Una panoramica sull’Oscillazione Nord Atlantica

Una panoramica sull’Oscillazione Nord Atlantica
James W. Hurrell1, Yochanan Kushnir2, Geir Ottersen3, e Martin Visbeck2

L’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) è uno dei modelli più prominenti e ricorrenti di variabilità della circolazione atmosferica. Questa dinamica determina la variabilità climatica dalla costa orientale degli Stati Uniti fino alla Siberia e dall’Artico fino all’Atlantico subtropicale, specialmente durante l’inverno boreale. Di conseguenza, le variazioni nella NAO sono estremamente rilevanti per la società e per l’ambiente.

Comprendere i processi che regolano questa variabilità è di alta priorità, specialmente nel contesto del cambiamento climatico globale. Questa rassegna, destinata a un pubblico scientificamente diversificato, fornisce una base generale per gli altri capitoli del monografico e sintetizza alcuni dei loro punti centrali.

Il documento inizia con una descrizione della struttura spaziale del clima e della variabilità climatica, evidenziando come la NAO si relazioni con altri modelli prominenti di variabilità della circolazione atmosferica. Sebbene non esista un modo unico per definire la struttura spaziale della NAO, o quindi la sua evoluzione temporale, sono illustrati diversi approcci comuni.

La relazione tra la NAO e le variazioni della temperatura superficiale, delle tempeste e delle precipitazioni, così come le risposte degli oceani e degli ecosistemi alla variabilità della NAO, sono descritte dettagliatamente. La NAO, pur essendo un modo di variabilità interno all’atmosfera, mostra variazioni decennali e tendenze.

Il testo chiarisce che non tutta la variabilità della NAO può essere attribuita ai processi atmosferici stocastici intra-stagionali, il che suggerisce un ruolo per le forzature esterne e, forse, una piccola ma utile quantità di prevedibilità. I processi superficiali, stratosferici e antropogenici che possono influenzare la fase e l’ampiezza della NAO sono esaminati con attenzione.

1. INTRODUZIONE
Sulle medie e alte latitudini dell’Emisfero Nord, specialmente durante i mesi freddi da novembre ad aprile, il pattern di variabilità atmosferica più evidente è l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Questa dinamica comporta una ridistribuzione della massa atmosferica tra l’Artico e l’Atlantico subtropicale, e le sue oscillazioni da una fase all’altra causano significativi cambiamenti nella velocità e direzione del vento sull’Atlantico, nonché nel trasporto di calore e umidità tra l’Atlantico e i continenti adiacenti.

Queste oscillazioni influenzano direttamente i raccolti agricoli, la gestione delle acque, la fornitura e la domanda di energia, e i rendimenti delle pescherie. Nonostante l’influenza marcata della NAO, permangono numerose incertezze su quali processi climatici controllano la sua variabilità, come il fenomeno sia cambiato nel passato o cambierà in futuro, e se sia in qualche modo prevedibile. Questi argomenti vengono esplorati in dettaglio nei capitoli successivi.

Il nostro scopo è di fornire materiale di base generale per questi capitoli, e di sintetizzare alcuni dei punti centrali fatti da altri autori. La NAO è uno dei modelli meteorologici mondiali più antichi, come testimoniano le descrizioni dei marinai scandinavi di diversi secoli fa. La ricerca scientifica sulla NAO è estesamente documentata e Stephenson et al. [questo volume] offrono una panoramica stimolante dei principali traguardi scientifici relativi alla NAO nel corso del tempo, sottolineando anche l’intenso rinnovato interesse per il fenomeno oggi.La NAO e la sua dipendenza temporale sono considerate centrali nel dibattito sul cambiamento globale. Le temperature superficiali sull’Emisfero Nord sono probabilmente più calde ora che in qualsiasi altro momento del passato millennio [Mann et al., 1999; Jones et al., 2001], e il tasso di riscaldamento è stato particolarmente elevato (circa 0,15°C per decennio) negli ultimi 40 anni [Folland et al., 2001; Hansen et al., 2002]. Una parte sostanziale di questo recente riscaldamento è collegata al comportamento della NAO [Hurrell, 1996; Thompson et al., 2000; vedi anche la sezione 5.1], in particolare una tendenza nel suo indice da grandi anomalie di ampiezza di una fase negli anni ’60 a grandi anomalie di ampiezza della fase opposta dall’inizio degli anni ’80.

Questo cambiamento nella circolazione atmosferica dell’Atlantico Nord spiega anche diverse altre notevoli alterazioni del tempo e del clima sull’NH extratropicale, e ha contribuito significativamente al dibattito sulla nostra capacità di rilevare e distinguere tra cambiamenti climatici naturali e antropogenici. Una migliore comprensione della relazione tra la NAO e il cambiamento climatico antropogenico è emersa come un obiettivo chiave della ricerca climatica moderna [Gillett et al., questo volume]. È diventato anche cruciale capire meglio come la NAO e la sua influenza sul clima superficiale siano variate naturalmente in passato, sia misurate da lunghi record strumentali [Jones et al., questo volume] sia stimate attraverso ricostruzioni multi-secolari multi-proxy [Cook, questo volume].

Sebbene sia da tempo riconosciuto che l’Oceano Atlantico Nord varia considerevolmente con l’atmosfera sovrastante [Bjerknes, 1964], un altro motivo dell’interesse rinnovato per la NAO è che le risposte complesse e differenziali degli strati superficiali, intermedi e profondi dell’oceano alla forzatura della NAO stanno diventando meglio documentate e comprese [Visbeck et al., questo volume]. L’intensità del rinnovo convettivo invernale delle acque intermedie e profonde nel Mare del Labrador e nei mari di Groenlandia-Islanda-Norvegia (GIN), ad esempio, non è solo caratterizzata da una grande variabilità interannuale, ma anche da variazioni interdecennali che sembrano essere sincronizzate con le fluttuazioni della NAO [ad es., Dickson et al., 1996]. Questi cambiamenti influenzano a loro volta la forza e il carattere della circolazione termoalina atlantica (THC) e il flusso orizzontale dell’oceano superiore, modificando così il trasporto di calore verso il polo e la distribuzione della temperatura superficiale del mare (SST).

Su scale temporali stagionali, l’Oceano Atlantico Nord superiore varia principalmente in risposta ai cambiamenti dei venti superficiali, agli scambi di calore mare-atmosfera e ai flussi di acqua dolce associati alle variazioni della NAO [Cayan, 1992a,b]. Tuttavia, ciò non significa che l’interazione extratropicale sia solo unidirezionale. L’influenza dominante dell’oceano sull’atmosfera sovrastante è quella di ridurre lo smorzamento termico delle variazioni atmosferiche, e questa influenza diventa maggiore su scale temporali più lunghe.La misura in cui l’influenza dell’oceano si estende oltre questo accoppiamento termodinamico locale per influenzare l’evoluzione e le proprietà dinamiche del flusso atmosferico è probabilmente piccola, ma l’effetto non è nullo [Robinson, 2000; Kushnir et al., 2002]. Il ruolo dell’accoppiamento oceano-atmosfera nel determinare la variabilità complessiva della NAO è, quindi, un argomento di grande interesse e di ricerca in corso [Czaja et al., questo volume].

Che l’oceano possa giocare un ruolo attivo nel determinare l’evoluzione della NAO è anche uno dei percorsi attraverso i quali potrebbe esistere una certa prevedibilità limitata [Rodwell, questo volume]. Nuove analisi statistiche hanno rivelato schemi nelle Temperature della Superficie del Mare (SST) dell’Atlantico Nord che precedono specifiche fasi della NAO fino a 9 mesi, un collegamento che probabilmente coinvolge la notevole tendenza dell’oceano extratropicale a preservare il suo stato termico durante l’anno [Kushnir et al., 2002]. Su scale temporali più lunghe, recenti prove di modellizzazione suggeriscono che la NAO risponde a cambiamenti lenti nelle temperature oceaniche globali, con cambiamenti nelle regioni equatoriali che giocano un ruolo centrale [Hoerling et al., 2001].

Un secondo percorso che offre speranza per una migliore prevedibilità della NAO coinvolge collegamenti attraverso i quali cambiamenti nei modelli di vento stratosferici potrebbero esercitare un certo controllo verso il basso sul clima superficiale [Thompson et al., questo volume]. Una connessione statistica tra la variabilità di mese in mese del vortice polare stratosferico NH e la NAO troposferica è stata stabilita alcuni anni fa [ad esempio, Perlwitz e Graf, 1995], e più recentemente è stato documentato che grandi anomalie di ampiezza nei venti stratosferici invernali precedono comportamenti anomali della NAO di 1-2 settimane [Baldwin e Dunkerton, 2001], offrendo forse una certa utilità in termini di prevedibilità a gamma estesa. I meccanismi non sono del tutto chiari, ma probabilmente coinvolgono l’effetto del flusso stratosferico sulla rifrazione delle onde planetarie che si disperdono verso l’alto dalla troposfera [ad esempio, Hartmann et al., 2000].

Analogamente, i processi che influenzano la circolazione stratosferica su scale temporali più lunghe, come la riduzione dell’ozono stratosferico e l’aumento dei gas serra, potrebbero influenzare il trend del clima superficiale dell’Atlantico osservato negli ultimi decenni [Gillett et al., questo volume]. Indipendentemente dal fatto che la prevedibilità derivi dall’influenza dell’oceano o dai processi interni all’atmosfera, il punto saliente è che fino a poco tempo fa è stata prestata relativamente poca attenzione alla NAO, poiché i cambiamenti nella sua fase e ampiezza da un inverno all’altro erano considerati imprevedibili. La possibilità che una piccola, ma utile, percentuale della varianza della NAO sia prevedibile ha motivato notevoli ricerche recenti.

Infine, il rinnovato interesse per la NAO proviene anche dalla comunità biologica. Le variazioni climatiche hanno un’influenza profonda su una varietà di processi ecologici e, di conseguenza, sui modelli di abbondanza e dinamica delle specie. Le fluttuazioni di temperatura e salinità, mescolamento verticale, pattern di circolazione e formazione di ghiaccio dell’Oceano Atlantico Nord indotte dalle variazioni della NAO [Visbeck et al., questo volume] hanno un’influenza dimostrata sulla biologia marina e sulle risorse ittiche attraverso percorsi diretti e indiretti [Drinkwater et al., questo volume]. Questo include non solo cambiamenti a lungo termine associati alla variabilità interdecadale della NAO, ma anche segnali interannuali. Le risposte degli ecosistemi terrestri alle fluttuazioni della NAO sono state documentate anche [Mysterud et al., questo volume]. In alcune parti d’Europa, ad esempio, molte specie vegetali hanno iniziato a fiorire prima e più a lungo a causa degli inverni sempre più caldi e umidi, e le variazioni nella NAO sono anche significativamente correlate con la crescita, lo sviluppo, la fertilità e le tendenze demografiche di molti animali terrestri. La NAO ha un’influenza dimostrata anche sulla fisica, idrologia, chimica e biologia degli ecosistemi d’acqua dolce in tutto l’NH [Straile et al., questo volume]. La crescente consapevolezza tra e le interazioni tra biologi e climatologi indubbiamente approfondiranno la nostra comprensione della questione critica della risposta degli ecosistemi alla variabilità climatica e al cambiamento climatico, e l’interesse reciproco nella NAO come fonte dominante di variabilità climatica sta fungendo da stimolo per questa ricerca interdisciplinare.

Per molteplici ragioni, quindi, c’è un interesse ampio e crescente per la NAO. Una migliore comprensione dei meccanismi fisici che governano la NAO e la sua variabilità da intrastagionale a interdecadale, e come i modi di variabilità naturale come la NAO possano essere influenzati dal cambiamento climatico antropogenico, sono questioni di ricerca di fondamentale importanza. Preparando il terreno per i successivi capitoli di revisione più dettagliati, iniziamo con una descrizione della struttura spaziale del clima e della variabilità climatica, includendo una breve discussione su come la NAO sia definita e come si relazioni con altri modelli prominenti di variabilità della circolazione atmosferica. Gli impatti della NAO sulla temperatura superficiale, le precipitazioni, le tempeste, l’oceano sottostante e il ghiaccio marino, e l’ecologia locale sono anche brevemente descritti, così come i meccanismi che molto probabilmente governano la variabilità della NAO. Concludiamo esprimendo i nostri pensieri su questioni aperte e sfide future.

2. LA STRUTTURA SPAZIALE DEL CLIMA E DELLA VARIABILITÀ CLIMATICA

La variabilità climatica è solitamente caratterizzata in termini di “anomalie”, dove un’anomalia è la differenza tra lo stato istantaneo del sistema climatico e la climatologia (lo stato medio calcolato su molti anni rappresentativo dell’epoca in considerazione). Poiché la struttura spaziale della variabilità climatica nelle zone extratropicali è fortemente dipendente dalla stagione [Wallace et al., 1993], è utile esaminare brevemente l’evoluzione stagionale dello stato medio su cui sono sovrapposte le variazioni climatiche.

2.1. Lo Stato Medio e le Onde Planetarie
Grandi cambiamenti nella distribuzione media della pressione al livello del mare (SLP) sull’Emisfero Nord sono evidenti dal inverno boreale (dicembre-febbraio) all’estate boreale (giugno-agosto, Figura 1). Forse i cambiamenti più notevoli si verificano sul continente asiatico, legati allo sviluppo dell’anticiclone siberiano durante l’inverno e del ciclone monsonico nel sud-est asiatico durante l’estate. Sopra gli oceani settentrionali, gli anticicloni subtropicali dominano durante l’estate, con il sistema di alta pressione delle Azzorre che copre quasi tutto l’Atlantico Nord. Questi anticicloni si indeboliscono e si spostano verso l’equatore in inverno, quando i centri di bassa pressione ad alte latitudini delle Aleutine e dell’Islanda predominano.

Poiché l’aria fluisce in senso antiorario intorno alle aree di bassa pressione e in senso orario intorno a quelle di alta pressione nell’Emisfero Nord, il flusso occidentale attraverso le latitudini medie del settore atlantico si verifica durante tutto l’anno. Il vigore del flusso è legato al gradiente di pressione meridionale, quindi i venti superficiali sono più forti durante l’inverno quando in media raggiungono circa 5 m s⁻¹ dagli Stati Uniti orientali attraverso l’Atlantico fino al nord Europa (Figura 2). Questi venti occidentali di media latitudine si estendono per tutta la troposfera e raggiungono il loro massimo (fino a 40 m s⁻¹) ad un’altezza di circa 12 km. Questo “getto” corrisponde approssimativamente al percorso delle tempeste (disturbi atmosferici che operano su scale temporali di giorni) che viaggiano tra il Nord America e l’Europa. Sull’Atlantico subtropicale, i prevalenti venti alisei di superficie nord-orientali sono relativamente costanti ma più forti durante l’estate boreale.Nella troposfera media (~ 5-6 km), la mappa invernale boreale del campo di altezza geopotenziale mostra una inclinazione verso ovest con l’elevazione dei cicloni e degli anticicloni di alta latitudine (Figura 3). Si osserva una chiara configurazione a “numero d’onda due” con depressioni a bassa pressione sopra il nord-est del Canada e appena a est dell’Asia, e cresti di alta pressione appena a ovest dell’Europa e del Nord America. Queste forti asimmetrie zonali riflettono le cosiddette “onde stazionarie” che sono forzate principalmente dai contrasti di riscaldamento tra continente e oceano e dalla presenza delle catene montuose delle Rocce e dell’Himalaya. In estate, il flusso è molto più debole e simmetrico, coerente con una distribuzione molto più uniforme della radiazione solare dall’equatore al polo.

Sebbene i modelli di onde a scala planetaria (Figura 3) siano geograficamente ancorati, cambiano nel tempo sia a causa dei modelli di riscaldamento nell’atmosfera che variano sia a causa di processi interni (caotici). L’ampiezza e la struttura della variabilità della media stagionale del campo di altezza geopotenziale a 500 hPa (Figura 4) sono caratterizzate da una forte dipendenza longitudinale con massima varianza temporale sopra gli oceani settentrionali, specialmente durante l’inverno boreale. La dipendenza dalla frequenza del modello invernale è sottile: le mappe della variabilità dei dati medi mensili, o dei dati filtrati per mantenere fluttuazioni entro specifiche bande di frequenza (ad es., 60-180 giorni), mostrano anche massimi di varianza distinti a 500 hPa sopra gli oceani Atlantico e Pacifico, anche se i contrasti longitudinali diventano progressivamente più evidenti man mano che si esaminano scale temporali più lunghe [Kushnir e Wallace, 1989]. In confronto, durante la maggior parte dell’NH, le deviazioni standard delle altezze a 500 hPa dell’estate boreale sono solo circa la metà di quelle delle medie invernali (Figura 4) [vedi anche Wallace et al., 1993].

La Figura 1 mostra la distribuzione media della pressione al livello del mare (MSLP) per l’inverno boreale (dicembre-febbraio) nella parte superiore e per l’estate boreale (giugno-agosto) nella parte inferiore. I dati sono tratti dal progetto di rianalisi NCEP/NCAR per il periodo 1958-2001.

Analisi della figura:

1. Inverno boreale (Parte superiore):
   • Centri principali di bassa pressione: uno sulle Aleutine, uno sull’Islanda, e uno a est dell’Asia. Questi sono associati a intensa attività ciclonica nelle regioni polari e subpolari.
   • Un centro di alta pressione è evidente sulla Siberia, tipico dell’anticiclone siberiano durante l’inverno.
   • La configurazione mostra un forte contrasto nel gradiente di pressione, indicativo di venti intensi e condizioni meteorologiche attive.
2. Estate boreale (Parte inferiore):
   • La configurazione della pressione è meno intensa, con riduzione della forza dei sistemi di bassa pressione e degli anticicloni.
   • La figura mostra un gradiente di pressione meno marcato, coerente con un flusso atmosferico generalmente più debole e meno attività ciclonica.
   • Le alte pressioni sono più frequenti nelle regioni subtropicali, indicando la dominanza degli anticicloni subtropicali durante l’estate.

