziale delle RWB è coerente con le teorie esistenti sulle RWB in correnti a taglio.

Attraverso l’analisi composita delle due tipologie di RWB, identifichiamo le anomalie caratteristiche della pressione a livello del mare, nonché i campi di velocità nelle regioni della troposfera superiore e inferiore, evidenziando come queste influenzino il flusso zonale superiore. Dimostriamo come tali pattern si sovrappongano ai centri di azione, modificando i modelli di velocità associati all’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e al modo annulare dell’Emisfero Settentrionale (NAM). Confermiamo che la rottura anticionica (rispetto a quella ciclonica) delle onde di Rossby è associata a una polarità positiva (rispetto a negativa) della NAO, particolarmente evidente nelle regioni dei medi latitudini centrati intorno ai 50°N. Tuttavia, emergono risultati contrari e statisticamente significativi nelle regioni 20° a nord e sud dei centri, situati rispettivamente a 70° e 30°N, dove la RWB ciclonica induce una NAO positiva e quella anticionica una NAO negativa.

Su base media invernale, la frequenza delle RWB nelle regioni definitivamente identificate, che rappresentano il 12% dell’area dell’NH, corrisponde al 95% dell’indice della NAO e al 92% dell’indice del NAM. L’analisi effettuata a intervalli di sei ore per tutti gli inverni mostra che le RWB nelle aree definite oggettivamente influenzano la NAO/NAM senza ritardi temporali.

1. Introduzione

Le onde di Rossby richiedono un gradiente di vorticità potenziale (PV) di fondo non nullo per funzionare come meccanismo di restauro. In condizioni di un gradiente latitudinale di PV di fondo ridotto, le onde di Rossby di grande ampiezza tendono a rompersi, causando una miscelazione della PV in una regione longitudinalmente limitata, nota come regione di rottura dell’onda. Questo fenomeno, definito rottura dell’onda di Rossby (RWB), comporta il capovolgimento irreversibile e su larga scala dei contorni di PV su superfici isentropiche, come descritto da McIntyre e Palmer nel 1985.

Il nostro interesse si concentra sugli effetti di questi eventi sulla circolazione generale atmosferica. Abbiamo esaminato approfonditamente eventi su larga scala che si manifestano attraverso una rottura anticionica, sia attraverso simulazioni di modelli gerarchici (Walker e Magnusdottir 2002; Walker e Magnusdottir 2003) sia attraverso dati di reanalisi (Abatzoglou e Magnusdottir 2006a). Vengono presentati esempi di RWB sia anticionica che ciclonica nelle Figure 1a e 1b.

La principale motivazione di questi studi era esplorare la possibile riflessione non lineare delle onde, che fuoriescono dalla regione di rottura e ritornano alle medie latitudini, influenzando direttamente il campo ondulatorio extratropicale. Abbiamo osservato tale riflessione non lineare dopo la rottura in circa un terzo degli eventi analizzati (Abatzoglou e Magnusdottir 2006a). Inoltre, è stato riscontrato che la rottura invernale sull’Atlantico del Nord ha effetti contrapposti sull’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO), a seconda se la RWB comporti o meno una riflessione (Abatzoglou e Magnusdottir 2006b). Tutti gli eventi considerati sono stati quelli anticionici, dato che lo studio si focalizzava sugli effetti diretti della RWB, ovvero l’interazione tra l’onda e il flusso medio, con la presenza di un treno d’onda riflesso. La RWB anticionica tende infatti più frequentemente a risultare in una riflessione.

Questo studio amplia la ricerca precedente in due direzioni per includere gli effetti indiretti della rottura sulla circolazione generale atmosferica, considerando l’interazione onda-flusso medio sia con che senza la presenza di un treno d’onda riflesso. In primo luogo, estendiamo l’analisi a tutta la troposfera dell’emisfero settentrionale (NH), non limitandoci alla regione tropopausale da medie a subtropicali. In secondo luogo, includiamo sia le rotture cicloniche che anticioniche. Per conseguire questi obiettivi, abbiamo sviluppato un algoritmo innovativo che permette di identificare e distinguere le rotture cicloniche e anticioniche su qualsiasi superficie isentropica dell’NH. I dettagli del metodo sono illustrati nell’appendice.

Le differenze tra la rottura anticionica e ciclonica delle onde di Rossby si evidenziano chiaramente nelle simulazioni del ciclo di vita baroclinico, come mostrato in studi quali Thorncroft et al. 1993 e Magnusdottir e Haynes 1996. Questi studi hanno rilevato che un ciclo di vita con rottura anticionica (LC1) è caratterizzato da un flusso di pseudomomento diretto verso l’equatore, mentre un ciclo di vita con rottura ciclonica (LC2) è associato a un flusso di pseudomomento diretto verso i poli. La mescolanza degli eddy, un fenomeno che si verifica durante la RWB, impatta la NAO su scale temporali intrastagionali, come indicato in ricerche di Wittman et al. 2005 e Vallis et al. 2004.

Inoltre, Abatzoglou e Magnusdottir (2006a) hanno confermato attraverso dati di reanalisi che la mescolanza derivante dalla RWB anticionica è associata a un incremento del flusso di pseudomomento verso l’equatore, generando una convergenza di questo flusso nella regione di rottura dell’onda, con una conseguente divergenza in altre aree. È importante notare che, sebbene la RWB anticionica sia sempre accompagnata da un aumento del flusso di momento, non ogni aumento di questo tipo indica necessariamente una RWB, dato che la propagazione lineare locale delle onde di Rossby può presentare una firma simile. Pertanto, per analizzare l’effetto della RWB sul flusso medio, è cruciale prima diagnosticare la rottura dell’onda e successivamente esaminare le caratteristiche del flusso di momento risultanti.

Recenti studi osservazionali hanno esaminato l’influenza della rottura delle onde di Rossby (RWB) sulla Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Riviere e Orlanski (2007), utilizzando il flusso di momento eddico ad alta frequenza come indicatore della RWB, hanno trovato che la rottura anticionica e ciclonica delle onde è rispettivamente associata a uno spostamento del getto aereo verso i poli e verso l’equatore sull’Atlantico, influenzando così la polarità positiva o negativa della NAO. Precedentemente, Benedict et al. (2004) avevano associato le evoluzioni positive e negative della NAO a specifiche RWB, mentre Woollings et al. (2008) hanno osservato che le inversioni del gradiente di vorticità potenziale (PV), simili a blocchi e che durano almeno cinque giorni, seguono spesso la RWB sull’Atlantico del Nord, verificandosi più frequentemente durante la polarità negativa della NAO.

Martius et al. (2007) hanno rilevato notevoli variazioni nella distribuzione spaziale dei flussi di PV a seconda della polarità della NAO, indicando che i due tipi di flussi di PV rappresentano stadi avanzati nei due cicli di vita baroclinici, LC1 e LC2. Recenti ricerche di Strong e Magnusdottir (2008) hanno dimostrato come la RWB anticionica sul Pacifico influenzi lo sviluppo della NAO.

In questo studio, analizziamo i dati di reanalisi ogni sei ore per 49 inverni, distinguendo tra RWB anticionica e ciclonica. Nella sezione 2, presentiamo i metodi e i dati utilizzati. Nella sezione 3, forniamo una climatologia dell’emisfero settentrionale che mostra la distribuzione geografica della frequenza di rottura delle onde per ciascun tipo durante l’inverno. Nella sezione 4a, sviluppiamo composizioni degli eventi di RWB spostando analiticamente i campi nel tempo e nello spazio per evidenziare le firme caratteristiche di ciascun tipo di rottura mentre influenzano il flusso medio. Nella sezione 4b, esaminiamo come diverse latitudini di rottura influenzino il flusso medio.

Nella sezione 5, utilizziamo tecniche di correlazione per definire oggettivamente le aree geografiche dove la RWB ha il maggiore impatto sulla NAO e sul Modo Annuale dell’Emisfero Settentrionale (NAM). Nella sezione 6a, elaboriamo un modello statistico lineare multivariato, che spiega oltre il 90% della varianza degli indici invernali medi della NAO e del NAM. Nella sezione 6b, dimostriamo tramite analisi ogni sei ore che la RWB influisce sulla NAO/NAM senza ritardi temporali. Infine, la sezione 7 riassume i risultati e offre alcune considerazioni conclusive.