Dettagli tecnici:

• Incremento dei contorni: 4 hPa.
• Questi modelli sono essenziali per comprendere le variazioni stagionali nelle condizioni meteorologiche e come influenzano fenomeni come i percorsi delle tempeste e le variazioni delle temperature stagionali.

Questa rappresentazione grafica aiuta a visualizzare come la pressione al livello del mare cambia tra le stagioni e come queste variazioni possono influenzare la meteorologia su larga scala.

2.2. Teleconnessioni: La PNA e la NAO Una conseguenza del comportamento transitorio delle onde planetarie atmosferiche è che le anomalie climatiche su scale temporali stagionali si verificano tipicamente su vaste aree geografiche. Alcune regioni possono risultare più fredde o forse più secche della media, mentre, contemporaneamente, a migliaia di chilometri di distanza, prevale un clima più caldo e umido. Queste variazioni simultanee del clima, spesso di segno opposto, in parti distanti del globo sono comunemente denominate “teleconnessioni” nella letteratura meteorologica [Wallace e Gutzler, 1981; Esbensen, 1984; Barnston e Livezey, 1987; Kushnir e Wallace, 1989; Trenberth et al., 1998]. Sebbene la loro natura precisa e la forma varino in qualche misura a seconda della metodologia statistica e del set di dati impiegato nell’analisi, emergono caratteristiche regionali coerenti che identificano i modelli più evidenti.

Le teleconnessioni più prominenti sull’Emisfero Nord sono senza dubbio i pattern NAO (Oscillazione Nord Atlantica) e PNA (Pacifico-Nord Americano). Entrambi i modelli presentano la massima ampiezza durante i mesi invernali boreali, e la loro struttura spaziale nella media troposfera è illustrata più semplicemente attraverso mappe di correlazione a un punto (Figura 5). Queste mappe sono costruite correlando le serie temporali dell’altezza a 500 hPa in un “punto di griglia di riferimento” con le serie temporali corrispondenti in tutti i punti di griglia [ad esempio, Wallace e Gutzler, 1981].

Il modello di teleconnessione della PNA ha quattro centri di azione. Sull’Oceano Pacifico Nord, le fluttuazioni dell’altezza geopotenziale vicino alle Isole Aleutine variano in modo sfasato rispetto a quelle a sud, formando un’altalena bilanciata lungo la posizione media del getto subtropicale del Pacifico (Figura 2). Sul Nord America, le variazioni di altezza geopotenziale sul Canada occidentale e il nord-ovest degli Stati Uniti sono negativamente correlate con quelle sul sud-est degli Stati Uniti, ma sono positivamente correlate con il centro del Pacifico subtropicale.

L’importanza delle localizzazioni e delle rispettive fasi dei quattro centri della PNA è la loro relazione con la circolazione atmosferica media (Figura 3). Come affermato da Kushnir [2002], le variazioni nel modello della PNA “rappresentano variazioni nella sinuosità del flusso atmosferico nella metà occidentale dell’emisfero e quindi i cambiamenti nella migrazione nord-sud delle grandi masse d’aria del Pacifico e del Nord America e del loro tempo associato”.

Su scale temporali interannuali, le anomalie della circolazione atmosferica sul Pacifico Nord, inclusa la PNA, sono collegate ai cambiamenti nelle temperature della superficie del mare del Pacifico tropicale associati al fenomeno El Niño/Oscillazione Meridionale (ENSO). Questa associazione riflette principalmente la teleconnessione dinamica alle alte latitudini forzata dalla forte convezione nei tropici [vedi Trenberth et al., 1998 per una revisione]. Il modello della PNA è talvolta considerato, quindi, come il braccio extratropicale dell’ENSO, così come il simile modello di teleconnessione del Pacifico Sud Americano (PSA) nell’emisfero sud [SH; Kiladis e Mo, 1998].

Una significativa variabilità della PNA si verifica anche in assenza di ENSO, indicando che la PNA è una “modalità interna” di variabilità atmosferica. Allo stesso modo, la NAO non deve la sua esistenza alle interazioni accoppiate oceano-atmosfera-terra [Thompson et al., questo volume; Czaja et al., questo volume], come è evidente dalle osservazioni e dagli esperimenti con modelli climatici che non includono la variabilità della SST, del ghiaccio marino o della superficie terrestre (vedi sezione 6.1 e Figura 19). A differenza dell’aspetto ondulatorio della PNA, la NAO è principalmente un dipolo nord-sud caratterizzato da anomalie di altezza fuori fase simultanee tra le latitudini temperate e alte sopra il settore atlantico (Figura 5; sezione 3). Sia la NAO che la PNA si riflettono anche nei modelli spaziali delle due principali funzioni ortogonali empiricamente determinate (EOF) dell’altezza a 500 hPa dell’emisfero nord in inverno boreale (non mostrate), ma per vederle chiaramente è necessario ruotare le EOF in modo che semplifichi la loro struttura spaziale [ad es., Barnston e Livezey, 1987; Kushnir e Wallace, 1989]. Questo è meno problematico in superficie, tuttavia, dove la NAO domina la principale EOF del campo di pressione al livello del mare (SLP) dell’emisfero nord [sezione 3.2; vedi anche Kutzbach, 1970; Rogers, 1981; Trenberth e Paolino, 1981; Thompson et al., questo volume]. Analizzare la SLP consente anche di valutare il comportamento a lungo termine della NAO, poiché una lunga serie di carte SLP sull’emisfero nord inizia nel 1899 [Trenberth e Paolino, 1980], a differenza delle carte dell’altezza a 500 hPa che sono limitate al periodo dopo il 1947. Inoltre, sono disponibili registrazioni strumentali ancora più lunghe delle variazioni della SLP, specialmente dalle stazioni europee [Jones et al., questo volume]. Pertanto, nel seguito, esamineremo la struttura spaziale e l’evoluzione temporale della NAO in modo più dettagliato dalle registrazioni della SLP.

La Figura 2 presenta i venti vettoriali medi per l’inverno boreale (dicembre-febbraio) e l’estate boreale (giugno-agosto) per due diversi livelli di pressione atmosferica: 1000 hPa, che è vicino alla superficie terrestre, e 200 hPa, che corrisponde alla alta troposfera, tipicamente associata alla corrente a getto.

Analisi della figura:

1. Inverno boreale (parte superiore della figura)
   • 1000 hPa (sinistra): Mostra i venti vicino alla superficie, con una predominanza di movimenti circolari indicativi di sistemi di bassa pressione, caratteristici delle condizioni invernali che portano sistemi tempestosi.
   • 200 hPa (destra): I venti sono generalmente più forti e organizzati, seguendo la traiettoria della corrente a getto con un movimento più uniforme e circolare attorno all’emisfero.
2. Estate boreale (parte inferiore della figura)
   • 1000 hPa (sinistra): I venti vicino alla superficie sono più deboli e meno organizzati rispetto all’inverno, riflettendo la riduzione della differenza di temperatura tra l’equatore e i poli.
   • 200 hPa (destra): I venti sono meno intensi e la corrente a getto è meno evidente e più frammentata, indicativa della diminuzione dell’attività dei sistemi tempestosi durante l’estate.

Dettagli tecnici:

• Vettori di scala: Indicano la lunghezza dei vettori vento in rapporto alla loro velocità in metri al secondo (m s⁻¹).
• I dati utilizzati sono dal 1958 al 2001, fornendo una rappresentazione media a lungo termine dei venti a questi due livelli specifici.

Questa figura è essenziale per visualizzare come la distribuzione e l’intensità dei venti cambino stagionalmente e con l’altitudine, riflettendo le dinamiche complesse dell’atmosfera terrestre.

La Figura 3 rappresenta l’altezza geopotenziale media a 500 hPa per l’inverno boreale (dicembre-febbraio) e l’estate boreale (giugno-agosto), utilizzando dati raccolti nel periodo 1958-2001. Questo livello di pressione, tipico della media troposfera, è cruciale per l’analisi dei grandi movimenti atmosferici e dei modelli di circolazione.

Analisi della figura:

1. Inverno boreale (parte superiore):
   • I contorni spessi rappresentano l’altezza geopotenziale ogni 120 gpm (geopotential meters). Si notano forti anomalie e variazioni significative, con sistemi di bassa e alta pressione ben definiti.
   • I contorni sottili (ogni 20 gpm, escluso il contorno zero) mostrano le deviazioni dalla media zonale. Le ombreggiature scure indicano deviazioni negative, mentre le ombreggiature chiare rappresentano deviazioni positive. Queste illustrano come specifiche regioni si discostino dalla media zonale, evidenziando aree di alta e bassa pressione atmosferica.
2. Estate boreale (parte inferiore):
   • Anche in estate, i contorni spessi rappresentano l’altezza geopotenziale a intervalli di 120 gpm. Le configurazioni mostrano meno estremi rispetto all’inverno, riflettendo una stagione tipicamente meno turbolenta a livello atmosferico.
   • I contorni sottili e le ombreggiature funzionano come nella mappa invernale, ma con meno variazione estrema.

Importanza della figura:

• Stagionalità: Le mappe mostrano chiaramente le differenze stagionali nelle altezze geopotenziali, con configurazioni più complesse e variegate durante l’inverno, rispetto a quelle più uniformi e meno variabili dell’estate.
• Analisi Climatica: L’altezza geopotenziale a 500 hPa è fondamentale per comprendere i movimenti atmosferici e prevedere i cambiamenti nei modelli meteorologici.

Questo tipo di visualizzazione aiuta i meteorologi e gli scienziati del clima a interpretare e prevedere i cambiamenti nel clima e nella circolazione atmosferica basati su dati storici consolidati.

La Figura 4 mostra la variabilità interannuale dell’altezza geopotenziale a 500 hPa per l’inverno boreale (dicembre-febbraio) e l’estate boreale (giugno-agosto), usando dati raccolti nel periodo 1958-2001.

Analisi della figura:

1. Inverno boreale (parte superiore):
   • I contorni rappresentano l’altezza geopotenziale con un incremento di contorno di 10 gpm (geopotential meters). Le aree con contorni più densi indicano regioni di maggiore variabilità interannuale, dove le altezze geopotenziali cambiano significativamente da un anno all’altro.
   • Le ombreggiature mostrano le regioni con maggiore variabilità, indicando aree dove le condizioni atmosferiche sono più instabili o variabili nel corso degli anni.
2. Estate boreale (parte inferiore):
   • Analogamente all’inverno, i contorni mostrano l’altezza geopotenziale con lo stesso incremento di contorno. Le configurazioni tendono ad essere meno intense rispetto all’inverno, riflettendo una minore variabilità atmosferica durante i mesi estivi.
   • Le ombreggiature meno intense in estate indicano una variabilità più contenuta, che è tipica della stagione data la minore differenza di temperatura tra le zone equatoriali e polari.

Importanza della figura:

• Variabilità stagionale: La figura mette in evidenza le differenze nella variabilità geopotenziale tra le stagioni, essenziale per capire come cambiano i pattern climatici globali e la circolazione atmosferica durante l’anno.
• Previsione meteorologica: La comprensione delle regioni con alta variabilità aiuta i meteorologi a prevedere potenziali cambiamenti nei pattern climatici, influenzando tutto dalla previsione del tempo a lungo termine alla pianificazione agricola e alla gestione delle risorse idriche.

Questa visualizzazione aiuta a identificare le regioni dell’atmosfera terrestre che sono particolarmente sensibili ai cambiamenti interannuali, facilitando la ricerca e l’analisi delle dinamiche climatiche e meteorologiche.

La Figura 5 mostra le mappe di correlazione a un punto degli altezze geopotenziali a 500 hPa durante l’inverno boreale (dicembre-febbraio) per il periodo 1958-2001.

Dettagli delle mappe:

• Pannello superiore: Il punto di riferimento è a 45ºN, 165ºW, che corrisponde al centro principale di azione del modello della PNA (Pacific-North American pattern). Questo punto è scelto per evidenziare le correlazioni di questo specifico modello di circolazione atmosferica.
• Pannello inferiore: Il punto di riferimento è a 65ºN, 30ºW, utilizzato per illustrare il modello della NAO (North Atlantic Oscillation). Questo punto si trova in una regione tipicamente influenzata dalla NAO.

Interpretazione delle correlazioni:

• Le linee continue rappresentano correlazioni positive, indicando che un aumento delle altezze geopotenziali nel punto di riferimento è generalmente associato ad un aumento simile nelle regioni circostanti.
• Le linee tratteggiate indicano correlazioni negative, suggerendo che un aumento delle altezze geopotenziali nel punto di riferimento è associato ad una diminuzione nelle regioni circostanti.
• L’incremento di contorno è di 0.2, e il contorno zero è stato escluso per enfatizzare solo le correlazioni significative.

Importanza delle mappe:

Queste mappe sono utili per visualizzare come variazioni in un punto specifico possono essere collegate a cambiamenti in altre parti dell’atmosfera globale, illustrando l’influenza estesa dei modelli climatici come la PNA e la NAO. Le correlazioni mostrate possono aiutare i ricercatori a comprendere meglio le dinamiche interne di questi grandi sistemi di circolazione e come influenzano il tempo e il clima in diverse parti del mondo. Questa analisi è particolarmente rilevante per studi sulla variabilità climatica e per la previsione meteorologica a lungo termine.

3. LA FIRMA SPAZIALE DELLA NAO Non esiste un unico modo per “definire” la NAO. Un approccio è attraverso mappe di correlazione a un punto concettualmente semplici (ad esempio, Figura 5), identificando la NAO attraverso regioni di massima correlazione negativa sopra l’Atlantico Nord [Wallace e Gutzler, 1981; Kushnir e Wallace, 1989; Portis et al., 2001]. Un’altra tecnica è l’analisi EOF (o analisi delle componenti principali). In questo approccio, la NAO è identificata dagli autovettori della matrice di cross-covarianza (o cross-correlazione), calcolata dalle variazioni temporali dei valori di griglia della pressione al livello del mare (SLP) o di qualche altra variabile climatica. Gli autovettori, vincolati ad essere spazialmente e temporalmente ortogonali agli altri, vengono poi scalati in base alla quantità di varianza totale dei dati che spiegano. Questo approccio lineare assume che gli stati preferenziali di circolazione atmosferica si presentino a coppie, nei quali le anomalie di polarità opposta hanno la stessa struttura spaziale. In contrasto, le anomalie climatiche possono anche essere identificate attraverso tecniche di analisi dei cluster, che cercano modelli ricorrenti di una specifica ampiezza e segno. Gli algoritmi di clustering identificano i “regimi” meteorologici o climatici, che corrispondono ai picchi nella funzione di densità di probabilità dello spazio di fase climatico [Lorenz, 1963]. L’interesse per questa interpretazione non lineare della variabilità atmosferica è in crescita e di recente ha trovato applicazioni nel quadro climatico [ad esempio, Palmer, 1999; Corti et al., 1999; Cassou e Terray, 2001a,b; vedi anche Monahan et al., 2000; 2001]. Nel seguito, confronteremo i modelli spaziali della NAO come stimati sia dalle tradizionali tecniche EOF che dalle tecniche di clustering.

3.1. Analisi EOF della Pressione al Livello del Mare nell’Atlantico Settentrionale

Gli autovettori principali della matrice di cross-covarianza, calcolati a partire dalle anomalie stagionali (media di 3 mesi) della pressione al livello del mare (SLP) nel settore dell’Atlantico Settentrionale (da 20ºN a 70ºN; da 90ºW a 40ºE), sono illustrati nella Figura 6. I modelli sono molto simili se basati sulla matrice di cross-correlazione (non mostrata). I modelli sono presentati in termini di ampiezza, ottenuta dalla regressione delle anomalie della SLP emisferica sulla serie temporale della componente principale (PC) principale dal dominio atlantico.

Le anomalie di ampiezza maggiore nella SLP si verificano durante i mesi invernali boreali; tuttavia, durante tutto l’anno, il modello principale di variabilità è caratterizzato da un dipolo di pressione superficiale, e quindi può essere visto come la NAO, sebbene il modello spaziale non sia stazionario [Barnston e Livezey, 1987; Hurrell e van Loon, 1997; Portis et al., 2001]. Poiché gli autovettori sono, per definizione, strutturati per spiegare la massima varianza, è prevedibile che i “centri di azione” delle EOF principali coincidano con le regioni di variabilità più forte, e il movimento di queste regioni attraverso il ciclo annuale si riflette nella Figura 6.La NAO è l’unico modello di teleconnessione evidente durante tutto l’anno nell’emisfero nord [Barnston e Livezey, 1987]. Durante la stagione invernale (dicembre-febbraio), essa rappresenta più di un terzo della varianza totale della pressione al livello del mare (SLP) sull’Atlantico Settentrionale e appare con una leggera orientazione da nord-ovest a sud-est. Nella cosiddetta fase positiva, pressioni superficiali superiori alla norma a sud del 55ºN si combinano con una vasta regione di pressione bassa anomala in tutto l’Artico per rafforzare il gradiente di pressione meridionale climatologico (Figura 1). Le anomalie di ampiezza maggiore si verificano nelle vicinanze dell’Islanda e attraverso la Penisola Iberica. La fase positiva della NAO è associata a venti occidentali superficiali più forti della media attraverso le medie latitudini dell’Atlantico verso l’Europa, con un flusso anomalo meridionale sull’est degli Stati Uniti e un flusso anomalo settentrionale attraverso l’Artico canadese e il Mediterraneo (Figura 7).

La NAO è ben separata (e quindi meno probabile che sia influenzata da errori di campionamento statistico) in tutte le stagioni dal secondo autovettore, secondo il criterio di North et al. [1982]. Il secondo EOF, che assomiglia al modello dell’Atlantico Est (EA) durante i mesi invernali e primaverili, rappresenta generalmente circa il 15% della varianza totale della SLP (non mostrato). Entro la primavera boreale (marzo-maggio), la NAO appare come un dipolo nord-sud con un centro di azione meridionale vicino alle Azzorre. Sia l’estensione spaziale che l’ampiezza delle anomalie della SLP sono minori rispetto all’inverno, ma non di molto, e l’EOF principale spiega il 30% della varianza della SLP. L’ampiezza, l’estensione spaziale e la percentuale della variabilità totale della SLP spiegata dalla NAO raggiungono i minimi durante la stagione estiva (giugno-agosto), quando i centri di azione sono sostanzialmente più a nord e a est rispetto all’inverno. Entro l’autunno (settembre-novembre), la NAO assume un’orientazione più da sud-ovest a nord-est, con anomalie della SLP nel centro di azione settentrionale comparabili in ampiezza a quelle durante la primavera.

La maggior parte degli studi sulla NAO si concentra sui mesi invernali dell’emisfero nord, quando l’atmosfera è più dinamicamente attiva e le perturbazioni raggiungono le loro ampiezze più grandi. Di conseguenza, l’influenza della NAO sulla temperatura superficiale e sulle precipitazioni (sezioni 5.1 e 5.2), così come sugli ecosistemi (sezione 5.4), è anch’essa massima in questo periodo dell’anno. Come fanno la maggior parte degli altri capitoli di questo volume, ci concentriamo d’ora in poi sulle variazioni invernali. Tuttavia, non si deve trascurare che fluttuazioni coerenti di pressione superficiale, temperatura e precipitazioni si verificano durante tutto l’anno sull’Atlantico Settentrionale, e che la variabilità decennale e a più lungo termine non è limitata all’inverno. Ad esempio, Hurrell et al. [2001; 2002] e Hurrell e Folland [2002] documentano significative fluttuazioni interannuali e pluri-decennali nel modello estivo della NAO (Figura 6), inclusa una tendenza verso un flusso anticiclonico persistente sull’Europa settentrionale che ha contribuito a condizioni insolitamente calde e secche negli ultimi decenni [vedi anche Sexton et al., 2002; Rodwell, questo volume]. Inoltre, la vigorosa NAO invernale può interagire con i componenti più lenti del sistema climatico (in particolare l’oceano) per lasciare anomalie superficiali persistenti nelle parti successive dell’anno che possono influenzare significativamente l’evoluzione del sistema climatico [Czaja et al., questo volume; Rodwell, questo volume]. Indubbiamente, sono necessari ulteriori esami del ciclo annuale del clima e dei cambiamenti climatici sull’Atlantico, così come dei meccanismi responsabili di tali variazioni. Il fatto che il modello spaziale della NAO rimanga sostanzialmente simile durante tutto l’anno non implica che tenda anche a persistere nella stessa fase per lungo tempo. Al contrario, è altamente variabile, tendendo a cambiare la sua fase da un mese all’altro (sezione 4), e il suo comportamento a lungo termine riflette l’effetto combinato del tempo di residenza in una data fase e della sua ampiezza in essa.

La Figura 6 mostra le principali funzioni ortogonali empiriche (EOF 1) delle anomalie medie stagionali della pressione al livello del mare (SLP) nel settore dell’Atlantico Settentrionale (da 20ºN a 70ºN, da 90ºW a 40ºE), e la percentuale della varianza totale che esse spiegano per ciascuna stagione.

Dettagli della figura:

1. Disposizione e stagioni:
   • Le immagini sono disposte per stagione: inverno boreale (DJF), primavera boreale (MAM), estate boreale (JJA), e autunno boreale (SON).
   • Ciascun pannello indica la percentuale di varianza totale spiegata da questa funzione ortogonale per quella stagione specifica, con valori come 36.7% per l’inverno e 22.1% per l’estate.
2. Interpretazione dei contorni e ampiezza:
   • I contorni rappresentano le anomalie di pressione al livello del mare espressi in hPa, ottenute dalla regressione delle anomalie della pressione al livello del mare emisferica sulla serie temporale della componente principale principale.
   • L’incremento del contorno è di 0.5 hPa e il contorno zero è stato escluso, focalizzandosi così sulle variazioni significative.
   • Le anomalie sono rappresentate in ampiezza, mostrando aree di alta e bassa pressione relative alla media climatologica.
3. Implicazioni climatiche:
   • Inverno (DJF): La percentuale più alta di varianza spiegata indica che la configurazione del pattern della NAO è più marcata e ha un impatto maggiore sul clima dell’Atlantico Settentrionale durante l’inverno.
   • Estate (JJA): Una percentuale più bassa di varianza spiegata rispecchia un impatto meno pronunciato del pattern della NAO sul clima estivo.

Importanza della figura:

Queste mappe sono cruciali per comprendere come le variazioni nella pressione al livello del mare influenzano i modelli climatici stagionali nell’Atlantico Settentrionale. Aiutano a visualizzare la forza e l’ampiezza delle anomalie climatiche associate alla NAO e come queste differiscono significativamente tra le stagioni. Questa informazione è essenziale per gli studi climatici, la previsione meteorologica e la pianificazione di risposta ai cambiamenti climatici a lungo termine nell’area dell’Atlantico Settentrionale.

La Figura 7 mostra la differenza nella pressione media al livello del mare e nei venti a 1000 hPa tra le fasi positive (alte) e negative (basse) dell’indice NAO durante l’inverno boreale (dicembre-febbraio). Questi compositi sono costruiti utilizzando i dati invernali (dalle rianalisi NCEP/NCAR del periodo 1958-2001) quando la magnitudine dell’indice NAO (definita come la serie temporale della componente principale della funzione ortogonale empirica principale della pressione al livello del mare nel settore atlantico, come nelle Figure 6 e 10) supera una deviazione standard. Nove inverni sono inclusi in ogni composito.

Dettagli della figura:

• Contorni: I contorni rappresentano la differenza di pressione al livello del mare, con un incremento di contorno di 2 hPa. I valori negativi sono indicati dai contorni tratteggiati, e il contorno zero è stato escluso. Questo mette in evidenza le aree di alta e bassa pressione relative rispetto alla media climatologica durante i periodi di indice NAO elevato o ridotto.
• Venti a 1000 hPa: Le frecce rappresentano i venti a 1000 hPa, mostrando la direzione e l’intensità del flusso d’aria. Il vettore di scala è di 3 m/s, che aiuta a quantificare l’intensità dei venti mostrati sulla mappa.

Implicazioni della figura:

• Influenza della NAO: La figura illustra visivamente come la NAO influenzi la distribuzione della pressione e dei modelli di vento sull’Atlantico Settentrionale durante l’inverno. Le fasi positive della NAO sono associate a pressioni più elevate del normale a sud del 55ºN e a una regione estesa di bassa pressione sull’Artico, che intensifica il gradiente di pressione meridionale climatologico e, di conseguenza, i venti occidentali superficiali più forti attraverso le medie latitudini dell’Atlantico verso l’Europa.
• Applicazioni pratiche: Questa visualizzazione è cruciale per i meteorologi e i climatologi per comprendere le variazioni stagionali e interannuali nel clima dell’Atlantico Settentrionale, influenzando la previsione meteorologica e i modelli climatici a lungo termine.

La figura fornisce una chiara rappresentazione di come le oscillazioni nel sistema climatico, come la NAO, possano avere impatto significativo e misurabile sulla circolazione atmosferica e i modelli climatici su scala regionale e globale.

3.2. Analisi EOF della Pressione al Livello del Mare dell’Emisfero Settentrionale

Un noto limite dell’analisi EOF è che gli autovettori sono costrutti matematici, vincolati dalla loro mutua ortogonalità e dalla massimizzazione della varianza sull’intero dominio di analisi. Di conseguenza, non c’è garanzia che rappresentino modi fisici/dinamici del sistema climatico. Un’analisi EOF, ad esempio, non rivelerà chiaramente due pattern che sono sovrapposti linearmente se tali pattern non sono ortogonali. Inoltre, i valori di carico degli EOF non riflettono il comportamento locale dei dati: valori dello stesso segno in due punti spaziali differenti in un EOF non implicano che questi due punti siano significativamente correlati. Questo significa che la struttura del pattern di un particolare EOF deve essere interpretata con attenzione [ad esempio, Dommenget e Latif, 2002]. Queste questioni sono state al centro di un recente dibattito [Deser, 2000; Wallace, 2000; Ambaum et al., 2001] su se la NAO sia un’espressione regionale di una modalità di variabilità più ampia (emisferica) nota come Oscillazione Artica (AO) o, come è più recentemente definita, la Modalità Annuale dell’Emisfero Nord [NAM; Thompson et al., questo volume].Il NAM è definito come il primo EOF dei dati di SLP invernali dell’NH (20º-90ºN) (mostrato nella Figura 8, pannello superiore, basato sulla matrice di cross-covarianza). Esso spiega il 23% della varianza media dell’inverno esteso (dicembre-marzo) ed è chiaramente dominato dalla struttura della NAO nel settore atlantico. Sebbene ci siano alcune differenze sottili rispetto al modello regionale (Figura 8, pannello inferiore) sull’Atlantico e sull’Artico, la principale differenza è rappresentata dalle anomalie di maggiore ampiezza sul Nord Pacifico dello stesso segno di quelle sull’Atlantico. Questa caratteristica conferisce al NAM una struttura quasi anulare (o zonalmente simmetrica) che riflette un’altalena meridionale più su scala emisferica in SLP tra le latitudini polari e medie. Sebbene identificato per la prima volta da Lorenz [1951] nei dati mediati zonalmente e da Kutzbach [1970], Wallace e Gutzler [1981], e Trenberth e Paolino [1981] nei dati grigliati, Thompson e Wallace [1998; 2000] hanno recentemente argomentato con forza che il NAM è una struttura fondamentale della variabilità climatica dell’NH, e che la NAO “regionale” riflette la modifica della modalità anulare da forzature zonalmente asimmetriche, come la topografia e i contrasti di temperatura terra-oceano. Segue quindi che la prospettiva della modalità anulare è critica per comprendere i processi che danno origine alle variazioni del NAM (o NAO) [vedi anche Wallace, 2000; Hartmann et al., 2000].

Gli argomenti a favore dell’esistenza del NAM, descritti in molto più dettaglio da Thompson et al. [questo volume], includono i seguenti punti: (1) la componente zonalmente simmetrica del NAM è evidente nei principali EOF di altezze e venti dalla superficie fino alla stratosfera, con variabilità in quest’ultima regione dominata da una modalità veramente anulare; (2) la forte somiglianza del NAM con il modello spaziale di variabilità della circolazione nell’Emisfero Sud, noto come Modalità Annuale Australe (SAM); (3) la “firma” del NAM nei profili meridionali della varianza da mese a mese della circolazione mediata zonalmente; e (4) il fatto che il NAM sembra orchestrare il tempo e il clima su tutto l’emisfero, non solo nel settore atlantico, su scale temporali che vanno dalle settimane ai decenni. Questo punto di vista suggerisce chiaramente che il NAM riflette processi dinamici che trascendono il settore atlantico. Non è tuttavia una visione universalmente accettata [Kerr, 1999].

Deser [2000] ha sostenuto che il NAM non è un modello di teleconnessione nel senso che ci sono solo deboli correlazioni tra i centri di latitudine media dell’Atlantico e del Pacifico su scale temporali intra-stagionali (da mese a mese) e interannuali. Inoltre, mentre le fluttuazioni interannuali nella pressione al livello del mare (SLP) sui centri d’azione artici e atlantici sono significativamente (negativamente) correlate (ad esempio, Figura 5), i centri artici e pacifici non lo sono. Questo la porta a concludere che “il carattere anulare dell’AO è più una riflessione della dominanza del suo centro d’azione artico che di qualsiasi comportamento coordinato dei centri atlantici e pacifici”. Ambaum et al. [2001] giungono a una conclusione simile, ma basandosi anche su una valutazione della coerenza fisica tra le strutture del NAM e della NAO nella SLP e i modelli principali di variabilità in altre variabili climatiche indipendenti.

In particolare, dimostrano che i principali EOF della pressione al livello del mare (SLP), dei venti della bassa troposfera e della temperatura sul settore atlantico sono dinamicamente correlati e sono rappresentazioni chiare della NAO, mentre la stessa analisi applicata al dominio emisferico produce risultati e modelli molto diversi che non sono ovviamente correlati. Invece, sul settore del Pacifico, mostrano che la coerenza dinamica tra i campi emerge per la PNA. Ambaum et al. [2001] notano anche che la variabilità del NAM è sovrapposta a una climatologia fortemente zonalmente asimmetrica (Figure 1-3), in modo tale che non corrisponde a una modulazione uniforme delle caratteristiche climatologiche. Nella fase positiva del NAM (rappresentata nella Figura 8), i getti subtropicali e polari troposferici dell’Atlantico Nord (Figura 2) sono rinforzati, ma il getto subtropicale nel Pacifico è indebolito.

Mentre gli argomenti sopra suggeriti indicano che il paradigma della NAO può essere più robusto e fisicamente rilevante per la variabilità dell’emisfero nord, il dibattito non è concluso. Di recente, ad esempio, Wallace e Thompson [2002] suggeriscono che la mancanza di teleconnessione tra i settori atlantico e pacifico è coerente con il NAM se è presente una seconda modalità che favorisce un comportamento in opposizione di fase tra questi settori. Suggeriscono che questa modalità potrebbe essere la PNA. Comunque, il punto importante è che i meccanismi fisici associati al comportamento del modo anulare possono essere molto rilevanti per comprendere l’esistenza della NAO, indipendentemente dalla robustezza del paradigma del NAM. Ad esempio, come precedentemente notato, il principale modello di variabilità invernale nella bassa stratosfera è chiaramente anulare, ma il modello di anomalie della SLP associato è quasi interamente confinato ai settori artico e atlantico e coincide con la struttura spaziale della NAO [ad esempio, Perlwitz e Graf, 1995; Kodera et al., 1996; Thompson e Wallace, 1998; Deser, 2000].

Thompson et al. [questo volume] presentano una panoramica approfondita delle dinamiche che governano il comportamento del modo anulare, inclusa una discussione sui meccanismi attraverso i quali la variabilità anulare nella stratosfera potrebbe guidare variazioni simili alla NAO nel clima superficiale.

La Figura 8 illustra le principali funzioni ortogonali empiriche (EOF 1) delle anomalie medie di pressione al livello del mare (SLP) durante l’inverno (dicembre-marzo) per due regioni distinte: l’emisfero settentrionale (20º-90ºN) e il settore dell’Atlantico Nord (20º-70ºN, 90ºW-40ºE). Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun aspetto della figura:

Panoramica Generale

• Le due mappe mostrano i pattern SLP che rappresentano il primo EOF di variazione della pressione al livello del mare per l’inverno, ciascuno evidenziando la struttura di variazione predominante in ciascuna area geografica.
• Le mappe indicano la percentuale della varianza totale spiegata da questi EOF, essenziale per comprendere quanto sia significativo ciascun pattern nel contesto della variabilità climatica stagionale.

Dettagli Specifici di Ogni Mappa

1. Mappa Superiore (NAM)
   • Copertura Geografica: Emisfero Settentrionale (20º-90ºN).
   • Varianza Spiegata: 23.5%.
   • Pattern Descritto: Mostra un modello di pressione anulare che si estende dall’Artico fino alle medie latitudini, influenzando ampie aree oltre il solo settore atlantico.
   • Struttura di Contorno: L’incremento di contorno è di 0.5 hPa, e il contorno zero è escluso per concentrarsi sulle variazioni significative di SLP.
2. Mappa Inferiore (NAO)
   • Copertura Geografica: Settore dell’Atlantico Nord (20º-70ºN, 90ºW-40ºE).
   • Varianza Spiegata: 39.6%.
   • Pattern Descritto: Mostra una forte dualità di alte e basse pressioni tra l’Islanda e l’area tropicale/subtropicale dell’Atlantico, tipica della NAO.
   • Struttura di Contorno: Come nella mappa superiore, l’incremento di contorno è 0.5 hPa, con l’esclusione del contorno zero.
   • Indicatori Geografici: I punti nella mappa rappresentano le località di Lisbona, Portogallo e Stykkisholmur, Islanda, utilizzate nell’indice NAO basato sulle stazioni di Hurrell [1995a] (vedi Figura 10).

Importanza delle Mappe

• Queste mappe forniscono una visualizzazione chiara di come la variabilità della pressione al livello del mare sia distribuita geograficamente durante l’inverno nelle regioni studiate.
• La distinzione tra le strutture di variabilità nell’Atlantico Nord e nell’intero emisfero settentrionale aiuta a comprendere meglio come i pattern regionali possano essere integrati o differenziati dai pattern su scala emisferica.
• L’alta percentuale di varianza spiegata nella mappa inferiore (NAO) rispetto a quella superiore (NAM) suggerisce una più forte impronta climatica della NAO nel settore dell’Atlantico Nord durante l’inverno.

Questi dettagli enfatizzano l’importanza di studiare e comprendere i pattern SLP stagionali per la loro influenza sul clima a scala regionale e globale, e per il loro potenziale impatto su previsioni meteorologiche a lungo termine e pianificazione climatica.