Figura 1: Illustrazione delle Rotture delle Onde di Rossby

• Parte (a):
  • Contorni: Viene mostrata la mappatura dei contorni a 3 pvu (tratteggiato) e a 5 pvu (solido) alla quota di 350 K, registrati alle 12:00 UTC del 22 gennaio 2002.
  • Ombreggiatura: L’area ombreggiata delinea la zona di rottura anticionica delle onde, evidenziando un’intensa alterazione del flusso atmosferico in questa regione.
  • Estensione Zonale: Indicata dalle curve con frecce doppie, che mostrano la larghezza della zona interessata dalla rottura.
  • Centroide: Il cerchio pieno grande identifica il centro della massa d’aria che è stata spostata verso nord durante la rottura anticionica.
• Parte (b):
  • Contorni: Viene mostrata la mappatura dei contorni a 4.5 pvu (tratteggiato) e a 6 pvu (solido) alla quota di 350 K, registrati alle 18:00 UTC del 21 gennaio 2001.
  • Ombreggiatura: L’area ombreggiata delinea la zona di rottura ciclonica delle onde, dove si verifica una simile alterazione intensa del flusso atmosferico.
  • Estensione Zonale: Anche in questo caso, le curve con frecce doppie mostrano l’estensione della rottura.
  • Centroide: Il cerchio vuoto grande segna il centro della massa d’aria che è stata spostata verso nord durante la rottura ciclonica.

Questa figura chiarisce visivamente i due tipi di rottura delle onde di Rossby, anticionica e ciclonica, mettendo in evidenza come queste alterano la distribuzione della vorticità atmosferica e spostano le masse d’aria. Le informazioni visive supportano l’analisi degli effetti dinamici che queste perturbazioni hanno sulla circolazione atmosferica generale.

2. Dati e metodi

Nel processo di Rottura delle Onde di Rossby (RWB), il rovesciamento della vorticità potenziale (PV) può manifestarsi sia in forma anticionica (vedi Fig. 1a) sia ciclonica (vedi Fig. 1b). Questa differenziazione dipende in parte dai campi locali di taglio e deformazione, come discusso in Hartmann e Zuercher (1998). Per esaminare l’impatto della rottura delle onde sulla Oscillazione del Nord Atlantico (NAO), abbiamo sviluppato un metodo, dettagliato nell’appendice, che permette di identificare i contorni di PV rovesciati su superfici isentropiche.

Abbiamo applicato questo metodo a quattro livelli della troposfera alta e della bassa stratosfera: 330 K, 350 K, 400 K, e 450 K. I risultati ottenuti al livello di 350 K si sono rivelati particolarmente significativi per rappresentare efficacemente sia la rottura anticionica che ciclonica in tutta l’alta troposfera. Questo perché le strutture di RWB alle alte latitudini sono sufficientemente profonde da essere rilevate dai valori di PV più elevati su questa superficie. Inoltre, abbiamo osservato che la frequenza della RWB a questo livello è strettamente correlata con le variazioni nella NAO e nel Modo Annuale dell’Emisfero Settentrionale (NAM). Al contrario, i livelli di 400 K e 450 K presentavano contaminazioni dovute a rottura esclusivamente stratosferica, mentre il livello di 330 K registrava un numero significativamente inferiore di eventi rispetto al livello di 350 K per entrambi i tipi di rottura.

a. Dati e analisi della rottura delle onde

Utilizziamo la vorticità potenziale (PV) e le componenti orizzontali del campo di velocità, con una risoluzione temporale di sei ore e spaziale di 2,5 gradi sulla superficie isentropica di 350 K. I dati provengono dalle reanalisi del National Centers for Environmental Prediction–National Center for Atmospheric Research (NCEP–NCAR) e coprono gli inverni dal dicembre 1958 al febbraio 2006 (DJF). Per rappresentare l’indice del Modo Annuale dell’Emisfero Settentrionale (NAMI), usiamo l’indice dell’Oscillazione Artica del Climate Prediction Center della NOAA, costruito proiettando le anomalie giornaliere di altezza geopotenziale a 1000 hPa, a nord del 20°N, sulla funzione empirica ortogonale principale (EOF) delle medie mensili di altezza geopotenziale per il periodo 1979-2000. Dal NCAR Climate and Global Dynamics Division, utilizziamo un indice dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAOI) basato sull’EOF principale delle anomalie della pressione a livello del mare nell’area atlantica (20–80°N, 90°W–90°E).

Il nostro metodo per il rilevamento delle rottura delle onde identifica in modo oggettivo le lingue di bassa PV che si spostano verso i poli, associate ai contorni di PV che si rovesciano anticionicamente e ciclonicamente, come mostrato nella Fig. 1. Il metodo, dettagliato nell’appendice, può anche essere utilizzato per monitorare e misurare le lingue di alta PV che si spostano verso l’equatore. Si basa sull’identificazione di contorni di PV circolari che segnalano il rovesciamento del PV attraversando un meridiano più di una volta, una tecnica concettualmente simile alla ricerca di località dove il gradiente meridionale di PV è negativo. L’uso di contorni circolari assicura che sacche isolate di aria a bassa PV non vengano scambiate per rovesciamenti di PV.

Utilizziamo la geometria del contorno di PV che si rovescia per quantificare la scala spaziale della rottura e per distinguere tra rovesciamento anticionico e ciclonico. Le lingue di bassa PV vengono identificate per eventi anticionici e ciclonici a ogni osservazione ogni sei ore, calcolando per ciascuna lingua tre quantità: l’area (mostrata dall’ombreggiatura nella Fig. 1), la posizione del centroide (indicata dai grandi cerchi nella Fig. 1) e l’estensione zonale (L), definita come i gradi di lunghezza dell’arco lungo un percorso circolare maggiore. Adottiamo un criterio di dimensione minima per i casi di rovesciamento di PV inclusi in questo studio per escludere i casi di rovesciamento marginale. Le intrusioni di PV nei tropici studiate da Waugh e Polvani (2000) non sono considerate rottura delle onde nel presente studio a meno che non risultino in un rovesciamento dei contorni di PV.

b. Variabili Definite

La superficie isentropica a 350 K sull’emisfero settentrionale è stata suddivisa in 400 aree uguali, ognuna con una superficie di 640.000 km², tramite un algoritmo di partizione sferica ricorsiva che garantisce una distribuzione equa dell’area (Leopard 2006). Per ciascuna di queste aree, centrate su specifiche coordinate di longitudine e latitudine, calcoliamo la frequenza relativa con cui si trovano i centroidi delle rotture delle onde di Rossby. Questa frequenza è una misura della proporzione di volte che, durante il periodo di osservazione, il centroide di una rottura si trova all’interno dell’area in questione.

I risultati sono distinti per le rotture anticioniche e cicloniche, e i valori corrispondenti sono calcolati per ciascun mese invernale dal dicembre 1958 al febbraio 2006. È importante sottolineare che questa frequenza rappresenta la proporzione di osservazioni in cui si verifica una rottura nella vorticità potenziale in una data località, e non un semplice conteggio degli eventi di rottura.

Inoltre, calcoliamo l’estensione zonale media delle lingue di bassa vorticità potenziale osservate in ciascuna area. Questo valore rappresenta la media delle distanze, misurate lungo un percorso circolare maggiore, tra il bordo occidentale e quello orientale della lingua di bassa vorticità potenziale in ogni osservazione. Queste misurazioni sono effettuate separatamente per gli eventi anticionici e ciclonici. L’unità di misura usata è la lunghezza dell’arco.

c. Regressione Lineare Multipla

Nella sezione 6a, presentiamo i modelli di regressione lineare multivariata (MLR) per l’indice dell’Oscillazione Artica (NAMI) e per l’indice dell’Oscillazione dell’Atlantico Nord (NAOI). Questi modelli utilizzano un insieme di indici, ciascuno dei quali rappresenta il numero di eventi di rottura delle onde di Rossby (RWB) registrati durante l’inverno in aree specifiche e oggettivamente definite dell’emisfero settentrionale. Per ogni inverno, sia l’NAMI sia il NAOI ricevono un valore basato su questi indici.

Le aree specifiche per gli indici anticionici e ciclonici sono determinate tramite l’analisi della correlazione tra l’NAMI e le serie storiche locali degli eventi di rottura delle onde. Identifichiamo aree dove la correlazione tra questi eventi e l’NAMI supera un determinato soglia, e successivamente esaminiamo gli incrementi radiali da questi punti di massimo, considerando solo le aree che mantengono una forte correlazione con l’NAMI.

Una volta definite queste aree per gli indici anticionici e ciclonici, ciascun indice di rottura delle onde è calcolato come il numero totale di centroidi di RWB che ricadono all’interno di queste aree durante i mesi invernali. Questi conteggi vengono eseguiti separatamente per gli eventi anticionici e ciclonici, e ogni indice riceve un valore annuale.