3.3. Analisi dei Cluster della Pressione al Livello del Mare dell’Atlantico Nord
La firma dinamica della variabilità interannuale nel dominio dell’Atlantico Nord può essere esaminata anche attraverso approcci non lineari, come l’analisi dei cluster o l’analisi delle componenti principali non lineari [Monahan et al., 2000; 2001]. In questo studio applichiamo il primo metodo a 100 anni di dati mensili della pressione al livello del mare (SLP) di dicembre-marzo, utilizzando le procedure di Cassou e Terray [2001a,b], che si basano sull’algoritmo di clustering di Michelangeli et al. [1995]. Le soluzioni sono robuste tra diversi algoritmi e insiemi di dati SLP (non mostrati). L’algoritmo di clustering applicato sul dominio atlantico (20º-70ºN; 90ºW-40ºE) identifica quattro regimi climatici invernali nella SLP (Figura 9). Due di questi corrispondono alle fasi negative e positive della Oscillazione Nord Atlantica (NAO), mentre il terzo e quarto regime mostrano rispettivamente una forte cresta anticiclonica e una depressione, entrambi al largo dell’Europa occidentale, che presentano alcune somiglianze con il pattern di teleconnessione EA [Wallace e Gutzler, 1981; Barnston e Livezey, 1987]. Entrambi i regimi della cresta e della NAO negativa si verificano in circa il 30% di tutti i mesi invernali dal 1900, mentre i regimi della NAO positiva e della depressione si verificano in circa il 20% di tutti i mesi invernali. Questi numeri sono sensibili al periodo di analisi, riflettendo il fatto che la dominanza di certi regimi varia nel tempo (sezione 4).

A differenza del tipico pattern della NAO identificato attraverso approcci lineari (ad esempio, Figure 5 e 6), alcune interessanti asimmetrie spaziali sono evidenti nella Figura 9. Particolarmente notevole è la differenza nella posizione delle anomalie di pressione delle medie latitudini tra i due regimi della NAO: in particolare, lo spostamento verso est (di circa 30º di longitudine) nel regime positivo rispetto a quello negativo. La principale differenza nel centro settentrionale è l’estensione verso nord-est delle anomalie di SLP durante i mesi del regime positivo della NAO. Queste asimmetrie spaziali non dipendono dal periodo di analisi: sono evidenti in sottoperiodi del set di dati SLP lungo circa 100 anni [C.Cassou, comunicazione personale]. Risultati simili, che indicano una non-linearità nella variabilità della NAO, sono stati trovati quando la serie temporale del PC della principale EOF del SLP dell’Atlantico (Figura 8) è stata utilizzata per definire e mediare insieme gli inverni con indice positivo e negativo (come quelli usati per costruire la Figura 7). La robustezza dello spostamento verso est della NAO nei mesi del regime positivo ha implicazioni interessanti per le conclusioni tratte recentemente dagli studi sui modelli climatici su come l’aumento delle concentrazioni di gas serra (GHG) potrebbe influenzare la struttura spaziale della NAO [Gillett et al., questo volume]. Ulbrich e Christoph [1999], ad esempio, hanno concluso che un futuro aumento della forzatura dei GHG potrebbe risultare in uno spostamento verso est dei centri di azione della NAO. I risultati dall’analisi dei regimi, tuttavia, suggeriscono che gli spostamenti longitudinali potrebbero derivare dall’eccitazione preferenziale dei regimi positivi della NAO, che sono intrinsecamente spostati verso est, piuttosto che da uno spostamento statico dei centri di pressione dell’Atlantico. Hilmer e Jung [2000] hanno documentato uno spostamento verso est dei centri di variabilità interannuale della NAO nel periodo 1978-1997 rispetto al 1958-1977, e hanno postulato che tale cambiamento potrebbe essere derivato da un cambiamento nelle statistiche di occupazione delle modalità fisse [vedi anche Lu e Greatbatch, 2002]. Come mostreremo di seguito, questo sembra essere il caso.

4. VARIABILITÀ TEMPORALE DELLA NAO
Dal momento che non esiste un modo unico per definire la struttura spaziale della NAO, ne consegue che non c’è un indice universalmente accettato per descrivere l’evoluzione temporale del fenomeno. Walker e Bliss [1932] costruirono il primo indice della NAO utilizzando una combinazione lineare di misurazioni di pressione superficiale e temperatura provenienti da stazioni meteorologiche su entrambi i lati del bacino atlantico [vedi anche Wallace, 2000; Wanner et al., 2001; Stephenson et al., questo volume]. A metà del XX secolo, gli indici del “ciclo dell’indice zonale” erano popolari [Namias, 1950; Lorenz, 1951 tra gli altri]. Questi indici caratterizzano le variazioni nella forza dei venti occidentali zonalmente mediati delle medie latitudini e riflettono quindi in gran parte le variazioni nella NAO [Wallace, 2000; Stephenson et al., questo volume; Thompson et al., questo volume]. Scienziati europei hanno introdotto molti altri indici, tutti fortemente correlati alla NAO ma generalmente poco conosciuti. Stephenson et al. [questo volume] descrivono alcuni di essi. Un esempio è l’“indice occidentale” di Lamb [1972], uno tra i diversi indici associati a un insieme di tipi di circolazione rilevanti per il clima del Regno Unito che sono ancora utilizzati nella ricerca oggi [C. Folland, comunicazione personale]. La maggior parte degli indici moderni della NAO sono derivati sia dalla semplice differenza nelle anomalie di pressione superficiale tra varie località del nord e del sud, sia dalla serie temporale del PC dell’EOF regionale leader del SLP.

Numerosi esempi del primo tipo esistono, solitamente basati su registrazioni strumentali da singole stazioni vicino ai centri di azione della NAO [ad esempio, Rogers, 1984; Hurrell, 1995a; Jones et al., 1997; Slonosky e Yiou, 2001], ma a volte da analisi SLP grigliate [ad esempio, Portis et al., 2001; Luterbacher et al., 2002]. Jones et al. [questo volume] discutono e confrontano vari indici basati su stazioni in dettaglio. Essi notano che un grande vantaggio della maggior parte di questi indici è la loro estensione fino alla metà del XIX secolo o prima, e presentano persino un nuovo indice strumentale della NAO da registrazioni di Londra e Parigi che risalgono alla fine del XVII secolo [vedi anche Slonosky et al., 2001].

Uno svantaggio degli indici basati su stazioni è che sono fissi nello spazio. Data la mobilità dei centri di azione della NAO durante il ciclo annuale (Figura 6), tali indici possono adeguatamente catturare la variabilità della NAO solo per parti dell’anno [Hurrell e van Loon, 1997; Portis et al., 2001; Jones et al., questo volume]. Inoltre, le pressioni delle singole stazioni sono significativamente influenzate da fenomeni meteorologici piccoli e transitori non correlati alla NAO e, quindi, contengono rumore [vedi Trenberth, 1984]. Hurrell e van Loon [1997] hanno mostrato, ad esempio, che il rapporto segnale-rumore degli indici stazionari della NAO comunemente utilizzati in inverno è vicino a 2.5, ma in estate scende quasi a unità.

Un vantaggio dell’approccio della serie temporale dei PC è che tali indici rappresentano in modo più ottimale il pattern spaziale completo della NAO; tuttavia, poiché si basano su dati SLP grigliati, possono essere calcolati solo per parti del XX secolo, a seconda della fonte dei dati. Di seguito confrontiamo un indice basato su stazioni con la serie temporale dei PC della principale EOF (PC1) sia del settore atlantico che del SLP NH. Presentiamo anche la cronologia temporale dell’occorrenza dei regimi della NAO identificati nella Figura 9. Tutti i confronti sono per la stagione invernale (dicembre-marzo). Osborn et al. [1999], Wallace [2000], Wanner et al. [2001], Portis et al. [2001], e Jones et al. [questo volume] presentano confronti quantitativi di questi e altri indici correlati alla NAO, questi ultimi due articoli anche per altre stagioni.

La figura 9 mostra i regimi climatici invernali (dicembre-marzo) della pressione al livello del mare (hPa) sopra il dominio dell’Atlantico Nord (da 20ºN a 70ºN e da 90ºW a 40ºE), utilizzando dati mensili dal 1900 al 2001. Ecco una spiegazione dettagliata per ciascun pannello della figura:Pannello (a) – NAO-

Questo pannello illustra il regime della fase negativa della Oscillazione Nord Atlantica (NAO-). Le aree ombreggiate indicano dove le differenze di pressione superano il livello di confidenza del 95% basato su statistiche T e F. La percentuale del 29.3% nell’angolo in alto a destra mostra la frequenza con cui si verifica questo cluster durante i mesi invernali dal 1900. Si nota una concentrazione di alte pressioni sull’Oceano Atlantico e basse pressioni sulle latitudini più alte verso l’Artico.

Pannello (b) – NAO+

Il secondo pannello rappresenta il regime della fase positiva della Oscillazione Nord Atlantica (NAO+). Mostra un pattern opposto rispetto a NAO-, con una frequenza del 17.0%. Le pressioni sono ridotte sull’Atlantico con un aumento verso le regioni polari.

Pannello (c) – Ridge

Il terzo pannello descrive un regime caratterizzato da un’alta pressione prominente, conosciuta come “cresta” o Ridge, osservabile con una frequenza del 32.0%—la più alta tra i quattro regimi presentati. L’alta pressione si estende dalle regioni centrali dell’Atlantico verso le regioni settentrionali e l’Europa.

Pannello (d) – Trough

L’ultimo pannello mostra un regime con una depressione o “trough”, evidenziando un’area di bassa pressione che si estende dall’Atlantico centrale verso l’Europa, con una frequenza del 21.7%.

Ogni pannello mostra linee di contorno che rappresentano intervalli di 1 hPa di pressione. Le zone ombreggiate in ciascun pannello enfatizzano le aree dove le anomalie di pressione sono statisticamente significative. Queste informazioni sono cruciali per analizzare le variazioni climatiche nella regione dell’Atlantico Nord durante l’inverno, influenzando significativamente il tempo in Europa e Nord America.

4.1. Serie Temporali

Rogers [1984] semplificò l’indice NAO di Walker e Bliss [1932] esaminando la differenza nelle anomalie di SLP normalizzate da Ponta Delgada, Azzorre e Akureyri, Islanda. La normalizzazione è utilizzata per evitare che la serie sia dominata dalla maggiore variabilità della stazione settentrionale (ad esempio, Figura 4). Hurrell [1995a] analizzò i modi accoppiati importanti di variabilità invernale in SLP e temperatura superficiale sul settore dell’Atlantico Nord, e concluse che la stazione del nodo sud di Lisbona, Portogallo, catturava meglio la varianza correlata alla NAO (ad esempio, Figura 8). Utilizzare Lisbona gli permise anche di estendere un po’ più indietro nel tempo il record (fino al 1864), e Jones et al. [1997] dimostrarono successivamente che un indice adeguato poteva essere ottenuto utilizzando il record ancora più lungo da Gibilterra (fino al 1821). Jones et al. [questo volume] mostrano che tutti questi indici sono fortemente correlati su scale temporali interannuali e più lunghe, ma che la scelta della stazione meridionale fa una certa differenza. Al contrario, la posizione specifica del nodo settentrionale (tra le stazioni in Islanda) non è critica poiché la variabilità temporale in questa regione è molto maggiore della variabilità spaziale. Ad esempio, le anomalie di SLP di dicembre-marzo a Stykkisholmur e Akureyri correlano a 0.98 [Hurrell e van Loon, 1997].L’indice medio invernale di Hurrell [1995a] è mostrato nella Figura 10. I valori positivi dell’indice indicano venti occidentali più forti della media sulle medie latitudini associati ad anomalie di pressione come quelle rappresentate nelle Figure 6 e 8. L’indice basato sulle stazioni per la stagione invernale concorda bene con il PC1 del SLP del settore atlantico. Il coefficiente di correlazione tra i due è 0.92 per il periodo comune 1899-2002, indicando che l’indice basato sulle stazioni rappresenta adeguatamente la variabilità temporale del pattern spaziale medio invernale della NAO. Inoltre, questo indice correla con il PC1 del SLP NH [l’indice NAM di Thompson e Wallace, 1998] a 0.85, mentre la correlazione tra le due serie temporali PC1 è 0.95. Questi risultati enfatizzano nuovamente che la NAO e la NAM riflettono essenzialmente la stessa modalità di variabilità troposferica. Quando si considerano anomalie intrastagionali concatenando i singoli mesi invernali, il coefficiente di correlazione tra le due serie temporali PC1 si riduce leggermente a 0.89, ma le correlazioni che coinvolgono l’indice basato sulle stazioni rimangono invariate.

Una conclusione dalla Figura 10 è che ci sono poche prove che la NAO vari su una scala temporale preferenziale. Possono verificarsi grandi cambiamenti da un inverno all’altro, e c’è anche una notevole quantità di variabilità all’interno di una stessa stagione invernale [Nakamura, 1996; Feldstein, 2000; vedi anche Figura 11]. Questo è coerente con l’idea che gran parte della variabilità della circolazione atmosferica sotto forma di NAO nasce da processi interni all’atmosfera [sezione 6.1; Thompson et al., questo volume], nei quali varie scale di movimento interagiscono tra loro per produrre variazioni casuali (e quindi imprevedibili).Tuttavia, ci sono periodi in cui i modelli di circolazione simili alla NAO persistono per diversi inverni consecutivi. Nell’Atlantico Nord subpolare, ad esempio, la pressione al livello del mare (SLP) tendeva ad essere anomamente bassa durante l’inverno dall’inizio del XX secolo fino al circa 1930 (indice NAO positivo), mentre gli anni ’60 furono caratterizzati da una pressione superficiale insolitamente alta e inverni severi dalla Groenlandia attraverso il nord Europa (indice NAO negativo; van Loon e Williams, 1976; Moses et al., 1987). Si è verificato un netto rovesciamento dai valori minimi dell’indice alla fine degli anni ’60 a valori fortemente positivi dell’indice NAO nei primi e metà anni ’90. Se tale variabilità NAO a bassa frequenza (interdecennale) nasce dalle interazioni dell’atmosfera dell’Atlantico Nord con altri componenti del sistema climatico che variano più lentamente, come l’oceano [Czaja et al., questo volume; Visbeck et al., questo volume], se il recente trend ascendente riflette un’influenza umana sul clima [Gillett et al., questo volume], o se le variazioni su scala temporale più lunga nel record strumentale relativamente breve riflettono semplicemente un campionamento finito di un processo puramente casuale [Czaja et al., questo volume] guidato interamente dalla dinamica atmosferica [Thompson et al., questo volume] sarà ulteriormente discusso nella sezione 6.

Un altro indice, la storia temporale dell’occorrenza dei regimi NAO, offre una prospettiva diversa (Figura 11). Viene tracciato il numero di mesi in un dato inverno in cui si verificano uno o entrambi i regimi NAO (Figura 9). Come per gli indici più convenzionali, è evidente una forte variabilità interannuale, e ci sono periodi in cui un regime NAO si verifica quasi esclusivamente rispetto all’altro. Ad esempio, si trovano pochissimi mesi del regime NAO positivo durante gli anni ’60, mentre negli anni recenti sono stati osservati pochissimi mesi del regime negativo, in coerenza con il trend ascendente degli indici della Figura 10 e lo “spostamento verso est” dei centri di azione della NAO negli ultimi decenni [Figura 9; Hilmer e Jung, 2000; Lu e Greatbatch, 2002].

L’analisi dei regimi illustra anche altri due punti importanti. Primo, c’è una grande quantità di varianza all’interno della stagione nella circolazione atmosferica dell’Atlantico Nord. La maggior parte degli inverni non è dominata da nessun regime particolare; piuttosto, le anomalie della circolazione atmosferica in un mese potrebbero assomigliare alla fase dell’indice positivo della NAO, mentre in un altro mese potrebbero assomigliare alla fase dell’indice negativo o a un altro pattern completamente diverso. Nel corso del record di circa 100 anni, ad esempio, tutti e quattro i mesi invernali sono classificati come regime NAO negativo solo in quattro inverni (1936, 1940, 1969 e 1977, l’anno indicato da gennaio), solo due inverni (1989 e 1990) hanno più di due mesi classificati sotto il regime NAO positivo, e ci sono nove inverni durante i quali nessun regime NAO può essere identificato in alcun mese.Questo è anche un promemoria del secondo punto: sebbene la NAO sia il modello dominante di variabilità della circolazione atmosferica sull’Atlantico Nord, essa spiega solo una frazione della varianza totale, e la maggior parte degli inverni non può essere caratterizzata dal pattern canonico della NAO mostrato nelle Figure 6 e 8. Una differenza notevole tra la storia temporale delle occorrenze dei regimi NAO e gli indici NAO più convenzionali si verifica all’inizio del XX secolo. Tutti e tre gli indici convenzionali presentano generalmente valori positivi dal 1900 fino a circa il 1930 (Figura 10). Tuttavia, i regimi di cresta e depressione (Figura 9) erano più dominanti rispetto ai regimi NAO in questo periodo (come si può dedurre dai bassi tassi di occupazione nella Figura 11; vedere Cassou [2001] per una discussione più approfondita). Questo è anche coerente con van Loon e Madden [1983], che mostrano come l’inizio del XX secolo fosse caratterizzato da uno spostamento verso sud della massima varianza di SLP dell’Atlantico Nord dal Mare di Irminger fino a vicino all’Irlanda (le loro Figure 1 e 3). Il fatto che il regime di cresta si proietti sulla fase dell’indice positivo della NAO (Figura 9) aiuta a spiegare i forti valori positivi degli indici convenzionali, ma avverte anche che ridurre le complessità della circolazione atmosferica dell’Atlantico Nord a un semplice indice può essere fuorviante.

La Figura 10 mostra tre diversi indici normalizzati dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) costruiti dai dati della pressione al livello del mare (SLP) per i mesi invernali da dicembre a marzo. Questi indici illustrano la variabilità della NAO attraverso diverse metodologie analitiche e periodi storici:

1. Pannello Superiore (NAO Station): Questo indice è calcolato dalla differenza di pressioni al livello del mare normalizzate tra Lisbona, Portogallo, e Stykkisholmur/Reykjavik, Islanda, dal 1864 al 2002. La normalizzazione avviene dividendo la pressione stagionale di ogni stazione per la deviazione standard della media a lungo termine (1864-1983). Le linee solide pesanti rappresentano l’indice lisciato per eliminare le fluttuazioni con periodi inferiori a 4 anni.
2. Pannello Medio (NAO Atlantic PC1): Presenta l’indice derivato dalla serie temporale del componente principale della funzione ortogonale empirica (EOF) principale del settore atlantico. Questo metodo evidenzia la variazione temporale del modello dominante di pressione al livello del mare nell’Atlantico, utilizzando la decomposizione EOF per isolare i pattern principali di variazione.
3. Pannello Inferiore (NAM NH PC1): Mostra l’indice derivato dalla serie temporale del componente principale della EOF principale della pressione al livello del mare dell’emisfero settentrionale. Questo pannello analizza la variabilità su una scala più ampia rispetto al solo settore atlantico, coprendo tutto l’emisfero nord.

In ogni pannello, gli indici sono lisciati per rimuovere le fluttuazioni con periodi meno di 4 anni, fornendo una visione più chiara delle tendenze a lungo termine. L’anno indicato corrisponde a gennaio della stagione invernale indicata (ad esempio, il 1990 rappresenta l’inverno del 1989/1990).

Questi indici offrono una visione comprensiva delle dinamiche interannuali e decennali della NAO, mostrando come la NAO influenzi la pressione atmosferica attraverso l’Atlantico Nord in diversi modi a seconda del periodo e della metodologia di analisi utilizzata.

4.2. Spettro di Potenza

L’analisi spettrale è utilizzata per quantificare le periodicità in una serie temporale e per ottenere intuizioni sui processi dinamici associati ai modi di variabilità climatica. Numerosi autori, utilizzando tecniche diverse, hanno esaminato gli spettri di potenza degli indici NAO, e Greatbatch [2000] e Wanner et al. [2001] hanno recensito molti di questi sforzi. Come è ampiamente evidente dalla Figura 10, la conclusione principale è che non è evidente una scala temporale preferenziale di variabilità della NAO. Questo è coerente con la Figura 12, che mostra lo spettro di potenza dell’indice NAO definito come la serie temporale del PC1 della pressione al livello del mare dell’Atlantico Nord (Figura 10, pannello centrale). Spettri quasi identici sono ottenuti anche per il NAM e gli indici NAO basati su stazioni più lunghi (non mostrati).

Lo spettro dell’indice medio invernale della NAO è leggermente “rosso”, con la potenza che aumenta con il periodo. Rivela una varianza leggermente maggiore nei periodi quasi biennali, un deficit di potenza nei periodi da 3 a 6 anni, e una potenza leggermente maggiore nella banda degli 8-10 anni, ma nessun picco significativo. La potenza evidente alle frequenze più basse riflette le tendenze evidenti nella Figura 10. Hurrell e van Loon [1997] hanno esaminato l’evoluzione temporale di questi segnali utilizzando un indice basato su stazioni, e hanno scoperto che la varianza quasi biennale era maggiore alla fine del XIX e all’inizio del XX secolo, mentre la varianza degli 8-10 anni era maggiore nella seconda metà del XX secolo. Hanno anche notato un comportamento simile negli spettri dei record delle temperature superficiali europee nello stesso periodo di analisi.Appenzeller et al. [1998], Higuchi et al. [1999] e Wanner et al. [2001], tra gli altri, hanno notato che gli apparenti “rigonfiamenti” negli spettri della NAO appaiono e scompaiono nel tempo. Feldstein [2000] ha esaminato le caratteristiche spettrali della NAO utilizzando dati giornalieri e ha concluso che la sua evoluzione temporale è largamente coerente con un processo stocastico (Markoviano, o autorregressivo di primo ordine) con una scala temporale fondamentale di circa 10 giorni. Questo significa quindi che le fluttuazioni osservate della NAO su scale temporali interannuali e più lunghe (Figura 12) potrebbero essere interamente un residuo della variabilità energetica settimanale [vedi anche Wunsch, 1999; Stephenson et al., 2000]. In questo “paradigma del rumore climatico” [Leith, 1973; Madden, 1976], la variabilità della NAO è interamente guidata da processi intrinseci all’atmosfera [Thompson et al., questo volume]. Tuttavia, Feldstein [2000] ha concluso che, sebbene la variabilità interannuale della NAO derivi principalmente dal rumore climatico, un ruolo per le forzature esterne (ad esempio, l’oceano) non può essere completamente escluso; per esempio, circa il 60% della variabilità interannuale della NAO nella seconda metà del XX secolo è in eccesso rispetto a quella attesa se tutta la variabilità interannuale fosse dovuta a processi stocastici intrastagionali. Czaja et al. [questo volume] discutono tutti questi argomenti molto più dettagliatamente e giungono a una conclusione simile. Sostengono che si può prevedere che l’oceano moduli la variabilità della NAO su scale temporali interannuali e più lunghe [vedi anche Visbeck et al., questo volume], e che le analisi spettrali degli indici dinamici della NAO come nella Figura 12 non sono ottimali per rilevare l’impatto dell’oceano.

La Figura 11 illustra la cronologia temporale dell’occorrenza dei regimi NAO dal 1900 al 2000, visualizzando il numero di mesi per ciascuna stagione invernale (dicembre-marzo) in cui i determinati regimi sono stati predominanti. Questi dati sono rappresentati tramite barre verticali che indicano il numero di mesi in cui un particolare regime della NAO è stato presente durante la stagione invernale specifica.

1. Asse Y: L’asse verticale misura il numero di mesi, che varia da 0 a 4, mostrando la frequenza mensile di ciascun regime NAO durante la stagione invernale. Questo asse si estende in due direzioni:
   • Verso l’alto per i mesi dominati dal regime NAO+ (fase positiva della NAO).
   • Verso il basso per i mesi dominati dal regime NAO- (fase negativa della NAO).
2. Asse X: L’asse orizzontale mostra gli anni, con ogni punto che rappresenta gennaio della stagione invernale indicata (ad esempio, 1990 per l’inverno 1989/1990).
3. Barre Verticali: Ogni barra verticale rappresenta il numero di mesi in cui il regime NAO+ o NAO- è stato predominante durante quella stagione invernale. Barre più lunghe indicano una presenza più estesa di un particolare regime, mentre la mancanza di barre indica l’assenza di una predominanza marcata di un regime specifico in quell’anno.

Questa figura fornisce una comprensione chiara di come i regimi della NAO variino nel tempo, evidenziando periodi di predominanza di un regime rispetto all’altro e periodi in cui l’attività dei regimi è meno definita. Questa analisi è essenziale per gli studi sulla variabilità della NAO e il suo impatto sul clima invernale dell’Atlantico Nord e regioni adiacenti.

5. Impatti dell’OSCILLAZIONE DELL’ATLANTICO SETTENTRIONALE (NAO)

L’Oscillazione dell’Atlantico Settentrionale (NAO) esercita un’influenza dominante sulle temperature invernali in gran parte dell’Emisfero Nord (NH). La temperatura dell’aria superficiale e la temperatura superficiale del mare (SST) attraverso ampie regioni dell’Oceano Atlantico Settentrionale, del Nord America, dell’Artico, dell’Eurasia e del Mediterraneo sono significativamente correlate con la variabilità della NAO. Questi cambiamenti, insieme alle relative variazioni nella tempestosità e nelle precipitazioni, nel contenuto termico dell’oceano, nelle correnti oceaniche e nel loro trasporto di calore correlato, nonché nella copertura del ghiaccio marino, hanno impatti significativi su un’ampia gamma di attività umane, nonché sugli ecosistemi marini, d’acqua dolce e terrestri. Di seguito, presentiamo una breve panoramica di questi impatti. Discussioni più dettagliate possono essere trovate particolarmente in Jones et al. [questo volume], Visbeck et al. [questo volume], Mysterud et al. [questo volume], Drinkwater et al. [questo volume] e Straile et al. [questo volume].

5.1. Temperatura Superficiale

Quando l’indice NAO è positivo, un flusso occidentale potenziato attraverso l’Atlantico Settentrionale durante l’inverno sposta aria marittima relativamente calda (e umida) su gran parte dell’Europa e molto a valle, mentre venti più forti da nord sopra la Groenlandia e il nord-est del Canada trasportano aria fredda verso sud e riducono le temperature terrestri e la temperatura superficiale del mare (SST) sull’Atlantico nord-occidentale. Le variazioni di temperatura in Nord Africa e nel Medio Oriente (raffreddamento), così come in Nord America (riscaldamento), associate al flusso orario più forte intorno al centro di alta pressione subtropicale dell’Atlantico, sono altresì notevoli.

Questo schema di cambiamento della temperatura è importante. Poiché la capacità di immagazzinamento del calore dell’oceano è molto maggiore di quella della terra, i cambiamenti nelle temperature superficiali continentali sono molto più marcati di quelli sugli oceani, quindi tendono a dominare la variabilità media delle temperature dell’NH (e globale). Data l’ampiezza e coerenza particolarmente grandi del segnale NAO attraverso il continente eurasiatico dall’Atlantico al Pacifico, non è sorprendente che la variabilità della NAO contribuisca significativamente alle variazioni interannuali e di più lungo termine delle temperature superficiali dell’NH durante l’inverno. Jones et al. mostrano che la forza di questa relazione può cambiare nel tempo, sia localmente che regionalmente. Questo aspetto ha implicazioni per le ricostruzioni basate su proxy della variabilità passata della NAO.

Gran parte del riscaldamento che ha contribuito agli aumenti della temperatura globale degli ultimi decenni si è verificato durante l’inverno e la primavera sui continenti settentrionali. Dagli inizi degli anni ’80, le temperature invernali sono state di 1-2ºC più alte della media su gran parte del Nord America e dall’Europa all’Asia, mentre le temperature sopra gli oceani settentrionali sono state leggermente più basse della media. Questo schema è fortemente correlato a cambiamenti nella circolazione atmosferica, che si riflettono in una pressione atmosferica (SLP) inferiore alla media sulle latitudini medie e alte del Nord Pacifico e del Nord Atlantico, così come su gran parte dell’Artico, e una SLP superiore alla media sull’Atlantico subtropicale.

I cambiamenti della SLP nel settore atlantico riflettono chiaramente la predominanza della fase dell’indice positivo della NAO durante questo periodo, mentre i cambiamenti nel Nord Pacifico corrispondono a un’intensificazione del sistema di bassa pressione delle Aleutine (e a un potenziamento del pattern troposferico medio del PNA) guidato, almeno in parte, dalle variazioni decennali nell’ENSO.Hurrell [1996] ha utilizzato la regressione lineare multivariata per quantificare l’influenza della variabilità della circolazione atmosferica associata alla NAO e all’ENSO sulle temperature superficiali medie invernali dell’Emisfero Nord (NH). Egli ha dimostrato che gran parte del raffreddamento locale nell’Atlantico nord-occidentale e del riscaldamento attraverso l’Europa e verso l’Eurasia è derivata direttamente dai cambiamenti decennali della circolazione atmosferica nell’Atlantico Settentrionale sotto forma di NAO, e che la NAO (ENSO) ha spiegato il 31% (16%) della varianza interannuale delle temperature invernali nelle regioni extratropicali dell’NH nella seconda metà del 20° secolo. Inoltre, i cambiamenti nella circolazione atmosferica associati alla NAO e all’ENSO spiegavano (in modo lineare) gran parte, ma non tutta, del riscaldamento dell’emisfero fino alla metà degli anni ’90. Tuttavia, il riscaldamento degli inverni più recenti va oltre ciò che può essere spiegato linearmente dai cambiamenti della NAO o dell’ENSO. Tra il 1999 e il 2002, sono state registrate temperature record mentre prevalevano condizioni generalmente fredde nel Pacifico tropicale e le anomalie della circolazione legate alla NAO erano deboli.

La Figura 12 mostra lo spettro di potenza dell’indice NAO medio invernale (dicembre-marzo) per il periodo 1899-2002. Questo grafico rappresenta l’energia o la varianza dell’indice NAO a diverse frequenze temporali o periodi, visualizzando come la forza dell’indice si distribuisce tra diversi cicli di tempo.

Sull’asse delle ordinate (asse Y) è rappresentata l’ampiezza dello spettro di potenza, che indica la forza dell’indice NAO per ciascun periodo, mentre l’asse delle ascisse (asse X) mostra il periodo in anni, che rappresenta la lunghezza dei cicli di tempo analizzati.

Il grafico principale evidenzia picchi e valli, con i picchi più alti che indicano periodi in cui l’indice NAO ha una maggiore energia o varianza.

È inclusa anche una curva di rumore rosso con un coefficiente di autocorrelazione di lag uno di 0.24, che serve come riferimento per determinare se le variazioni osservate sono significative o potrebbero essere attribuite a casualità.

Le linee orizzontali rappresentano i limiti di confidenza al 5% e al 95%, utili per valutare se le variazioni di potenza osservate in certi periodi sono statisticamente significative o no. Quando il grafico dell’indice NAO supera questi limiti, indica che le variazioni a quel particolare periodo sono significative e non attribuibili solo al caso.

In conclusione, la Figura 12 analizza la variabilità dell’indice NAO nel tempo, evidenziando i periodi in cui l’indice mostra una varianza significativamente alta o bassa rispetto a quanto ci si aspetterebbe da un processo casuale.

La Figura 13 illustra le variazioni delle temperature medie di superficie terrestre e marina durante l’inverno (dicembre-marzo), espresse in decimi di grado Celsius (x10^-1 °C), correlate a una deviazione unitaria dell’indice NAO dal 1900 al 2002. L’indice NAO è definito come nel pannello centrale della Figura 10.

Sulla mappa, i contorni indicano incrementi di temperatura di 0,2°C. Le aree dove i cambiamenti di temperatura sono superiori a 0,2°C sono marcate con un’ombreggiatura scura, mentre quelle con cambiamenti di temperatura inferiori a -0,2°C sono indicate con un’ombreggiatura chiara. Le regioni prive di dati sufficienti, come gran parte dell’Artico, non sono contornate, e il contorno zero è escluso dalla mappa.

Questa visualizzazione aiuta a comprendere come le variazioni nell’indice NAO influenzano le temperature in diverse parti del mondo, evidenziando le aree che subiscono riscaldamenti o raffreddamenti significativi a seguito delle fluttuazioni nell’indice NAO. Questo mostra chiaramente come l’indice NAO moduli il clima invernale su larga scala.

Le variazioni nei modelli di circolazione media sull’Atlantico Settentrionale associate alla NAO sono accompagnate da cambiamenti nell’intensità e nel numero di tempeste, nei loro percorsi e nel loro meteo. Durante l’inverno, un tracciato di tempesta ben definito collega i bacini del Pacifico Settentrionale e dell’Atlantico Settentrionale, con massima attività delle tempeste sugli oceani (Figura 15). I dettagli dei cambiamenti nella tempestosità variano a seconda del metodo di analisi e se ci si concentra sulle caratteristiche di superficie o di alta quota. In generale, tuttavia, gli inverni con un indice NAO positivo sono associati a uno spostamento verso nord-est dell’attività delle tempeste atlantiche (Figura 15) con un’intensificazione dell’attività da Terranova fino al nord Europa e una modesta diminuzione dell’attività a sud. Gli inverni con un indice NAO positivo sono anche caratterizzati da tempeste più intense e frequenti nei dintorni dell’Islanda e del Mare di Norvegia.

L’oceano integra gli effetti delle tempeste sotto forma di onde superficiali, così che mostra una risposta marcata a cambiamenti duraturi nel clima delle tempeste. Il recente trend ascendente verso inverni con un indice NAO più positivo è stato associato ad un aumento dell’altezza delle onde sull’Atlantico nord-est e una diminuzione delle altezze delle onde a sud del 40°N. Tali cambiamenti hanno conseguenze per l’ecologia regionale, così come per il funzionamento e la sicurezza della navigazione, le industrie offshore come l’esplorazione di petrolio e gas, e lo sviluppo costiero.I cambiamenti nel flusso medio e nella tempestosità associati a oscillazioni nell’indice NAO si riflettono anche in notevoli cambiamenti nel trasporto e nella convergenza dell’umidità atmosferica e, quindi, nella distribuzione dell’evaporazione (E) e della precipitazione (P) [Hurrell, 1995a; Dickson et al., 2000]. Durante gli inverni con un alto indice NAO, l’evaporazione supera la precipitazione su gran parte della Groenlandia e dell’Artico canadese (Figura 16), dove i cambiamenti tra gli stati ad alto e basso indice NAO sono dell’ordine di 1 mm al giorno. Condizioni più secche della stessa entità si verificano anche su gran parte dell’Europa centrale e meridionale, del Mediterraneo e di parti del Medio Oriente, mentre più precipitazioni del normale cadono dall’Islanda attraverso la Scandinavia [Hurrell, 1995a; Dai et al., 1997; Dickson et al., 2000; Visbeck et al., questo volume]. Questo modello spaziale, insieme al trend ascendente dell’indice NAO dalla fine degli anni ’60 (Figura 10), è coerente con i recenti cambiamenti osservati nelle precipitazioni su gran parte del bacino atlantico. Una delle poche regioni del mondo dove i ghiacciai non hanno mostrato un ritiro pronunciato negli ultimi decenni si trova in Scandinavia [ad es., Hagen, 1995; Sigurdsson e Jonsson, 1995], dove quantità di precipitazioni superiori alla media sono state tipiche di molti inverni dall’inizio degli anni ’80. In contrasto, sulle Alpi, la profondità e la durata della neve in molti inverni recenti sono state tra le più basse registrate in questo secolo, e il ritiro dei ghiacciai alpini è stato diffuso [ad es., Frank, 1997]. Una grave siccità ha persistito anche in parti di Spagna e Portogallo. Fino in Turchia, il deflusso fluviale è significativamente correlato con la variabilità della NAO [Cullen e deMenocal, 2000].