Per la selezione di quali indici includere nel modello MLR, utilizziamo un metodo di regressione stepwise all’indietro basato su tecniche di bootstrapping, valutando i modelli con il criterio di informazione di Akaike (AIC). Determiniamo quali variabili indipendenti mantenere nel modello, assicurandoci che appaiano in almeno il 60% delle simulazioni. Questo approccio è noto per generare modelli semplici ma con ottime capacità predittive, secondo quanto documentato in letteratura specialistica.

d. Analisi delle Transizioni del NAOI Durante la Stagione

Per analizzare come varia la frequenza della rottura delle onde di Rossby in relazione alla NAO su base semestrale, abbiamo identificato i periodi in cui si è verificato un cambio di segno nell’indice NAOI. Utilizzando un metodo adattato da Kidson e Watterson (1999), abbiamo applicato un filtro passa-basso all’NAOI calcolato ogni sei ore, conservando la maggior parte dell’energia per i periodi di dieci giorni o più.

Abbiamo quindi definito due tipi di transizioni:

1. Le transizioni della “classe P” avvengono quando l’NAOI filtrato passa da un minimo locale negativo a un massimo locale positivo.
2. Le transizioni della “classe N” si verificano quando l’NAOI filtrato scende da un massimo locale positivo a un minimo locale negativo. Abbiamo impostato un criterio secondo il quale il valore assoluto dell’NAOI filtrato deve essere superiore a 0.4 nei punti di massimo e minimo locali che fluttuano la transizione. Questo approccio ha portato all’identificazione di 52 transizioni di classe P e 51 di classe N.

Per ogni transizione identificata, abbiamo interpolato linearmente sia l’NAOI calcolato ogni sei ore sia il conteggio dei centroidi nelle regioni definite per il modello di regressione lineare multivariata. Questi dati sono stati mappati su un asse temporale normalizzato che va da zero a uno. Nelle transizioni di classe N, il punto di massimo è stato impostato a 0.25 e quello di minimo a 0.75. Invece, per le transizioni di classe P, il minimo è stato posizionato a 0.25 e il massimo a 0.75. Questa normalizzazione permette un confronto coerente tra i diversi tipi di transizioni.

Figura 2: Analisi delle Rotte delle Onde di Rossby e Velocità del Vento Zonale a 350 K

Panello a: Rottura Anticionica delle Onde

• Contorni: Indicano la frequenza con cui si verificano le rotture anticioniche delle onde di Rossby durante gli inverni tra il 1958 e il 2006. Il contorno più spesso rappresenta una frequenza maggiore e viene messo in evidenza per facilitarne la visualizzazione.
• Ombreggiatura: Mostra l’estensione media di queste rotture lungo un percorso ideale, evidenziando l’ampiezza geografica dell’evento.

Panello b: Rottura Ciclonica delle Onde

• Contorni: Simili al pannello a, ma riferiti alle rotture cicloniche. Servono per visualizzare dove e quanto frequentemente avvengono queste rotture.
• Ombreggiatura: Come nel pannello a, l’ombreggiatura qui illustra quanto estesamente si propagano le rotture cicloniche attraverso il globo.

Panello c: Velocità del Vento Zonale a 350 K

• Ombreggiatura: Mostra le variazioni della velocità del vento zonale, con aree più scure che indicano venti più forti. Questo pannello offre una panoramica diretta sull’intensità del vento attraverso diverse regioni.
• Contorno in grassetto: Un contorno specifico che indica una velocità del vento di grande rilievo è reso più evidente per sottolineare le aree di massima intensità del vento.

Insieme, questi pannelli forniscono una rappresentazione dettagliata e visivamente intuitiva di come le rotture delle onde di Rossby, sia anticioniche che cicloniche, si distribuiscono e interagiscono con le dinamiche del vento zonale durante i mesi invernali nel periodo studiato.

3. Climatologia delle Rotture Anticioniche e Cicloniche delle Onde di Rossby in Inverno

Presentiamo la nostra climatologia invernale delle rotture delle onde di Rossby utilizzando la mappatura della velocità media del vento zonale a 350 K per illustrare come la climatologia segue logicamente dalle teorie sulle rotture delle onde di Rossby in flusso di taglio. La frequenza relativa delle rotture anticioniche e cicloniche è rappresentata con contorni, mentre l’estensione zonale media di queste rotture è indicata con ombreggiatura. Per entrambi i tipi di rottura, anticionica e ciclonica, esiste una correlazione positiva significativa tra la frequenza e l’estensione delle rotture, suggerendo che le rotture che avvengono in regioni di alta frequenza di rottura tendono ad avere estensioni zonali maggiori della media.

Iniziando con i risultati per le rotture anticioniche, le regioni con frequenze e estensioni elevate, denominate zone di surf anticioniche, sono posizionate vicino alle coste occidentali del Nord America e dell’Europa. Queste zone sono situate a valle dei massimi dei getti atmosferici. La zona di surf anticionica atlantica, per esempio, si estende verso est attraverso l’Asia vicino ai 60°N, situata nel taglio anticionico sul fianco equatoriale del getto spinto dagli eddies. Le rotture anticioniche in inverno sono più frequenti sull’Atlantico e coinvolgono eventi di scala maggiore rispetto a quelle sul Pacifico.

Le principali zone di surf cicloniche, indicate da alte frequenze e estensioni, si trovano all’interno del taglio ciclonico a nord e a valle dei massimi della velocità del vento a 350 K. Le aree con alta frequenza di rotture cicloniche sono particolarmente prevalenti sopra i due bacini oceanici dove sono localizzate le traiettorie delle tempeste. Relativamente, la zona di surf ciclonica del Pacifico è più estesa e contiene rotture di scala maggiore rispetto all’Atlantico. Lo sfasamento longitudinale tra i massimi delle rotture anticioniche e cicloniche su ciascun bacino suggerisce che le rotture cicloniche tendono a verificarsi a monte rispetto alla posizione delle rotture anticioniche, in un flusso di fondo più veloce. Inoltre, le onde di Rossby che si rompono ciclonicamente tendono ad avere scale spaziali più piccole e velocità di fase più rapide rispetto alle onde anticioniche. Questa disposizione è coerente con la teoria delle onde di Rossby che prevede la rottura alla linea critica, dove la velocità di fase delle onde corrisponde alla velocità del flusso di fondo. In aggiunta, è stato osservato che gli eddies della troposfera superiore si rompono e influenzano il flusso zonale ben prima di raggiungere le loro linee critiche. Le regioni di frequente rottura tendono a coincidere con regioni di gradienti deboli di PV, in quanto la rottura generalmente porta alla miscelazione del PV, e le basse velocità del flusso di fondo associate a deboli gradienti di PV favoriscono la rottura delle onde.

La rappresentazione della climatologia della rottura anticionica mostrata nella Figura 2a è in linea con le osservazioni di Abatzoglou e Magnusdottir nel 2006, nonostante l’utilizzo di un algoritmo diverso per il rilevamento delle rotture delle onde di Rossby, che ha portato a un numero minore di conteggi. Una particolarità rilevata nel loro studio è l’asimmetria longitudinale tra la frequenza di rottura anticionica durante l’inverno tra l’Oceano Pacifico e l’Atlantico. È importante notare che la rottura anticionica è quasi assente nel Pacifico occidentale durante l’inverno. Abatzoglou e Magnusdottir hanno anche discusso l’evoluzione stagionale di questa frequenza di rottura e hanno collegato la mancanza di rottura nel Pacifico occidentale al forte getto e al marcato gradiente latitudinale di vorticità potenziale sul fianco anticionico del getto del Pacifico orientale. Hanno escluso tutti gli eventi anticionici a nord del 45°N, omettendo quindi di contare le aree di rottura anticionica che si verificano a valle e verso i poli alla fine delle traiettorie delle tempeste, così come le aree sopra l’Asia centrale vicino ai 90° est. Inoltre, hanno utilizzato dati mediati giornalmente, a differenza delle osservazioni ogni sei ore utilizzate nel presente studio, e hanno contato solo gli eventi di rottura delle onde che persistevano nel tempo, trascurando così i contorni di vorticità potenziale rovesciati che si verificavano vicini nel tempo a un evento già diagnosticato.

I risultati mostrati nella Figura 2 presentano anche caratteristiche in comune con altre climatologie di rottura delle onde che hanno utilizzato diversi metodi di analisi. Per esempio, le aree con alta frequenza di rottura anticionica nella Figura 2a corrispondono alle aree dove Martius e altri nel 2007 hanno mostrato un’elevata frequenza di flussi di vorticità potenziale anticionici. Analogamente, la climatologia di rottura delle onde nella Figura 3c di Hitchman e Huesmann del 2007 identifica regioni di frequente e intensa rottura del flusso di vorticità potenziale a 350 K durante l’inverno, che si sovrappongono alle aree di alta frequenza di rottura anticionica e ciclonica nel nostro studio.