La Figura 14 presenta due tipi di anomalie meteorologiche per l’inverno (dicembre-marzo) dal 1981 al 2002, utilizzando la media del periodo 1951-1980 come riferimento. Le mappe mostrano:

1. Anomalie della temperatura di superficie terrestre e marina (pannello a)
2. Anomalie della pressione atmosferica al livello del mare (SLP) (pannello b)

Pannello (a): Anomalie di Temperatura

• Le anomalie di temperatura sono espressi come scostamenti dalla media del periodo 1951-1980.
• Le anomalie positive superiori a 0,25°C sono indicate con un’ombreggiatura scura.
• Le anomalie negative inferiori a -0,10°C sono indicate con un’ombreggiatura chiara.
• L’incremento dei contorni è di 0,1°C per le anomalie negative, mentre per quelle positive i contorni sono tracciati a 0,25, 0,5, 1,0, 1,5 e 2,0°C.
• Le regioni senza dati sufficienti sulla temperatura non sono contornate.

Pannello (b): Anomalie della Pressione al Livello del Mare (SLP)

• Le anomalie della pressione al livello del mare sono anch’esse espressi come scostamenti dalla media del periodo 1951-1980.
• L’ombreggiatura e i contorni seguono la stessa convenzione del pannello (a), ma per anomalie superiori a 2 hPa.
• L’incremento dei contorni per la SLP è di 1 hPa.

Queste mappe sono utili per visualizzare le variazioni climatiche su larga scala e la loro distribuzione geografica nel tempo considerato. Le anomalie termiche e di pressione sono indicatori chiave del cambiamento delle condizioni climatiche e meteorologiche, influenzando i modelli di precipitazione, la circolazione degli oceani e i fenomeni meteorologici estremi. La rappresentazione delle anomalie offre una visione comprensiva degli impatti climatici e della loro variabilità su base regionale e globale.

La Figura 15 presenta due pannelli distinti che mostrano l’analisi dei percorsi delle tempeste e delle loro relazioni con l’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica).

Pannello Superiore

• Il pannello superiore illustra i percorsi medi delle tempeste durante gli inverni dal 1958 al 1998 (dicembre-marzo), evidenziati dall’altezza geopotenziale transiente alla quota di 300 hPa (misurata in geopotential meters, gpm).
• Queste altezze sono state filtrate per includere fluttuazioni con un periodo di 2-8 giorni.
• Le aree con valori superiori a 70 gpm sono ombreggiate, con un incremento dei contorni di 10 gpm.
• Questa visualizzazione mette in risalto le regioni con maggiore intensità delle fluttuazioni delle altezze geopotenziali, indicando zone di significativa attività tempestosa.

Pannello Inferiore

• Il pannello inferiore mostra le anomalie dell’altezza geopotenziale a 300 hPa, espressa in termini di ampiezza (gpm) attraverso una regressione sull’indice NAO.
• L’incremento dei contorni è di 2 gpm, e le anomalie superiori a 4 gpm sono ombreggiate.
• Questo grafico illustra l’influenza dell’indice NAO sulla distribuzione e l’intensità delle altezze geopotenziali, riflettendo variazioni nella dinamica delle tempeste.

Entrambi i pannelli utilizzano dati dalle rianalisi NCEP/NCAR, fornendo una visione dettagliata delle condizioni meteorologiche passate, basate su dati osservativi e modelli. Le mappe sono cruciali per capire come le variazioni dell’indice NAO influenzano la posizione e l’intensità delle tempeste nell’emisfero nord, specialmente sopra l’Atlantico e le regioni adiacenti.

5.3. Oceano e Ghiaccio Marino

È ampiamente riconosciuto che le fluttuazioni nella temperatura superficiale del mare (SST) e la forza della NAO sono correlate, con evidenti indicazioni che l’Oceano Atlantico Settentrionale varia significativamente in risposta all’atmosfera sovrastante. Visbeck et al. [questo volume] analizzano dettagliatamente la risposta oceanica alla variabilità della NAO. Il principale schema di variabilità della SST durante l’inverno boreale è caratterizzato da una struttura tri-polare, con un’anomalia fredda nell’Atlantico Settentrionale subpolare, un’anomalia calda centrata al largo di Cape Hatteras alle medie latitudini, e un’anomalia fredda subtropicale tra l’equatore e il 30°N [ad es., Cayan, 1992a,b; Visbeck et al., questo volume]. Questa struttura indica che le anomalie della SST sono influenzate da cambiamenti nei venti di superficie e negli scambi di calore mare-aria associati alle variazioni della NAO. La relazione è più marcata quando l’indice della NAO precede di diverse settimane un indice della variabilità della SST, sottolineando il noto fenomeno per cui la SST degli oceani extratropicali risponde alla forzatura atmosferica su scale temporali mensili e stagionali [ad es., Battisti et al., 1995; Delworth, 1996; Deser e Timlin, 1997]. Su periodi più estesi, le anomalie persistenti della SST sembrano correlate anche a modelli anomali persistenti di pressione atmosferica al livello del mare (SLP), inclusa la NAO, benché diversi meccanismi possano causare cambiamenti della SST su scale temporali decennali e più lunghe [ad es., Kushnir, 1994]. Queste fluttuazioni potrebbero essere principalmente una risposta oceanica locale alla variabilità atmosferica decennale. È probabile che una forzatura sostenuta della NAO provochi una risposta della SST a livello emisferico, dove le parti settentrionale e subtropicale del modello tri-polare si congiungono [Visbeck et al., questo volume]. Altri fattori, come processi dinamici non locali nell’oceano, potrebbero anche contribuire alle variazioni della SST [ad es., Visbeck et al., 1998; Krahmann et al., 2001; Eden e Willebrand, 2001].

Le osservazioni sottomarine dell’oceano delineano più chiaramente la variabilità climatica a lungo termine, poiché l’effetto del ciclo annuale e della variabilità mese per mese nella circolazione atmosferica decade rapidamente con la profondità. Queste misurazioni sono molto più limitate rispetto alle osservazioni di superficie, ma anche nel Nord Atlantico indicano fluttuazioni coerenti con l’indice NAO invernale a bassa frequenza fino a profondità di 400 m [Curry e McCartney, 2001].

La risposta oceanica alla variabilità della NAO è evidente anche nei cambiamenti nella distribuzione e nell’intensità dell’attività convettiva invernale nel Nord Atlantico. Il rinnovamento convettivo delle acque intermedie e profonde nel Mare del Labrador e nei mari GIN contribuisce significativamente alla produzione e all’esportazione delle Acque Profonde del Nord Atlantico e, di conseguenza, aiuta a guidare la circolazione termoalina globale. L’intensità della convezione invernale in questi siti è caratterizzata non solo da una grande variabilità interannuale, ma anche da variazioni interdecadali che sembrano essere sincronizzate con le variazioni della NAO [Dickson et al., 1996]. Ad esempio, la convezione profonda sul Mare del Labrador è stata la più debole e superficiale nei record strumentali del dopoguerra durante la fine degli anni ’60. Da allora, l’Acqua del Mare del Labrador è diventata progressivamente più fredda e più dolce, con un’intensa attività convettiva a profondità oceaniche senza precedenti (> 2300 m) nei primi anni ’90 [Visbeck et al., questo volume; la loro Figura 10]. In contrasto, le acque profonde più calde e salate degli ultimi anni sono il risultato di una convezione soppressa nei mari GIN, mentre le prove dei traccianti suggeriscono che probabilmente si è verificata una convezione intensa durante la fine degli anni ’60 [Schlosser et al., 1991].

Alcuni scenari di riscaldamento globale hanno suggerito che i prossimi decenni potrebbero mostrare una fase dell’indice NAO prevalentemente positiva [Gillett et al., questo volume]. Questo comporterebbe un aumento della formazione di acque profonde nella regione del Mare del Labrador, che potrebbe compensare, o almeno ritardare, l’accumulo di acqua dolce, che in molti modelli porta a una riduzione improvvisa della circolazione termoalina [Delworth e Dixon, 2000; Cubasch et al., 2001].

Per questo motivo, c’è stato anche un notevole interesse per gli eventi passati di anomalie di bassa salinità che si propagano attorno al giro subpolare del Nord Atlantico. L’esempio più famoso è la Grande Anomalia di Salinità (GSA) [Dickson et al., 1988]. La GSA si formò durante la fase di indice negativo estremo della NAO alla fine degli anni ’60 (Figura 10), quando il flusso orario attorno alla pressione insolitamente alta sulla Groenlandia portava quantità record di acqua dolce dall’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram nei mari nordici. Da lì, parte dell’acqua dolce passava attraverso lo Stretto di Danimarca nel giro dell’Oceano Atlantico Nord subpolare. Ci sono stati anche altri eventi simili, e le analisi statistiche hanno rivelato che la generazione [Belkin et al., 1998] e la terminazione [Houghton e Visbeck, 2002] di questi modi di salinità propaganti sono strettamente connessi a un modello di variabilità atmosferica che assomiglia fortemente alla NAO.Quando la NAO è nella sua fase di indice positivo, il confine del ghiaccio marino nel Mare del Labrador si estende più a sud, mentre il confine del ghiaccio nel Mare di Groenlandia si trova più a nord rispetto alla sua estensione climatologica. Questo è coerente con l’idea che l’atmosfera influenzi direttamente le anomalie del ghiaccio marino, sia dinamicamente attraverso anomalie nella deriva del ghiaccio causate dal vento, sia termodinamicamente attraverso anomalie della temperatura dell’aria superficiale. La relazione tra l’indice NAO e un indice delle variazioni del ghiaccio nel Nord Atlantico è forte, anche se non si mantiene per tutti gli inverni individuali [Deser et al., 2000; Hilmer e Jung, 2000; Lu e Greatbatch, 2002], il che sottolinea l’importanza della circolazione atmosferica regionale nel determinare l’estensione del ghiaccio marino.

La Figura 16 mostra la differenza media invernale (dicembre-marzo) tra evaporazione (E) e precipitazione (P), confrontando gli anni in cui l’indice NAO supera una deviazione standard. La mappa evidenzia come l’E-P (differenza tra evaporazione e precipitazione) varia tra periodi di alto e basso indice NAO.

Dettagli della Figura:

• Asse orizzontale e verticale: la mappa copre la regione dall’Atlantico settentrionale e l’Europa, includendo latitudini da 20°N a 80°N e longitudini da 90°W a 60°E.
• Contorni: l’incremento dei contorni è di 0,3 mm/giorno e rappresenta la differenza tra evaporazione e precipitazione in mm/giorno.
• Ombreggiatura scura: le aree dove l’evaporazione supera la precipitazione di oltre 0,3 mm/giorno sono indicate con ombreggiatura scura, suggerendo condizioni più secche.
• Ombreggiatura chiara: le aree dove la precipitazione supera l’evaporazione di oltre 0,3 mm/giorno sono rappresentate con ombreggiatura chiara, evidenziando un eccesso di precipitazioni.

Interpretazione:

• Le regioni sopra l’Atlantico settentrionale (come Terranova e la Groenlandia) mostrano evaporazione significativamente superiore alla precipitazione, indicando condizioni più secche durante gli inverni con un indice NAO alto.
• Aree come il Regno Unito, la Scandinavia e parte dell’Europa centrale presentano un eccesso di precipitazioni, suggerendo maggiore umidità durante questi inverni.

Fonti dei Dati:

• I dati provengono dalle rianalisi NCEP/NCAR per il periodo 1958-2001, con campo E-P ottenuto come residuo del bilancio di umidità atmosferica [Hurrell, 1995a].

In sintesi, la figura mostra come l’oscillazione NAO influisca sui pattern di evaporazione e precipitazione invernali in vaste aree dell’Europa e del Nord Atlantico, con importanti implicazioni per il clima e le risorse idriche.

La Figura 17 illustra l’impatto ecologico della NAO (Oscillazione Nord Atlantica) sull’ecosistema del Mare di Barents, rappresentando una rete alimentare semplificata che include organismi come fitoplancton, zooplancton, capelin (Mallotus villosus), aringa giovane (Clupea harengus) e merluzzo (Gadus morhua). La figura evidenzia come la fase positiva della NAO influisca sull’ambiente marino.

Dettagli della Rete Alimentare:

1. NAO: La fase positiva della NAO ha un impatto significativo sull’ambiente del Mare di Barents, aumentando il flusso di acqua calda dall’Atlantico sudoccidentale, la copertura nuvolosa e la temperatura dell’aria, portando a un aumento della temperatura dell’acqua.
2. Fitoplancton: I cambiamenti nella copertura nuvolosa e nei modelli di vento influenzano la produzione di fitoplancton, che è la base della rete alimentare marina.
3. Zooplancton: Il zooplancton, che si nutre di fitoplancton, è direttamente influenzato dalla sua disponibilità e rappresenta una risorsa fondamentale per i livelli trofici superiori.
4. Capelin e Aringa giovane: Questi pesci, prede essenziali per il merluzzo, sono influenzati dalla temperatura dell’acqua e dalla disponibilità di zooplancton.
5. Merluzzo: Il merluzzo (Gadus morhua) è in cima alla rete alimentare e la sua crescita e sopravvivenza dipendono direttamente dalla temperatura dell’acqua e indirettamente dalla disponibilità di prede come il capelin e l’aringa giovane.

Impatto della NAO:

Durante la fase positiva della NAO, l’aumento della temperatura dell’acqua stimola la crescita e la sopravvivenza di specie ittiche, influenzando l’intero ecosistema. L’aumento del flusso di acqua calda atlantica, insieme ai cambiamenti atmosferici (come vento e copertura nuvolosa), ha un effetto a catena sulla rete alimentare, dal fitoplancton fino al merluzzo.

In sintesi, la figura rappresenta come la NAO influenzi il funzionamento dell’ecosistema marino, modulando la temperatura dell’acqua e la disponibilità di prede, con effetti a catena su tutta la rete trofica.

5.4. Ecologia

Negli ultimi anni, l’interesse per gli impatti ecologici della variabilità della NAO è aumentato notevolmente [ad es., Ottersen et al., 2001; Walther et al., 2002; Stenseth et al., 2002]. Drinkwater et al. [questo volume], Mysterud et al. [questo volume] e Straile et al. [questo volume] mostrano come la NAO influenzi una vasta gamma di ecosistemi marini, terrestri e d’acqua dolce in ampie aree dell’emisfero nord, in diversi habitat e a differenti livelli trofici. Sebbene questi effetti siano ampi, la natura degli impatti varia considerevolmente.

Ottersen et al. [2001] hanno tentato di sistematizzare gli effetti ecologici della variabilità della NAO e hanno identificato tre possibili percorsi. Il primo è relativamente semplice, con pochi passaggi intermedi, come l’effetto dei cambiamenti di temperatura indotti dalla NAO sui processi metabolici come l’alimentazione e la crescita (Figura 17). Poiché la NAO può riscaldare simultaneamente le temperature oceaniche in una parte del bacino atlantico e raffreddarle in un’altra, il suo impatto su una singola specie può variare geograficamente. Un esempio interessante, descritto da Drinkwater et al. [questo volume], sono le fluttuazioni fuori fase nella forza delle coorti di merluzzi tra il nord-est e il nord-ovest dell’Atlantico.

Alternativamente, percorsi più complessi possono attraversare diversi passaggi fisici e biologici. Un esempio è il mescolamento verticale intenso dell’oceano generato da venti occidentali più forti della media durante un inverno con indice NAO positivo. Questo mescolamento aumentato ritarda la produzione primaria in primavera e porta a una diminuzione dello zooplancton, che a sua volta risulta in meno cibo e, infine, in tassi di crescita inferiori per i pesci [Drinkwater et al., questo volume].

Un terzo percorso si verifica quando una popolazione è ripetutamente influenzata da una particolare situazione ambientale prima che il cambiamento ecologico possa essere percepito (inerzia biologica), o quando il parametro ambientale che influenza la popolazione è esso stesso modulato nel corso di diversi anni (inerzia fisica; Heath et al., 1999).Mysterud et al. [questo volume] mostrano come la NAO influenzi una vasta gamma di animali e piante terrestri, includendo l’esempio affascinante dei cervi rossi sulla costa occidentale della Norvegia. Questi animali stazionano nelle regioni di bassa quota durante l’inverno, mentre in estate si alimentano a quote più elevate. L’altitudine è un fattore chiave che determina se le precipitazioni cadono sotto forma di pioggia o neve, spiegando così perché le condizioni di un indice NAO positivo sono favorevoli per queste popolazioni di cervi rossi.

Operano due meccanismi distinti: primo, le condizioni calde e piovose nelle aree invernali di bassa quota riducono i costi energetici della termoregolazione e del movimento, incrementando al contempo l’accesso al foraggio nello strato erboso durante l’inverno. Secondo, maggiori nevicate in alta quota durante l’inverno portano a un periodo prolungato di accesso a foraggio di alta qualità durante l’estate.

Sebbene la ricerca sull’influenza della NAO sugli ecosistemi d’acqua dolce sia ancora nelle sue fasi iniziali, Straile et al. [questo volume] dimostrano che un effetto pronunciato sulla fisica, chimica e biologia di molti laghi e fiumi dell’emisfero nord è evidente. In larga misura, l’impatto forte e coerente della NAO sui laghi europei durante l’anno è stabilito in inverno e all’inizio della primavera. Questo periodo dell’anno è critico per i laghi, poiché si verificano sia il ricambio primaverile sia l’inizio della stratificazione. Di conseguenza, forti variazioni climatiche guidate dalla NAO esercitano un impatto maggiore sulla distribuzione e lo sviluppo stagionale della temperatura e dei nutrienti, oltre a influenzare il momento di inizio e il tasso di successione del plancton.

Sebbene la NAO influenzi fortemente una varietà di ecosistemi d’acqua dolce, gli effetti effettivi differiscono in base all’altitudine, latitudine, dimensione e profondità di un lago. Gli studi sull’impatto della NAO sugli ecosistemi terrestri [Mysterud et al., questo volume] e d’acqua dolce [Straile et al., questo volume] provengono principalmente dalla parte orientale dell’Atlantico, e pochi risultati sono disponibili su diversi grandi gruppi di animali e piante. Poiché lo studio degli impatto ecologici della NAO è ancora relativamente nuovo e condotto solo da pochi scienziati, non è ancora possibile determinare se le influenze della NAO sull’ecologia siano più pronunciate in Europa, o se gli studi riflettano set di dati europei più adatti e un maggiore interesse iniziale da parte degli scienziati europei.