4. Impatti Generali delle RWB sul NAO/NAM
Abbiamo creato compositi di RWB antocicloniche e cicloniche per analizzare i loro campi di velocità nella troposfera superiore e inferiore, la pressione al livello del mare, e l’influenza sul flusso zonale della troposfera superiore, come illustrato nella sezione 4a. Questi compositi sono stati inoltre distinti per regione (Asia, Pacifico orientale, Atlantico orientale), latitudine e estensione della lingua, riscontrando che, benché scalati, i risultati sono simili in qualità (non mostrati). Le anomalie locali generate dai fenomeni di rottura sono relativamente consistenti tra le regioni, tuttavia, la specifica localizzazione di tali eventi è decisiva per determinare le interazioni con il flusso atmosferico preesistente e per influenzare i modelli di circolazione atmosferica, inclusi il NAO e il NAM. Questa dipendenza dalla posizione geografica è ulteriormente esplorata nella sezione 4b, dove analizziamo gli effetti di diverse posizioni latitudinali delle RWB sul NAO/NAM, e nella sezione 5, dove evidenziamo le posizioni longitudinali che hanno un impatto maggiore sul NAO/NAM.

a. Compositi Anticiclonici e Ciclonici delle RWB

Per ogni episodio di RWB durante gli inverni dal 1958 al 2006, abbiamo analizzato i campi delle anomalie di velocità alla superficie e a un’altitudine corrispondente a 350 K, insieme alle anomalie della pressione a livello del mare. Queste anomalie sono state calcolate come deviazioni dalla media temporale, determinata per ciascun giorno del calendario e orario di osservazione lungo il periodo di 49 anni. Abbiamo anche valutato l’effetto di questi fenomeni sulla dinamica del flusso zonale, utilizzando un metodo descritto dettagliatamente in Hoskins et al. (1983), che considera l’interazione tra queste anomalie e la circolazione atmosferica generale.

I valori sono stati aggregati in compositi per RWB antocicloniche e cicloniche, focalizzandosi sul centro di ogni lingua di bassa pressione potenziale che si muove verso i poli. I casi inclusi in questi compositi dovevano rispettare specifiche caratteristiche di dimensione per assicurare un corretto allineamento spaziale: l’area della lingua doveva coprire almeno lo 0.15% della superficie terrestre, equivalente a circa 765,097 km², e l’estensione zonale della lingua doveva essere compresa tra 10° e 15° di arco.

In aggiunta, i compositi anticiclonici sono stati limitati agli eventi tra i 30° e i 60° di latitudine nord per riflettere le principali zone di surf anticiclonico, mentre quelli ciclonici sono stati circoscritti tra i 45° e i 75° di latitudine nord per rappresentare le zone di surf ciclonico predominanti. Seguendo questi criteri, il composito ciclonico comprende circa 12.000 casi, mentre quello anticiclonico ne rappresenta circa 19.000.

Ogni tipo di rottura delle onde di Rossby (RWB) mostra caratteristiche distintive nella circolazione atmosferica a 350 K. Le RWB anticicloniche presentano una circolazione anticiclonica attorno ad anomalie negative di potenziale vorticoso nella loro lingua verso i poli, mentre le RWB cicloniche mostrano una circolazione ciclonica attorno ad anomalie positive di potenziale vorticoso nella loro lingua verso l’equatore. Questi fenomeni possono essere osservati nei campi compositi di velocità presentati nelle figure 3a e 3b.

Le anomalie di circolazione tendono ad avere un orientamento che va da sud-ovest a nord-est nelle RWB anticicloniche, e da nord-ovest a sud-est nelle RWB cicloniche. Questa disposizione contribuisce a differenze significative nella dinamica del flusso zonale: nelle RWB anticicloniche, il flusso zonale è più rapido a nord-est e più lento a sud-ovest del centro dell’anomalia; per le RWB cicloniche, invece, il flusso è più rapido a sud-est e più lento a nord-ovest.

Le figure sul lato destro dei pannelli superiori della Figura 3 illustrano come le RWB influenzano il flusso zonale attraverso le diverse longitudini. Nelle RWB anticicloniche, il flusso zonale aumenta a nord della latitudine di rottura e diminuisce a sud; nelle RWB cicloniche, si verifica il contrario, con un rallentamento a nord e un incremento a sud.

A livello superficiale, le RWB anticicloniche sono accompagnate da un aumento della pressione a sud e da una diminuzione a nord, associati rispettivamente a circolazioni anticicloniche e cicloniche, come mostrato nella figura 3c. Al contrario, le RWB cicloniche sono caratterizzate da una pressione inferiore e circolazioni cicloniche a sud, e da una pressione superiore e circolazioni anticicloniche a nord, come evidenziato nella figura 3d.

Le curve nei pannelli inferiori della Figura 3 riassumono gli effetti delle RWB sulla pressione al livello del mare, anche queste mediate attraverso le longitudini vicine.

La figura 3 presenta i campi cinematici compositi relativi a diverse migliaia di casi di rottura d’onda durante gli inverni del periodo 1958-2006. I dati sono organizzati per mostrare sia i casi anticiclonici sia quelli ciclonici, con dettagli specifici per le diverse latitudini.

Pannelli (a) e (b)

• (a) Casi Anticiclonici (30°–60°N): Mostra come il flusso zonale viene accelerato o decelerato in risposta alle rotture d’onda. Le aree con accelerazione e decelerazione sono visualizzate tramite frecce che indicano la direzione e l’intensità del flusso.
• (b) Casi Ciclonici (45°–60°N): Simile al pannello (a), ma per i casi ciclonici. Anche qui, le frecce illustrano la dinamica del flusso associata alle rotture d’onda cicloniche.

Pannelli (c) e (d)

• (c) Casi Anticiclonici: Illustra le anomalie della pressione al livello del mare e le variazioni della velocità del vento a livello superficiale. Le zone con alta e bassa pressione sono chiaramente indicate.
• (d) Casi Ciclonici: Come il pannello (c), ma focalizzato sui casi ciclonici, mostrando come le anomalie di pressione e i cambiamenti nella velocità del vento si distribuiscono in risposta alle rotture cicloniche.

Dettaglio Aggiuntivo:

• Le curve a destra nei pannelli (a) e (b) rappresentano le medie longitudinali delle variazioni nel flusso zonale, mostrando come le rotture d’onda influenzino il flusso medio nelle vicinanze della rottura.
• Similmente, le curve nei pannelli (c) e (d) offrono una visione delle medie longitudinali delle anomalie di pressione al livello del mare.

Questa figura fornisce una rappresentazione dettagliata dell’impatto delle rotture d’onda sui pattern del flusso zonale e sulla pressione atmosferica, evidenziando le differenze tra eventi anticiclonici e ciclonici e il loro effetto sul clima nelle rispettive zone geografiche.

b. L’Importanza della Latitudine delle RWB

I dati presentati nei compositi della sezione precedente mostrano che le RWB hanno un impatto significativo sia sulla pressione superficiale sia sul flusso nella troposfera superiore. La specifica posizione geografica delle RWB, unita alla loro direzione di rotazione (anticiclonica o ciclonica), determina come la loro influenza sulla pressione si allinea ai centri di azione del NAO/NAM e come influenzano i modelli di circolazione legati alla polarità (positiva o negativa) del NAO/NAM.

La Figura 4 esemplifica questi concetti, mostrando come le anomalie delle RWB anticicloniche e cicloniche si sovrappongono ai centri di azione del NAO e ai modelli di flusso. In particolare, quando un centroide anticiclonico si trova vicino ai 50°N (come illustrato nella parte centrale della Figura 4a), le anomalie della pressione al livello del mare hanno un impatto positivo sui centri di azione del NAO/NAM, incrementando immediatamente gli indici NAOI o NAMI. Inoltre, le modifiche al flusso zonale associato a questa rottura (indicate dalle frecce nella Figura 4) sono coerenti con la polarità positiva del NAO/NAM, dove le frecce che puntano a destra si trovano in corrispondenza delle linee grigie continue, e quelle a sinistra dove le linee sono tratteggiate.

Spostare il centroide anticiclonico di 20° verso nord o sud, posizionandolo a 70°N (parte sinistra della Figura 4a) o a 30°N (parte destra della Figura 4a), cambia drasticamente questa dinamica. In questi casi, la firma della pressione al livello del mare proietta negativamente sui centri di azione del NAO/NAM (negativo su positivo e positivo su negativo) e genera una forza sulla troposfera superiore del flusso zonale che è in linea con la polarità negativa del NAO/NAM, con frecce rivolte a destra nelle zone con linee grigie tratteggiate e a sinistra in quelle con linee solide.

Quando un centroide ciclonico si posiziona a 50°N (come mostrato nella parte centrale della Figura 4b), proietta le anomalie della pressione al livello del mare in modo da avere un impatto negativo sui centri di azione del NAO/NAM, risultando in una diminuzione immediata degli indici NAOI o NAMI. Parallelamente, la forza esercitata sul flusso zonale dalla RWB corrisponde alla polarità negativa del NAO/NAM; questo si riflette nell’orientamento delle frecce: quelle verso destra si trovano in corrispondenza delle linee grigie tratteggiate, mentre quelle verso sinistra si trovano presso le linee grigie solide.

Spostare il centroide ciclonico di 20° verso nord o sud, posizionandolo a 70°N (parte sinistra della Figura 4b) o a 30°N (parte destra della Figura 4b), inverte questa dinamica. In queste posizioni, le anomalie della pressione al livello del mare delle RWB proiettano in modo positivo sui centri di azione del NAO/NAM, promuovendo una forza sulla troposfera superiore del flusso zonale che è coerente con la polarità positiva del NAO/NAM. Qui, le frecce rivolte verso destra sono associate alle linee grigie solide e quelle rivolte verso sinistra alle linee grigie tratteggiate.

Quando i centroidi si trovano in posizioni intermedie, come a 30°, 50°, o 70°, le loro anomalie della pressione al livello del mare non si allineano bene con i centri di azione del NAM o del NAO, mostrando una proiezione minima sull’EOF. Questo misallineamento si estende anche alla forza esercitata sul flusso zonale, che non si allinea con le fasce di latitudine dove il vento zonale è più strettamente correlato al NAM o al NAO. La latitudine ottimale per la proiezione delle RWB sul NAM o NAO dipende dalla scala spaziale della rottura e dalla longitudine di occorrenza. Tuttavia, come verrà approfondito nelle sezioni successive, le zone in cui le frequenze delle RWB correlano fortemente con l’indice rimangono consistenti con il quadro concettuale presentato in questa sezione.

5. Regioni in cui le RWB influenzano il NAO/NAM

Utilizziamo analisi di correlazione per identificare le aree in cui le Rotture d’Onda di Rossby (RWB) hanno il maggiore impatto sul North Atlantic Oscillation (NAO) e sul Northern Annular Mode (NAM). La correlazione tra l’indice NAMI, calcolato come media di ogni inverno (Dicembre-Gennaio-Febbraio), e la frequenza delle RWB viene rappresentata nella Figura 5. Questa figura evidenzia con ombreggiature le aree dove i risultati sono statisticamente significativi al 95%.

La Figura 5a illustra la correlazione tra la frequenza delle RWB anticicloniche e il NAMI, mentre la Figura 5b mostra la correlazione tra la frequenza delle RWB cicloniche e il NAMI. Si osserva una forte correlazione tra la frequenza delle RWB anticicloniche e il NAMI sopra l’Oceano Atlantico e le regioni continentali limitrofe. L’influenza di questo fenomeno si estende anche al nord dell’Asia, dove è particolarmente marcata.

Sul Pacifico, dove la correlazione è generalmente debole, ciò coincide con valori bassi della frequenza delle RWB anticicloniche. Sull’Atlantico, una forte correlazione è evidente in una fascia positiva vicino ai 50°N, circondata da aree di correlazione negativa. Questa configurazione a tripolo sull’area Euro-Atlantica indica che il movimento latitudinale della zona di surf dell’Atlantico è un fattore importante nella relazione tra il NAMI e le RWB anticicloniche. Un modello di tripolo simile si riscontra anche nel componente principale dell’analisi di funzione ortogonale empirica delle RWB anticicloniche, mostrando una forte e significativa correlazione con gli indici NAM e NAO.

La Figura 4 presenta una visualizzazione schematica che illustra come le Rotture d’Onda di Rossby (RWB) influenzino il North Atlantic Oscillation (NAO) a seconda della loro latitudine. Questa rappresentazione aiuta a comprendere l’impatto geografico delle RWB sulle dinamiche atmosferiche associate al NAO.

Dettagli della Figura:

• Bande Ombreggiate: Le bande a 45°N e 65°N sono ombreggiate per indicare i centri d’azione dell’Empirical Orthogonal Function (EOF) zonale medio del NAO. Le aree scure segnalano una correlazione positiva con il NAO.
• Fasce Tratteggiate e Continue: Le fasce tratteggiate situate a 35°N e 75°N mostrano aree dove il vento zonale è maggiormente correlato in modo negativo con il NAO. Al contrario, le fasce continue a 15°N e 55°N indicano regioni di forte correlazione positiva con il NAO.

Pannelli:

• (a) RWB Anticicloniche: Presenta RWB antocicloniche posizionate a tre diverse latitudini. Il centroide antociclonico è rappresentato con un cerchio pieno, e le anomalie della pressione al livello del mare circostanti sono delineate con contorni tratteggiati che segnalano valori negativi. Le frecce mostrano la direzione del rinforzo o indebolimento del flusso zonale basato sulla posizione del massimo o del minimo locale del campo di flusso associato.
• (b) RWB Cicloniche: Analogamente al pannello (a), ma focalizzato sulle RWB cicloniche, seguendo lo stesso schema di rappresentazione.

Interpretazione:

• Le etichette A4, A3, A5, C3 e C5 si riferiscono a regioni specifiche dell’emisfero nord che verranno dettagliate nella sezione 5.
• L’interpretazione grafica aiuta a visualizzare come variazioni specifiche nella latitudine delle RWB possano avere effetti differenziati sul NAO, sottolineando le complesse interazioni tra eventi meteorologici localizzati e pattern climatici su scala più ampia.

Influenza delle RWB Cicloniche sul NAO/NAM

Le RWB cicloniche mostrano una correlazione latitudinale di tipo dipolare significativa sull’Atlantico di media e alta latitudine, che diventa un tripolo più debole includendo la correlazione positiva vicino ai 30°N. Questo suggerisce un legame importante tra la migrazione latitudinale di questa zona di surf ciclonica e il NAMI. Sopra il Pacifico, un pattern dipolare longitudinale si evidenzia vicino ai 55°N, indicando una connessione tra le variazioni longitudinali della zona di surf e il NAMI.

Utilizzando il metodo descritto precedentemente, le correlazioni mostrate nella Figura 5 aiutano a definire con precisione le regioni dove le RWB impattano il NAO/NAM. Le regioni identificate sono illustrate nella Figura 6. Queste analisi non solo forniscono evidenza statistica delle configurazioni discusse, ma anche le basi per gli indici di rottura d’onda utilizzati nelle successive analisi di serie temporali.

Le regioni originate da RWB anticicloniche sono designate con il prefisso A, mentre quelle da RWB cicloniche con il prefisso C. Per esempio, il termine “regione A1” fa riferimento all’area delimitata visualizzata nella Figura 6a, e “A1” indica l’indice di rottura d’onda di quella regione, calcolato come descritto in precedenza.

L’analisi di correlazione ripetuta con il NAOI per il settore Euro-Atlantico conferma regioni simili a quelle identificate come A3, C3, A4, A5, e C5, ora indicate con un apice aggiunto al loro nome.

La dinamica delle RWB nelle regioni illustrate nella Figura 6 influisce sulla polarità del NAMI, in linea con i concetti sviluppati nella sezione precedente. Specificamente, le regioni C3 e A3 proiettano un impatto positivo sul centro d’azione del NAO/NAM vicino ai 65°N, influenzando il flusso zonale nelle vicinanze. Al contrario, le regioni A5 e C5 hanno un effetto opposto, influenzando negativamente il centro d’azione del NAO/NAM vicino ai 45°N e modificando la velocità del flusso zonale nelle aree adiacenti.

Influenza delle Regioni RWB su NAMI

Le correlazioni tra la media di dicembre-febbraio (DJF) del NAMI e gli indici RWB, come riportato nella Tabella 1, seguono generalmente una logica che deriva dall’analisi discussa in precedenza. Ad esempio, la regione A3 mostra una correlazione positiva con il NAMI, indicando che la RWB anticiclonica in questa regione supporta la polarità positiva del NAM. Questo si manifesta attraverso un’anomalia della pressione al livello del mare che si proietta positivamente sull’EOF del NAM e un pattern di anomalia che promuove il pattern di anomalia del vento zonale associato alla polarità positiva del NAM.