Tuttavia, l’interesse continuerà senza dubbio a crescere, portando a molte nuove intuizioni [Stenseth et al., 2002].

5.5. Economia

Significativi cambiamenti nelle precipitazioni invernali e nelle temperature, guidati dalla NAO, hanno il potenziale di influenzare l’economia. Di questo vi sono numerose prove aneddotiche, che vanno dai costi economici per l’aumentata protezione delle regioni costiere e il riprogettare piattaforme petrolifere offshore per far fronte agli aumenti recenti dell’altezza significativa delle onde causati dalla NAO [ad es., Kushnir et al., 1997] ai cambiamenti nel turismo associati alle diverse condizioni di neve nelle Alpi e al clima invernale nei paesi del Mediterraneo settentrionale (sezione 5.2). Alcuni studi hanno anche suggerito che la probabilità di grandi uragani che colpiscono la costa orientale degli Stati Uniti dipende dalla fase della NAO [ad es., Elsner e Kocher, 2000; Elsner et al., 2000].

Cullen e deMenocal [2000] hanno studiato la connessione tra la NAO e il deflusso fluviale dei fiumi Eufrate e Tigri. Un problema maggiore in questa regione riguarda le carenze e gli eccessi di approvvigionamento idrico per l’irrigazione agricola nel Medio Oriente. Le riduzioni delle precipitazioni associate alla tendenza a lungo termine dell’indice NAO hanno avuto effetti catastrofici sui rendimenti delle colture e hanno contribuito a dispute politiche di alto livello sul prelievo di acqua dai fiumi tra la Turchia, dove cade la maggior parte delle piogge, e la Siria, un vicino fluviale a valle.Uno studio più recente [J. Cherry, H. Cullen e altri, comunicazione personale] ha esaminato l’impatto economico dei cambiamenti di temperatura e precipitazioni indotti dalla NAO sulla Scandinavia. In particolare, è stata analizzata la Norvegia e il suo commercio energetico con la Svezia, poiché il settore energetico norvegese presenta caratteristiche particolarmente utili per analizzare la relazione tra clima e le commodities energetiche. La Norvegia è il principale esportatore di petrolio e gas dell’Organizzazione per la Cooperazione e lo Sviluppo Economico (OECD) ed è il secondo più grande esportatore di petrolio al mondo. Il clima e la topografia della Norvegia la rendono ideale per la produzione di energia idroelettrica. Più del 99% della produzione di elettricità in Norvegia proviene dall’idroelettrico, e la Norvegia ha il consumo di elettricità pro capite più alto al mondo. La Svezia, d’altra parte, produce solo il 47% della sua elettricità dall’idroelettrico, e un altro 47% proviene da impianti nucleari.

La Svezia normalmente riduce la sua produzione di energia nucleare durante il periodo da marzo a ottobre perché il consumo di elettricità è basso e i bacini idrici producono abbondante energia idroelettrica. Sia la Norvegia che la Svezia hanno subito una deregolamentazione del mercato e un aumento della privatizzazione durante gli anni ’90. Questo ha reso possibile il commercio internazionale di elettricità in Scandinavia. Nel 1993, è stato istituito il Nord Pool come il primo scambio multinazionale al mondo per il commercio di energia elettrica.In Norvegia, l’afflusso ai serbatoi e il loro livello mostrano un pronunciato ciclo stagionale con notevole variabilità da mese a mese (Figura 18). Il picco di afflusso in estate è associato allo scioglimento delle nevi nelle catene montuose. Al massimo dell’afflusso nel giugno 1995, è entrata nei serbatoi norvegesi acqua sufficiente a generare 10.000 GWh di energia idroelettrica per settimana, mentre nei serbatoi svedesi è entrata solo acqua sufficiente a generare circa 5.000 GWh per settimana. Al picco di afflusso estivo del 1996, i numeri sono scesi a 7.000 e 4.500 GWh per settimana per la Norvegia e la Svezia, rispettivamente.

Questa drastica riduzione delle precipitazioni in Norvegia si riflette nel valore fortemente negativo dell’indice NAO del dicembre 1995-marzo 1996, che seguiva una lunga serie di inverni piovosi (e surplus di energia idroelettrica) iniziati alla fine degli anni ’80 associati alla fase di indice positivo della NAO (Figure 10 e 16). C’è una forte correlazione tra l’indice NAO invernale e la quantità di pioggia sulla Norvegia occidentale (Figura 18), per esempio r ~ 0.8 a Bergen [Hurrell, 1995a]. Le anomalie di pioggia sono chiaramente evidenti nei livelli dei serbatoi, che per esempio erano il 40% sotto la media nel 1996 (Figura 18), e infine nella generazione di energia idroelettrica. Il ritardo temporale di circa 6 mesi tra le precipitazioni invernali e le anomalie dei livelli dei serbatoi illustra che gran parte dell’acqua dolce è immagazzinata nel manto nevoso invernale.La grande oscillazione nella fase della NAO tra il 1995 e il 1996 ha attirato l’attenzione internazionale sulla connessione fisica tra la NAO e la disponibilità di acqua in Scandinavia per la generazione di energia idroelettrica. I produttori di energia norvegesi hanno venduto contratti nel 1995 a utenti finali sia locali che esteri. Tuttavia, durante le condizioni relativamente secche del 1996, questi contratti non potevano essere soddisfatti solo con l’idroelettrico norvegese: l’energia doveva essere acquistata sui mercati a breve termine a costi elevati per l’industria e i consumatori. Ancora invischiata nella sua crisi energetica all’inizio del 1997, la Norvegia ha importato una grande quantità di elettricità da centrali elettriche a carbone in Danimarca, mettendo sotto pressione l’impegno preso con il Protocollo di Kyoto.

Poiché i climi in Norvegia e Svezia sono influenzati in modo leggermente diverso dalla NAO, e le fonti di generazione elettrica sono distribuite diversamente tra idroelettrico, nucleare e combustibili fossili, ciascun paese potrebbe avere un vantaggio competitivo naturale sotto determinati eventi climatici. Se la NAO è in una fase di indice negativo e le precipitazioni invernali sono relativamente basse, i produttori di energia in Norvegia possono soddisfare i contratti di fornitura acquistando energia nucleare dalla Svezia. Al contrario, quando la NAO è nella sua fase di indice positivo e l’energia idroelettrica è abbondante in Norvegia, la Svezia potrebbe trovare più economico acquistare energia idroelettrica dalla Norvegia piuttosto che produrla da sé. L’esistenza del commercio di elettricità significa che la Norvegia può mantenere la sua forte dipendenza dall’idroelettrico invece di bruciare combustibili fossili. La Figura 18 mostra come, negli ultimi anni, la NAO abbia influenzato sia il volume di scambi che il prezzo dell’energia sul mercato spot.

La Figura 18 presenta una serie di grafici che illustrano diversi aspetti della produzione e del commercio di energia idroelettrica in Norvegia e il suo rapporto con l’indice NAO.

a) Produzione di energia idroelettrica

• Mostra la produzione mensile di energia idroelettrica in Norvegia (in TWh al mese). La linea sottile rappresenta i dati mensili mentre la linea spessa indica la media annuale. Questo grafico evidenzia le fluttuazioni mensili e annuali della produzione di energia.

b) Differenza tra produzione e consumo di energia

• Rappresenta la differenza tra la produzione di energia idroelettrica e il consumo di energia elettrica in Norvegia. I valori positivi indicano periodi in cui la Norvegia può esportare energia verso la Svezia, mentre i valori negativi indicano una carenza nella produzione di energia idroelettrica. Le barre grigie in background mostrano l’indice medio invernale della NAO, correlando la produzione di energia con le fasi della NAO.

c) Serie temporale mensile delle precipitazioni

• Mostra la serie temporale mensile della prima funzione ortogonale empirica delle precipitazioni ottenute da un insieme di dati stazionari grigliati per tutta la Scandinavia (linea sottile). La linea spessa rappresenta la media annuale. Questo grafico mette in luce come le precipitazioni influenzano la disponibilità di acqua per la produzione di energia idroelettrica.

d) Livello medio mensile dei serbatoi

• Illustra il livello medio mensile dei serbatoi per tutte le dighe idroelettriche in Norvegia in percentuale (linea sottile). La linea spessa indica la deviazione dalla media del ciclo annuale con la media temporale totale aggiunta. Questo grafico fornisce un’indicazione di come il livello dei serbatoi fluttui nel tempo, essenziale per la gestione delle risorse idriche.

e) Prezzo mensile dell’energia elettrica

• Mostra il prezzo mensile dell’energia elettrica sul mercato spot energetico scandinavo (linea sottile). La linea solida rappresenta la media annuale. Questo grafico riflette come i prezzi dell’energia variano in risposta alle fluttuazioni della produzione di energia e alle condizioni del mercato.

In sintesi, la Figura 18 collega visivamente la produzione e il commercio di energia idroelettrica in Norvegia con le variazioni climatiche, principalmente attraverso l’influenza della NAO, mostrando come questo fenomeno meteorologico influenzi direttamente la disponibilità di acqua e di conseguenza la produzione di energia nel paese.

6. Meccanismi

Sebbene prevalga l’idea che l’NAO sia una modalità di variabilità interna all’atmosfera, emergono prove che fattori esterni quali aerosol vulcanici, influenze antropogeniche sulla composizione atmosferica e variazioni dell’attività solare possono influenzarne fase e ampiezza. Si sostiene inoltre che le interazioni tra atmosfera e superficie sottostante, o tra troposfera e stratosfera, possano aggiungere un elemento di “bassa frequenza” alla variabilità dell’NAO, rendendo così possibile una previsione limitata. Attualmente, non vi è consenso sui ruoli specifici che tali processi rivestono nella variabilità dell’NAO, soprattutto a scale temporali lunghe (interdecadali). Data l’importanza dell’NAO sul clima dell’emisfero nordico, comprendere i meccanismi che la regolano e la influenzano è fondamentale per il dibattito attuale sulla variabilità e il cambiamento climatico. Thompson et al., Czaja et al., e Gillett et al. [questo volume] approfondiscono i processi fisici esterni che si pensa influenzino l’NAO, presentando una panoramica dettagliata sui fattori dinamici che generano la sua struttura orizzontale e verticale, nonché le sue ampiezze e scale temporali. Qui si offre una sintesi di questi meccanismi e delle discussioni che ne sottolineano l’importanza.

6.1. Processi Atmosferici

I modelli di circolazione generale dell’atmosfera (AGCMs) forniscono forti evidenze che la struttura di base dell’NAO nasce dalla dinamica interna e non lineare dell’atmosfera. Il modello spaziale osservato e l’ampiezza delle anomalie dell’NAO sono ben simulati negli AGCMs forzati con cicli annuali climatologici (senza variazioni interannuali) di tutti i fattori “esterni” all’atmosfera, come l’insolazione, le temperature superficiali del mare (SST), il ghiaccio marino, la copertura nevosa e l’umidità della superficie terrestre, nonché la composizione fissa dei gas traccianti atmosferici [ad es., Barnett, 1985; James e James, 1989; Kitoh et al., 1996; Osborn et al., 1999]. I risultati di una tale integrazione sono illustrati nella Figura 19. Thompson et al. [questo volume] discutono approfonditamente i meccanismi dinamici atmosferici che governano, tra cui le interazioni tra il flusso medio temporale e le deviazioni da tale flusso (i cosiddetti eddies transitori) sono centrali e danno origine a una scala temporale fondamentale per le fluttuazioni dell’NAO di circa 10 giorni [Feldstein, 2000]. Questa variabilità atmosferica intrinseca mostra poca coerenza temporale (Figura 19), in gran parte coerente con le scale temporali della variabilità dell’NAO osservata (Figure 10 e 12) e il paradigma del rumore climatico discusso in precedenza (sezione 4.2). Un’eccezione possibile a questo riferimento è l’aumento della variabilità dell’NAO nella seconda metà del XX secolo [Feldstein, 2000], inclusa la tendenza apparente all’aumento dell’indice NAO invernale boreale (Figura 19). Thompson et al. [2000] hanno concluso che la componente lineare della tendenza osservata dell’indice è statisticamente significativa rispetto al grado di variabilità interna che essa mostra, e Gillett et al. [2001] e Feldstein [2002] hanno dimostrato che la tendenza al rialzo è statisticamente significativa rispetto ai modelli di rumore rosso appropriati [Trenberth e Hurrell, 1999; sebbene si veda Wunsch, 1999].

Osborn et al. [1999] hanno dimostrato, inoltre, che la tendenza osservata nell’indice NAO invernale è al di fuori del 95% dell’intervallo di variabilità interna generato in una simulazione di controllo di 1.400 anni con un modello climatico accoppiato oceano-atmosfera, e Gillett et al. [questo volume] giungono alla stessa conclusione sulla base dell’esame delle simulazioni di controllo plurisecolari di sette diversi modelli climatici accoppiati. Ciò indica che il recente cambiamento climatico è in parte dovuto a forzature esterne, o che tutti i modelli sono carenti nella loro capacità di simulare la variabilità interdecadale dell’Atlantico Nord (anche se la variabilità simulata era simile a quella osservata nei record strumentali prima del 1950). I confronti con gli indici NAO ricostruiti da dati proxy hanno anche concluso che il comportamento recente è insolito, anche se forse non senza precedenti [Jones et al. 2001; Cook, questo volume]; tuttavia, tali record proxy estesi sono soggetti a notevoli incertezze [ad esempio, Schmutz et al., 2000; Cook, questo volume].

Una possibile fonte della tendenza nell’indice NAO invernale potrebbero essere processi esterni che influenzano la forza della circolazione atmosferica nella bassa stratosfera su lunghe scale temporali, come gli aumenti delle concentrazioni di gas serra [Gillett et al., questo volume]. A differenza del flusso medio (Figure 1-3), il NAO presenta una struttura “equivalente barotropica” pronunciata (cioè, non mostra un’inclinazione verso ovest con l’elevazione), e le sue anomalie aumentano in ampiezza con l’altezza in proporzione approssimativa alla forza del vento zonale medio [Thompson et al., questo volume].Nella bassa stratosfera, il modello principale di variabilità dell’altezza geopotenziale è caratterizzato da una struttura molto più annulare (simmetrica zonalmente) rispetto alla troposfera. Quando le altezze nella regione polare sono inferiori alla norma, le altezze a quasi tutte le longitudini nelle medie latitudini sono superiori alla norma, e viceversa. Nella prima fase, i venti occidentali stratosferici che circondano il polo sono rafforzati e il vortice polare è “forte” e anomalamente freddo. Contemporaneamente in superficie, l’NAO tende ad essere nella sua fase di indice positivo [ad es., Baldwin, 1994; Perlwitz e Graf, 1995; Kitoh et al., 1996; Kodera et al., 1996; Baldwin e Dunkerton, 1999].

La tendenza nella fase e nella forza dell’NAO negli ultimi decenni è stata associata a una tendenza stratosferica verso venti occidentali molto più forti che circondano il polo e temperature polari anomalamente fredde [ad es., Randel e Wu, 1999; Thompson et al., 2000]. Esiste un notevole corpo di ricerca e prove osservative a sostegno dell’idea che la variabilità nella troposfera possa guidare la variabilità nella stratosfera, ma ora sembra che possa verificarsi anche un certo controllo stratosferico sulla troposfera [ad es., Baldwin e Dunkerton, 2001]. Thompson et al. [questo volume] esaminano le prove di tale “controllo verso il basso” e valutano i possibili meccanismi, che probabilmente coinvolgono l’effetto del flusso stratosferico sulla rifrazione delle onde planetarie che si disperdono verso l’alto dalla troposfera [ad es., Hartmann et al., 2000; Shindell et al., 2001; Ambaum e Hoskins, 2002], sebbene possa essere importante anche una forzatura del momento più diretta [ad es., Haynes et al., 1991; Black, 2002].

La risposta atmosferica a forti eruzioni vulcaniche tropicali offre alcune prove di una influenza stratosferica sul clima superficiale [Gillett et al., questo volume]. Gli aerosol vulcanici amplificano i gradienti di temperatura nord-sud nella bassa stratosfera assorbendo radiazione solare nelle latitudini inferiori, causando così un riscaldamento. Nella troposfera, invece, gli aerosol hanno solo un’influenza diretta molto ridotta [Hartmann et al., 2000]. Tuttavia, la risposta osservata dopo le eruzioni mostra non solo altezze geopotenziali più basse sopra il polo con venti occidentali stratosferici più forti, ma anche un segnale NAO positivo marcato nella circolazione troposferica [ad es., Robock e Mao, 1992; Kodera, 1994; Graf et al., 1994; Kelley et al., 1996].

Anche la riduzione dell’ozono stratosferico e l’aumento delle concentrazioni di gas serra sembrano intensificare il gradiente di temperatura meridionale nella bassa stratosfera attraverso il raffreddamento radiativo delle regioni polari invernali. Questo effetto comporta un vortice polare più forte. Di conseguenza, è possibile che la tendenza all’aumento dell’indice NAO invernale boreale degli ultimi decenni (Figura 10) sia legata alle tendenze di una o entrambe queste quantità di gas traccianti. In particolare, negli ultimi due decenni è stata osservata una riduzione dell’ozono a nord del 40°N [Randel e Wu, 1999].Shindell et al. [1999] hanno applicato un modello accoppiato oceano-atmosfera a aumenti realistici delle concentrazioni di gas serra (GHG) e hanno osservato una tendenza verso la fase di indice positivo dell’NAO nella circolazione superficiale. In esperimenti simili con modelli accoppiati diversi, Ulbrich e Christoph [1999] e Fyfe et al. [1999] hanno anche trovato un aumento dell’indice NAO, mentre Osborn et al. [1999] e Gillett et al. [2000] non lo hanno riscontrato. Questo ha portato Cubasch et al. [2001] a concludere che non esiste ancora un quadro coerente sulla risposta dell’NAO all’aumento delle concentrazioni di GHG.