Utilizzando la stessa logica applicata ad A3, possiamo osservare risultati simili per le altre regioni anticicloniche (A) e quelle cicloniche (C2-C5). Un’eccezione notevole è la correlazione positiva tra C1 e il NAMI. In particolare, la rottura ciclonica in C1 si proietta positivamente sul centro d’azione del NAM nel Pacifico vicino a 165°W. Tuttavia, le anomalie collegate a questa rottura indeboliscono il vento zonale nella regione scura a nord-ovest di C1, contrariamente al modello di circolazione associato alla polarità positiva del NAM. Questo effetto negativo è parzialmente compensato dall’accelerazione generata dagli aumenti nella regione A1 durante gli inverni con un NAMI superiore alla media.

In confronto con le regioni RWB dell’Atlantico, quelle nel Pacifico durante l’inverno hanno una minore estensione zonale e mostrano una correlazione più debole con il NAMI. Queste regioni, in alcuni casi, contrastano anche nella loro influenza sul vento zonale. Il flusso atmosferico sul Pacifico in inverno non favorisce le RWB che promuovono la polarità negativa del NAM, evidenziando una copertura spaziale inferiore rispetto all’Atlantico, come mostrato nella Figura 6b. Queste osservazioni potrebbero spiegare i risultati di studi precedenti che indicano una maggiore coerenza temporale tra la variabilità della circolazione artica e delle medie latitudini nell’area Euro-Atlantica rispetto al Pacifico, e una debole correlazione tra le medie latitudini del Pacifico e dell’Atlantico nel contesto del NAM.

La Figura 5 illustra le correlazioni tra la frequenza delle Rotture d’Onda di Rossby (RWB) e l’indice Northern Annular Mode (NAMI) attraverso due mappe distinte, mostrando come le dinamiche delle RWB anticicloniche e cicloniche influenzano il NAMI in diverse regioni geografiche.

Dettagli dei Pannelli:

Pannello (a)

• Correlazioni per RWB Anticicloniche: Questa mappa visualizza il coefficiente di correlazione di Pearson tra la frequenza delle RWB anticicloniche e il NAMI. Le correlazioni sono contornate a intervalli di 0.1. Le linee tratteggiate rappresentano valori negativi, mentre l’assenza di contorno zero aiuta a focalizzare l’attenzione sulle correlazioni significative. Le aree ombreggiate denotano regioni dove le correlazioni sono statisticamente significative al 95% di livello di confidenza, determinate attraverso metodi di bootstrapping.

Pannello (b)

• Correlazioni per RWB Cicloniche: Analogamente al pannello (a), questa mappa mostra la correlazione tra la frequenza delle RWB cicloniche e il NAMI. Anche qui, le correlazioni significative sono evidenziate con aree ombreggiate e le linee tratteggiate indicano valori negativi.

Interpretazione Generale:

Queste mappe forniscono una visione dettagliata su come le RWB, sia anticicloniche che cicloniche, possano modulare l’indice NAMI. Le aree con intensa ombreggiatura indicano regioni con una forte connessione tra questi eventi atmosferici e le variazioni del NAMI. Comprendere queste relazioni è essenziale per approfondire come le grandi dinamiche atmosferiche siano influenzate da specifici pattern di circolazione legati alle RWB.

Figura 6: Regioni di Influenza delle RWB sul NAMI

La figura rappresenta le regioni in cui le Rotture d’Onda di Rossby (RWB) esercitano un’influenza significativa sull’indice Northern Annular Mode (NAMI), suddivise in due pannelli per mostrare le correlazioni sia positive che negative.

Dettagli dei Pannelli:

Pannello (a) – Correlazione Positiva

• Regioni Chiave: Le regioni (A1, C1, A2, C2, C3, A3) sono indicate con contorni in grassetto e rappresentano aree di correlazione positiva tra la frequenza delle RWB e il NAMI. Questo implica che le RWB in queste aree tendono a rafforzare la polarità del NAMI.
• Intensità della Correlazione: Le ombre scure indicano dove la correlazione tra la velocità del vento zonale a 350-K e il NAMI è superiore a 0,5, segnalando una forte connessione. Le aree in ombreggiatura più chiara mostrano una correlazione inferiore a -0,5, indicando regioni di minore influenza.

Pannello (b) – Correlazione Negativa

• Regioni Chiave: Le regioni (A4, C4, A5, C5) con contorni in grassetto sono quelle dove la frequenza delle RWB è negativamente correlata con il NAMI. Queste aree suggeriscono che le RWB contribuiscono a indebolire o invertire la polarità del NAMI.
• Intensità della Correlazione: Similmente al pannello (a), l’ombreggiatura scura e chiara indica rispettivamente aree di forte e debole correlazione tra la velocità del vento zonale e il NAMI.

Interpretazione Generale

Queste mappe forniscono una panoramica dettagliata delle aree specifiche in cui le RWB influenzano significativamente la modalità climatica NAMI. Questa analisi aiuta a capire come varie configurazioni di RWB possano avere effetti diversi sulla dinamica atmosferica globale, modificando potenzialmente i pattern climatici su larga scala. Le distinzioni tra correlazioni positive e negative forniscono ulteriori dettagli su come le RWB possano modulare diversamente l’atmosfera.

Tabella 1: Correlazione tra NAMI e Frequenze di RWB nelle Varie Regioni

La Tabella 1 presenta i coefficienti di correlazione di Pearson, che esplorano le relazioni tra l’indice Northern Annular Mode (NAMI) e le serie temporali delle frequenze di Rottura d’Onda di Rossby (RWB) nelle regioni mostrate nella Figura 6.

Dettagli della Tabella:

• Valori in Grassetto: I valori evidenziati in grassetto indicano una correlazione statisticamente significativa al 95% di livello di confidenza. Questi valori riflettono una relazione forte e affidabile tra le frequenze di RWB nelle specifiche regioni e il NAMI.
• Correlazioni Positive e Negative:
  • Un valore positivo indica una correlazione diretta; ad esempio, un incremento nelle RWB in una data regione tende ad essere associato con un incremento nel valore del NAMI.
  • Un valore negativo indica una correlazione inversa; ciò significa che un aumento nelle RWB è generalmente associato a una diminuzione nel valore del NAMI.

Esempi Significativi:

• Regione A3 e NAMI: Una correlazione di 0.89 (in grassetto) tra la regione A3 e il NAMI suggerisce una forte e positiva interazione. Questo implica che un aumento delle RWB in A3 ha una forte tendenza a coincidere con un aumento del NAMI.
• Regione C4 e NAMI: Un coefficiente di -0.45 (in grassetto) indica una significativa correlazione negativa, suggerendo che un incremento delle RWB cicloniche in C4 tende a essere associato con una diminuzione del NAMI.

Conclusione:

Questa tabella è fondamentale per identificare quali regioni esercitano un’influenza più marcata e significativa sul NAMI. Analizzando i valori in grassetto, possiamo determinare le aree geografiche dove le dinamiche localizzate delle RWB hanno un impatto diretto sui modelli climatici su scala globale. Questa comprensione è cruciale per gli studi climatologici che cercano di prevedere o interpretare variazioni climatiche basate su eventi atmosferici specifici.

Climatologia delle Rotture delle Onde di Rossby in Inverno

La rappresentazione della climatologia delle rotture anticioniche delle onde di Rossby mostrata nella Figura 2a concorda generalmente con le osservazioni fatte da Abatzoglou e Magnusdottir nel 2006, nonostante l’utilizzo di un algoritmo diverso per il rilevamento delle RWB, che ha portato a un numero minore di conteggi. Hanno notato un’interessante asimmetria longitudinale nella frequenza delle rotture anticioniche durante l’inverno tra l’Oceano Pacifico e l’Atlantico. È importante notare che le rotture anticioniche sono quasi assenti nel Pacifico occidentale durante l’inverno. Abatzoglou e Magnusdottir hanno collegato la mancanza di rotture nel Pacifico occidentale in inverno alla presenza di un forte getto e al forte gradiente latitudinale di vorticità potenziale sul fianco anticionico del getto del Pacifico orientale.

Inoltre, hanno escluso tutti gli eventi anticionici a nord del 45°N, il che significa che non sono state conteggiate le aree di rottura anticionica a valle e inclinate verso i poli alla fine delle tracce delle tempeste, né le aree di rottura anticionica sopra l’Asia centrale vicino ai 90° est. Hanno inoltre utilizzato dati mediati giornalmente, diversamente dalle osservazioni ogni sei ore utilizzate nel presente studio, e hanno contato solo gli eventi di RWB che persistevano nel tempo, trascurando così i contorni di vorticità potenziale che si verificavano vicino nel tempo a un evento già diagnosticato.

I risultati presentati nella Figura 2 condividono caratteristiche comuni con altre climatologie di rottura delle onde che hanno impiegato metodi di analisi differenti. Ad esempio, le regioni con alta frequenza di rottura anticionica nella Figura 2a corrispondono alle aree dove Martius e collaboratori nel 2007 hanno mostrato un’elevata frequenza di flussi di vorticità potenziale anticionici. In modo simile, la climatologia di RWB mostrata nella Figura 3c di Hitchman e Huesmann nel 2007 identifica regioni di frequente e intensa rottura del flusso di vorticità potenziale a 350 K durante l’inverno, che si sovrappongono alle nostre aree identificate come ad alta frequenza di rottura anticionica e ciclonica.

Figura 7: Confronto tra Modelli Statistici e Indici Climatici

La figura presenta due grafici che tracciano l’andamento di due importanti indici climatici nel tempo, dalla metà del XX secolo fino all’inizio del XXI secolo. Questi grafici illustrano le variazioni annuali degli indici e la loro modellazione statistica.

Panello a: Modello Statistico NAMIM5 e Indice NAMI

• Linea continua: Rappresenta il modello statistico NAMIM5, progettato per simulare l’andamento dell’indice NAMI.
• Linea tratteggiata: Mostra le fluttuazioni effettive dell’indice NAMI, che misura variazioni nella pressione atmosferica ad alte latitudini, influenzando il clima e i modelli meteorologici.

Panello b: Modello Statistico NAOIM5 e Indice NAOI

• Linea continua: Illustra il modello statistico NAOIM5, che cerca di emulare le variazioni dell’indice NAOI.
• Linea tratteggiata: Indica l’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAOI), un indicatore fondamentale della variabilità climatica nell’Atlantico Nord, legato a cambiamenti nei pattern di temperatura e precipitazioni in Europa e Nord America.

In entrambi i pannelli, i modelli statistici (linee continue) mostrano una notevole aderenza alle oscillazioni registrate degli indici reali (linee tratteggiate). Questo suggerisce che i modelli sono efficaci nel catturare le tendenze e le fluttuazioni di questi indici, offrendo una valida rappresentazione delle dinamiche climatiche osservate. Le variazioni nei grafici evidenziano periodi di attività intensificata o ridotta, riflettendo cambiamenti significativi nei modelli climatici attraverso i decenni analizzati.

Analisi Intra-Stagionale

Nella sezione precedente, l’analisi interannuale ha evidenziato una forte correlazione tra la rottura delle onde barocline (RWB) e gli indici NAO/NAM su base media stagionale. Tuttavia, tale analisi non ha preso in considerazione le variazioni su scale temporali sinottiche né eventuali ritardi temporali. Per colmare questa lacuna, abbiamo utilizzato dati registrati ogni sei ore per analizzare le variazioni intra-stagionali seguendo il metodo descritto per esaminare le transizioni delle classi N e P dell’NAOI.

Abbiamo sviluppato cinque serie temporali composite basate su queste osservazioni, che includono l’NAOI e i conteggi di RWB nelle regioni Euro-Atlantiche. In particolare, abbiamo esaminato le regioni A3 e C3, dove RWB influisce positivamente sull’NAO, e le regioni A5 e C5, dove l’influenza è negativa.

Per le transizioni di classe N, il periodo tra il picco massimo e il minimo locale dell’NAOI varia significativamente, con una durata media di circa 9,2 giorni. Durante il picco massimo, si registra un’intensa attività di rottura nelle regioni A3 e C3, mentre l’attività è minima nelle regioni A5 e C5. Man mano che l’NAOI scende da valori positivi a negativi, si osserva una diminuzione della frequenza di rottura in A3 e C3 e un incremento in A5 e C5. Al raggiungimento del minimo locale, l’attività di rottura si minimizza in A3 e C3 e si massimizza in A5 e C5.

Per le transizioni di classe P, il tempo tra il minimo e il massimo locale mostra una durata media di circa 8,72 giorni. Il minimo locale della classe P si presenta simile al minimo della classe N, con una rottura massima in A5 e C5 e minima in A3 e C3. Con l’incremento dell’NAOI, l’attività di rottura aumenta in A3 e C3 e diminuisce in A5 e C5, culminando in un massimo locale simile a quello osservato nelle transizioni di classe N.

Queste osservazioni dimostrano come le dinamiche di rottura delle onde barocline siano strettamente correlate alle variazioni dell’NAOI durante la stagione, offrendo una comprensione più dettagliata delle interazioni tra fenomeni atmosferici su scale temporali ridotte.

Figura 8: Analisi delle Transizioni del NAOI e Correlazioni con la Rottura delle Onde

La Figura 8 è composta da quattro grafici che rappresentano le serie temporali standardizzate del NAOI (Indice di Oscillazione del Nord Atlantico) e degli indici di rottura delle onde nelle regioni A3, C3, A5 e C5. Ogni grafico mostra come queste misurazioni evolvono nel tempo, con il tempo normalizzato sull’asse orizzontale che varia da 0 a 1 per rappresentare l’intero ciclo di una transizione del NAOI.

• Grafico a: Illustra le transizioni negative del NAOI in combinazione con la rottura delle onde nelle regioni A3 e C3. Si nota che i picchi del NAOI tendono a coincidere con un’intensa attività di rottura delle onde in queste regioni, suggerendo una correlazione positiva durante queste fasi.
• Grafico b: Presenta gli indici di rottura delle onde per le regioni A5 e C5 durante le medesime transizioni negative del NAOI. L’andamento di questi indici sembra inversamente correlato al NAOI, indicando che, quando il NAOI è elevato, l’attività di rottura nelle regioni A5 e C5 è ridotta.
• Grafico c: Mostra il NAOI insieme agli indici di rottura delle onde in A3 e C3 durante le transizioni positive del NAOI. Qui, si osserva un’allineamento tra i massimi del NAOI e l’incremento dell’attività di rottura delle onde, indicando anch’esso una correlazione positiva durante le fasi di aumento del NAOI.
• Grafico d: Espone gli indici di rottura delle onde nelle regioni A5 e C5 durante le transizioni positive del NAOI. L’attività di rottura mostra un comportamento opposto a quello del NAOI, similmente a quanto osservato nel grafico b.

In conclusione, questi grafici forniscono un’illustrazione chiara di come le variazioni del NAOI siano strettamente legate alle attività di rottura delle onde nelle regioni specifiche, evidenziando il ruolo significativo di questi fenomeni atmosferici nelle dinamiche climatiche dell’Atlantico settentrionale. Le correlazioni osservate tra i picchi del NAOI e la rottura delle onde nelle diverse regioni indicano come questi elementi possano essere indicatori chiave delle variazioni climatiche stagionali.

Riassunto e Conclusioni Finali

Abbiamo sviluppato un metodo obiettivo per identificare, misurare e determinare il senso di rotazione delle Rotture delle Onde di Rossby (RWB) nella troposfera superiore, applicandolo a quarantanove inverni boreali di dati rianalizzati. La climatologia risultante del RWB a 350 K si conforma logicamente alle teorie esistenti su RWB in flussi a taglio, evidenziando frequenti e ampie rotture anticicloniche nei getti d’aria principali dell’emisfero e rotture cicloniche significative vicino alle traiettorie delle tempeste.

È stato evidenziato come l’offset longitudinale tra i massimi di concentrazione e rottura delle onde sia in linea con la teoria delle onde di Rossby non lineari, dove la rottura si verifica quando la velocità di fase delle onde corrisponde a quella del flusso di base. I risultati sono stati confrontati con quelli di studi precedenti che hanno impiegato metodologie differenti per il rilevamento del RWB.

Le frequenze di RWB in cinque regioni oggettivamente definite hanno permesso di spiegare oltre il 90% delle variazioni del NAO/NAMI su base annuale e stagionale, utilizzando dati medi invernali e composizioni ogni sei ore in cui l’NAOI ha mostrato cambi significativi di segno. È stata proposta una spiegazione fisica per queste forti correlazioni statistiche attraverso un’analisi composita delle anomalie della pressione a livello del mare, dei campi di velocità alla superficie e in alta troposfera, e dell’influenza del vento zonale, correlata a migliaia di eventi di RWB anticiclonico e ciclonico.

L’analisi ha rivelato come la direzione di rotazione e la latitudine di una onda di rottura siano cruciali nel determinare l’interazione dell’onda con il flusso medio e il suo impatto sui modelli di variabilità simili al NAO. Questi risultati sottolineano l’importanza della dinamica delle onde di Rossby e il loro ruolo nelle variazioni climatiche stagionali e interannuali.

La nostra ricerca ha rivelato che sia la rottura delle onde di Rossby anticiclonica che quella ciclonica possono influenzare la polarità positiva o negativa del NAM o del NAO, a seconda della loro latitudine. Questo fenomeno è stato già osservato in studi precedenti, come quelli di Riviere e Orlanski nel 2007 e di Benedict e altri nel 2004, i quali hanno evidenziato come le rotture anticicloniche siano generalmente associate a un NAO positivo e quelle cicloniche a un NAO negativo. Il nostro studio conferma che le rotture anticicloniche contribuiscono a un NAO positivo quando avvengono intorno ai 50°N. Tuttavia, abbiamo anche scoperto che esistono relazioni significative e contrarie in cui le rotture cicloniche possono indurre un NAO positivo, mentre quelle anticicloniche possono causare un NAO negativo, in particolare nelle regioni poste a 20° a nord e a sud delle latitudini medie, dove la frequenza di rottura è alta. Concludiamo, quindi, che la latitudine e il tipo di rottura (anticiclonica o ciclonica) giocano un ruolo cruciale nel determinare l’effetto sulla forza del NAM/NAO.

Inoltre, abbiamo osservato che durante gli inverni con un NAMI superiore alla media si registra anche una maggiore frequenza di rotture anticicloniche sopra le regioni del Pacifico e dell’Atlantico, specificamente nelle aree A2 e A3, che mostrano una correlazione significativa con il NAMI. Questo rispecchia i risultati di studi precedenti, come quelli di Deser nel 2000 e Ambaum e altri nel 2001, che hanno dimostrato una maggiore coerenza temporale tra le variazioni climatiche artiche e quelle delle medie latitudini, in particolare nell’area Euro-Atlantica rispetto al Pacifico. Abbiamo notato che le regioni del Pacifico hanno meno meccanismi di rottura delle onde disponibili per influenzare negativamente il NAM e che, a differenza delle regioni di rottura dell’Atlantico, quelle del Pacifico presentano una correlazione più debole con il NAMI e sono spesso in disaccordo in termini di influenze del vento zonale.

Appendice: Rilevamento della Rottura delle Onde

Il processo di rilevamento della rottura delle onde inizia delineando il Potenziale Vorticoso (PV) sulla superficie isentropica selezionata. Si contornano tutti i valori di PV presenti sulla superficie, con intervalli di 0.5 PVU, anche se la maggior parte delle rotture a 350 K viene individuata in un range più specifico, tra 1.5 e 7 PVU. Dei vari contorni creati, viene mantenuto il più lungo che circonda il polo, evitando così di analizzare zone isolate di alta o bassa PV che non sono associate a fenomeni di rottura delle onde. Esempi di questi contorni circumpolari sono visibili in ciascun pannello della Figura 1, dove altri contorni sono omessi per facilitare la visualizzazione.

In aree senza attività di rottura delle onde, i meridiani intersecano ciascun contorno di PV una sola volta, indicando un incremento regolare del PV con l’aumentare della latitudine. Per esempio, come si vede vicino al Giappone nella Figura 1a. Al contrario, in presenza di rottura delle onde, il PV localmente diminuisce verso il polo e i meridiani attraversano i contorni circumpolari più volte. Questo indica un ribaltamento quasi orizzontale del PV che, se su scala spaziale adeguata, segnala la rottura delle onde. Ad esempio, il meridiano a 160°O interseca tre volte il contorno circumpolare solido come mostrato nelle Figure 1a e 1b.

Dove le intersezioni dei meridiani sono più di una, si registra il segmento più lungo di PV relativamente basso, delimitato da piccoli cerchi aperti come mostrato nella Figura 1. Ogni serie di intersezioni identificate delimita un’area che potrebbe essere associata alla rottura delle onde. Di quest’area si calcolano tre caratteristiche: l’estensione, la posizione del centroide, e l’estensione zonale.

Per stabilire se la rottura delle onde sia ciclonica o anticiclonica, si organizzano i punti del contorno in modo che progrediscano generalmente verso est lungo il contorno stesso. Se la latitudine del primo cerchio aperto incontrato lungo il contorno di rottura è superiore a quella dell’ultimo cerchio aperto, l’evento è classificato come anticiclonico; se inferiore, come ciclonico.

Criteri di Rilevamento della Rottura delle Onde

Il processo di selezione per la scala spaziale delle onde si basa sull’analisi delle distribuzioni di due aspetti geometrici della “lingua” di vorticità: il raggio di un cerchio equivalente per area alla lingua stessa, e metà della sua estensione longitudinale. Queste misure si avvicinano quando la lingua assume una forma più circolare. La distribuzione dei dati nel grafico logaritmico di questi due parametri mostra una concentrazione di elementi a piccola scala vicino all’origine, che tendono a essere più estesi in senso meridionale rispetto a quello zonale, con un’estensione zonale di circa 2 gradi. Un esempio di tale struttura si trova vicino ai 40-50°N e 170°E, dove il rovesciamento del flusso è visibile ma non sufficiente per indicare una rottura d’onda completa.

Considerando questa caratteristica dei dati, abbiamo definito un punto di divisione naturale per distinguere tra eventi significativi e meno rilevanti, mantenendo i centroidi che rappresentano le rotture effettive nella parte superiore destra di un diagramma specifico, delimitato da linee tratteggiate.

Gestione delle Ridondanze

L’utilizzo di un intervallo di contornamento di 0.5 pvu può portare alla rappresentazione di una singola struttura a bassa PV con più di un contorno, generando centroidi ridondanti. Per esempio, una struttura vicino a 150°W è rappresentata sia dai contorni di 3 pvu che di 5 pvu. Per assicurare che ogni struttura sia rappresentata da un solo centroide per ciascun momento di osservazione nel set di dati, identifichiamo il centroide della struttura più grande e rimuoviamo i centroidi entro una distanza determinata dal valore minore tra il raggio e l’estensione longitudinale della struttura. Questo approccio impedisce l’eliminazione ingiustificata di centroidi che potrebbero marcare strutture uniche, situati significativamente lontano da altre strutture allungate in senso longitudinale o latitudinale. L’applicazione di questo criterio di eliminazione viene effettuata in sequenza, partendo dalle strutture più grandi.Questo metodo di eliminazione dei centroidi ridondanti consente un’analisi approfondita sull’intera gamma di PV, offrendo una prospettiva globale o emisferica sul fenomeno della rottura delle onde. La mappa del valore medio di PV durante la rottura delle onde, osservato durante gli inverni dal 1958 al 2006, riflette la climatologia del PV dello stesso periodo, mostrando bande che si intensificano in direzione polare.

La Figura A1 mostra un grafico logaritmico-logaritmico che confronta due misure geometriche delle strutture atmosferiche chiamate “lingue”: il raggio equivalente di un cerchio e metà dell’estensione longitudinale di queste lingue.

Dettagli chiave del grafico includono:

• Linee di contorno: Queste linee rappresentano la densità dei punti, ovvero la frequenza delle combinazioni delle due misure nel dataset. La densità diminuisce allontanandosi dal centro più denso, indicato dalla linea più interna che racchiude il 95% dei dati.
• Linea sottile inclinata: Mostra il punto in cui le due misure sono uguali. In pratica, questa linea rappresenta i casi in cui la forma della lingua è perfettamente circolare.
• Linea in grassetto inclinata: Rappresenta una regressione lineare dei dati, fornendo una stima della relazione media tra le dimensioni radiali e longitudinali delle lingue osservate.
• Linee tratteggiate: Delimitano una regione specifica nel grafico, identificata come particolarmente rilevante dall’analisi. Questa area evidenzia specifiche caratteristiche geometriche delle lingue che soddisfano determinati criteri di analisi.

Interpretazione: Il grafico aiuta ad analizzare e visualizzare come le lingue di basso potenziale vorticoso si distribuiscono in termini di dimensione e forma. Esso fornisce intuizioni su come queste dimensioni si relazionano l’una all’altra nell’atmosfera. La disposizione delle linee tratteggiate segnala le aree di particolare interesse, suggerendo le caratteristiche e le configurazioni delle lingue che sono tipiche o atipiche rispetto al normale comportamento osservato. Questa visualizzazione è fondamentale per capire le variazioni delle strutture atmosferiche e il loro impatto sui modelli climatici e meteorologici.

https://journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/65/9/2008jas2632.1.xml?rskey=c0uv4W&result=14