Tuttavia, Gillett et al. [questo volume] hanno esaminato 12 modelli accoppiati oceano-atmosfera e trovato che 9 di essi mostrano un aumento dell’indice NAO invernale boreale in risposta all’incremento dei livelli di GHG, anche se i risultati sono sensibili alla definizione dell’indice NAO utilizzata (sezione 3). Questo li ha portati a concludere che l’aumento delle concentrazioni di GHG ha contribuito a rafforzare il gradiente di pressione superficiale dell’Atlantico Nord [si veda anche Osborn, 2002].

Si è riscontrato che la diminuzione dell’ozono stratosferico ha un effetto minore rispetto ai cambiamenti nei GHG sull’NAO [ad es., Graf et al., 1998; Shindell et al., 2001], sebbene Volodin e Galin [1999] suggeriscano un’influenza più significativa. Gillett et al. [questo volume] sintetizzano il crescente e variegato corpo di studi che esamina come l’NAO possa rispondere a diverse forzature antropogeniche.

6.2. L’influenza dell’Oceano sull’NAO

Nelle regioni extratropicali, la circolazione atmosferica è il principale motore delle anomalie termiche dell’oceano superiore [sezione 5.3; Visbeck et al., questo volume]. Tuttavia, una questione di lunga data riguarda la misura in cui il campo delle SST (Temperature Superficiali del Mare) anomale extratropicali influisce sull’atmosfera [Kushnir et al., 2002]. La maggior parte delle prove suggerisce che questo effetto sia abbastanza piccolo rispetto alla variabilità atmosferica interna [ad es., Seager et al., 2000]. Nonostante ciò, l’interazione tra oceano e atmosfera potrebbe essere importante per comprendere i dettagli dell’ampiezza osservata dell’NAO e la sua evoluzione temporale a lungo termine [Czaja et al., questo volume], così come le prospettive per una prevedibilità significativa [Rodwell et al., questo volume].

L’argomento per un’influenza oceanica sull’NAO procede come segue: mentre la variabilità atmosferica intrinseca mostra incoerenza temporale, l’oceano tende a rispondere con marcata persistenza o addirittura comportamento oscillatorio. Le scale temporali imposte dalla capacità termica dell’oceano superiore, per esempio, portano a una variabilità di bassa frequenza sia delle SST che della temperatura dell’aria nella troposfera inferiore [Frankignoul e Hasselmann, 1977; Manabe e Stouffer, 1996; Barsugli e Battisti, 1998]. Altri studi suggeriscono che modi atmosferici spazialmente coerenti e su scala bacino come l’NAO interagiscano con la media dell’avvezione oceanica nell’Atlantico Nord per selezionare preferenzialmente anomalie SST quasi-oscillatorie con scale temporali lunghe [Saravanan e McWilliams, 1998] e persino eccitare modi dinamici selezionati di variabilità oceanica che agiscono per rossegiare lo spettro delle SST [Griffies e Tziperman, 1995; Frankignoul et al., 1997; Capotondi e Holland, 1997; Saravanan e McWilliams, 1997; 1998; Saravanan et al., 2000].

Questi studi teorici sono supportati da osservazioni che mostrano come le anomalie delle SST (Temperature Superficiali del Mare) invernali, originate nel giro subtropicale occidentale, si diffondano verso est lungo il percorso della Corrente del Golfo e della Corrente Nord Atlantica con un tempo di transito di circa un decennio [Sutton e Allen, 1997; Krahmann et al., 2001]. Czaja et al. [questo volume] offrono un esame dettagliato di tutte queste possibilità di interazione oceano-atmosfera. Una questione chiave in questo dibattito è la sensibilità dell’atmosfera delle medie latitudini, lontano dalla superficie, ai cambiamenti nelle SST (e altre condizioni al contorno di superficie, inclusi il ghiaccio marino e la copertura nevosa del suolo). Questa problematica è stata affrontata in numerosi studi, molti dei quali basati su esperimenti con modelli di circolazione generale dell’atmosfera (AGCM) con anomalie SST prescritte.

Palmer e Sun [1985] e Peng et al. [1995], per esempio, hanno mostrato che un’anomalia SST calda e stazionaria a sud di Terranova, nella regione di estensione della Corrente del Golfo, induce una risposta di alta pressione sull’Atlantico Nord, ma in quadratura spaziale con il pattern NAO. Quando viene prescritta una riproduzione più realistica della risposta complessiva del bacino SST alla variabilità NAO [Visbeck et al., questo volume], emerge un pattern atmosferico NAO realistico come risposta, ma se la forzatura provenga dalla parte tropicale o extratropicale dell’oceano non è stato risolto in modo inequivocabile [Venzke et al., 1999; Sutton et al., 2001; Peng et al., 2002].

Robertson et al. [2000] hanno riportato che cambiare la distribuzione delle SST nell’Atlantico Nord influisce sulla frequenza di occorrenza di diversi modi atmosferici regionali a bassa frequenza e aumenta notevolmente la variabilità interannuale dell’NAO simulata dal loro AGCM. Rodwell et al. (1999) dimostrano che forzando il loro AGCM con distribuzioni globalmente variabili di SST osservate e ghiaccio marino, la fase (anche se non l’ampiezza completa) della variabilità a lungo termine dell’indice NAO osservato in inverno nell’ultima metà del secolo può essere catturata, inclusa circa il 50% della forte tendenza al rialzo osservata negli ultimi 30 anni [vedi anche Mehta et al., 2000; Hoerling et al., 2001].

La debolezza delle risposte degli AGCM (Atmospheric General Circulation Models) alle anomalie delle SST (Temperature Superficiali del Mare) e i risultati occasionalmente confusi e incoerenti [ad es., Kushnir e Held, 1996] hanno alimentato un dibattito sull’importanza delle forzature oceaniche per le anomalie climatiche in generale e per l’NAO (Oscillazione Nord Atlantica) in particolare [Kushnir et al., 2002]. È possibile che gli esperimenti con AGCM che prescrivono SST non rappresentino correttamente i processi naturali, dove le fluttuazioni atmosferiche causano la variabilità delle SST, e sia l’interazione di “ritorno” o il feedback delle anomalie delle SST che si cerca. Barsugli e Battisti [1998] hanno sostenuto che quando l’oceano risponde all’atmosfera, l’ammortizzazione termica su quest’ultima è ridotta, contribuendo così a rendere le anomalie in entrambi i mezzi più forti e persistenti. Kushnir et al. [2002] hanno proposto un paradigma, basato su studi delle SST del Pacifico settentrionale [Peng et al., 1997; Peng e Whitaker, 1999], nel quale i cambiamenti delle SST dovuti a grandi anomalie della circolazione atmosferica (come l’NAO) modificano il gradiente di temperatura alla superficie e, quindi, l’attività baroclinica transitoria associata, che a sua volta influisce sulle anomalie del flusso a grande scala [ad es., Hurrell 1995b]. Questo meccanismo può agire insieme alla ridotta ammortizzazione termica per spiegare perché l’NAO è più persistente durante l’inverno (e fino a marzo) rispetto al resto dell’anno, e perché c’è una alta correlazione tra le anomalie delle SST di fine primavera e lo stato dell’NAO nell’autunno e inizio inverno successivi [Czaja e Frankignoul, 2002; Rodwell, questo volume].Nella loro revisione, Czaja et al. [questo volume] esplorano le implicazioni del paradigma dell’ammortizzazione termica ridotta, nonché le prove derivanti da esperimenti con modelli di circolazione generale accoppiati che mostrano come il sistema climatico esibisca un comportamento quasi oscillatorio a causa della risposta a lungo termine (pluriennale) della circolazione oceanica alla forzatura atmosferica [ad es., Latif e Barnett, 1996; Grötzner et al., 1998; Timmermann et al., 1998]. Questi ultimi studi sostengono che i cambiamenti nel trasporto di calore oceanico (forse guidati dalla variabilità dell’NAO) possono portare a un feedback negativo sull’atmosfera e quindi invertire la fase del fenomeno di forzatura atmosferica. Tale comportamento è ovviamente condizionato dalla capacità dell’atmosfera di rispondere alle anomalie del contenuto di calore dell’oceano superiore (vedi discussione sopra). È stata inoltre esplorata la possibilità che questa risposta circolatoria ritardata possa portare a modi oscillatori instabili del sistema climatico, anche in modelli semplificati [ad es., Jin 1997; Goodman e Marshall, 1999; Weng e Neelin, 1998].L’aggiunta alla complessità dell’interazione oceano-atmosfera include la possibilità di una forzatura remota dell’NAO dagli oceani tropicali. Diversi studi recenti hanno concluso che la variabilità dell’NAO è strettamente legata alle variazioni delle SST (Temperature Superficiali del Mare) nell’Atlantico tropicale nord e sud [Xie e Tanimoto, 1998; Rajagopalan et al., 1998; Venzke et al., 1999; Robertson et al., 2000; Sutton et al., 2001]. Le variazioni delle SST nell’Atlantico tropicale hanno una grande dimensione spaziale e si verificano su un’ampia gamma di scale temporali, dall’interannuale al decennale. Coinvolgono cambiamenti nel gradiente delle SST meridionali attraverso l’equatore, che influenzano la forza e la posizione delle precipitazioni nell’Atlantico tropicale e quindi possono influenzare la circolazione delle medie latitudini dell’Atlantico Nord. D’altra parte, Hoerling et al. [2001] hanno utilizzato esperimenti con AGCM (modelli di circolazione generale dell’atmosfera) attentamente progettati per sostenere che la tendenza pluriennale nella circolazione dell’Atlantico Nord verso la fase di indice positivo dell’NAO dal 1950 è stata guidata da un riscaldamento corrispondente delle acque superficiali dell’Oceano Indiano tropicale e dell’ovest del Pacifico. Sebbene Hoerling et al. [2001] non abbiano valutato direttamente il ruolo degli oceani extratropicali nel loro articolo, il fatto che la maggior parte del comportamento a bassa frequenza dell’indice NAO osservato dal 1950 sia recuperabile solo dalla forzatura delle SST tropicali suggerisce un ruolo più passivo per le SST dell’Atlantico Nord extratropicale [vedi anche Peterson et al., 2002]. Sutton e Hodson [2002] trovano anche prove di una forzatura dell’NAO da parte dell’Oceano Indiano tropicale su lunghe scale temporali, ma in contrasto con Hoerling et al. [2001], concludono che questo effetto è secondario rispetto alla forzatura dall’Atlantico Nord stesso. Chiaramente, l’importanza dell’interazione oceano-atmosfera tropicale rispetto a quella extratropicale non è ancora stata pienamente determinata.

Allo stesso modo, l’impatto di ENSO sul clima dell’Atlantico Nord, e in particolare sull’NAO, rimane oggetto di dibattito, sebbene la maggior parte delle prove suggerisca che gli effetti siano piccoli ma non trascurabili. Rogers [1984] ha concluso da un’analisi dei dati storici di pressione al livello del mare (SLP) che le occorrenze simultanee di particolari modi di ENSO e dell’NAO “sembrano verificarsi per caso”, e ciò è coerente con il fatto che non esista una correlazione significativa tra gli indici dell’NAO e ENSO su scale temporali interannuali e più lunghe. Pozo-Vázquez et al. [2001], tuttavia, hanno composto eventi estremi di ENSO e hanno trovato per le condizioni fredde nel Pacifico tropicale un modello di anomalia di SLP invernale boreale statisticamente significativo che assomiglia alla fase di indice positivo dell’NAO. Cassou e Terray [2001b] hanno anche sostenuto l’influenza di La Niña sull’atmosfera dell’Atlantico Nord, anche se hanno riscontrato una risposta atmosferica che somiglia più al regime di cresta della Figura 9.

Sutton e Hodson [2002] sottolineano, in modo importante, che l’influenza di ENSO dipende molto probabilmente dallo stato dell’Atlantico Nord stesso [vedi anche Venzke et al., 1999; Mathieu et al., 2002]. Inoltre, la possibilità di un collegamento indiretto tra ENSO e l’NAO è suggerita da numerosi studi che illustrano un impatto diretto di ENSO sulle SST dell’Atlantico Nord tropicale [ad es., Enfield e Mayer, 1997; Klein et al., 1999; Saravanan e Chang, 2000; Chiang et al., 2000; 2002]. Se questo fosse un effetto forte, tuttavia, sarebbe rilevato dalle analisi statistiche.

La Figura 19 è strutturata in tre parti principali, tutte incentrate sullo studio delle anomalie della pressione al livello del mare (SLP) legate alla Oscillazione Nord Atlantica (NAO) durante i mesi invernali (da dicembre a marzo):

1. Pannello Superiore (Mappa):
   • Presenta la prima funzione ortogonale empirica (EOF 1) delle anomalie di SLP invernalì nel settore dell’Atlantico Nord (da 20°N a 70°N e da 90°W a 40°E).
   • Il modello utilizzato è il NCAR Community Climate Model (CCM).
   • La mappa evidenzia il pattern di pressione, con linee di contorno che rappresentano variazioni di 0.5 hPa, mentre il contorno a zero è escluso.
   • Questo pattern rappresenta il 45.01% della varianza totale in una simulazione di 200 anni, includendo i cicli climatologici annuali di tutti i forzanti esterni all’atmosfera.
2. Pannello Medio (Modello):
   • Illustra una serie temporale di 139 anni del componente principale derivato dal modello (CCM), rappresentando la variabilità dell’indice NAO come simulata dal modello.
   • Gli indici sono normalizzati, mostrando variazioni annuali tra valori positivi e negativi, che indicano le fluttuazioni dell’NAO durante l’inverno.
3. Pannello Inferiore (Osservato):
   • Visualizza l’indice NAO basato su dati di stazione, per un periodo equivalente di 139 anni, anch’esso normalizzato.
   • Questo pannello offre un confronto diretto tra le simulazioni del modello e le osservazioni reali dell’indice NAO.

In sintesi, questa figura serve per analizzare e confrontare come il modello climatico (CCM) simula le variazioni dell’indice NAO rispetto alle osservazioni effettive. I confronti tra il pannello medio e il pannello inferiore evidenziano l’accuratezza delle simulazioni del modello rispetto alle condizioni reali misurate e osservate, permettendo di valutare quanto bene il modello riproduce fenomeni climatici complessi come l’NAO e la sua variabilità stagionale e interannuale.

6.3. Ghiaccio Marino e Copertura Nevosa Terrestre

Il ruolo del ghiaccio marino e della copertura nevosa terrestre nell’influenzare la variabilità atmosferica ha ricevuto molto poca attenzione, specialmente rispetto al ruolo delle anomalie oceaniche. Qui si indaga se i cambiamenti nelle proprietà superficiali dovuti alla NAO siano in grado di modificare a loro volta la sua fase e ampiezza. Come discusso nella sezione 5.3, i cambiamenti nella copertura di ghiaccio marino sia nei mari del Labrador e della Groenlandia sia sull’Artico sono ben correlati con le variazioni della NAO [Deser et al., 2000]. Poiché i cambiamenti nella copertura di ghiaccio producono grandi cambiamenti nei flussi di calore sensibile e latente, è ragionevole chiedersi se ci sia un conseguente feedback sulle anomalie della circolazione atmosferica. Deser et al. [2000] suggeriscono dalle osservazioni che una risposta locale della circolazione atmosferica alla riduzione della copertura di ghiaccio marino a est della Groenlandia negli ultimi anni sia evidente. Tuttavia, esperimenti AGCM più recenti, con anomalie di copertura di ghiaccio impostate in modo coerente con la tendenza osservata di diminuzione (aumento) della concentrazione di ghiaccio durante l’inverno a est (ovest) della Groenlandia, suggeriscono un debole feedback negativo sulla NAO [C. Deser, comunicazione personale].

Watanabe e Nitta [1999] hanno suggerito che i processi terrestri siano responsabili dei cambiamenti decennali nella NAO. Hanno scoperto che il cambiamento verso un indice NAO invernale più positivo nel 1989 è stato accompagnato da grandi cambiamenti nella copertura nevosa sull’Eurasia e sul Nord America. Inoltre, la relazione tra la copertura nevosa e la NAO era ancora più coerente quando veniva analizzata la copertura nevosa dell’autunno precedente, suggerendo che l’atmosfera potrebbe essere stata forzata dalle condizioni superficiali sulla massa terrestre a monte. Watanabe e Nitta [1998] riproducono una parte considerevole dei cambiamenti della circolazione atmosferica prescrivendo le anomalie di copertura nevosa osservate in un AGCM. Il dibattito sull’importanza delle interazioni della NAO con la superficie terrestre e oceanica della Terra è quindi tutt’altro che concluso.

7. CONCLUSIONI E SFIDE

La NAO è un fenomeno atmosferico su larga scala che deriva principalmente dalle interazioni stocastiche tra le tempeste atmosferiche e gli eddies stazionari climatologici, nonché il flusso a getto medio temporale. Di conseguenza, i cambiamenti da mese a mese e da anno a anno nella fase e nell’ampiezza della NAO sono per lo più imprevedibili. Tuttavia, il fatto che le forze esterne possano spingere l’atmosfera ad assumere un valore dell’indice NAO alto o basso durante un particolare mese o stagione è importante: anche una piccola quantità di prevedibilità potrebbe essere utile, considerando l’impatto significativo che la NAO esercita sul clima dell’emisfero nord. Una migliore comprensione di come la NAO risponda alle forzature esterne è cruciale per l’attuale dibattito sulla variabilità e il cambiamento climatico.

Diversi meccanismi che potrebbero influenzare il dettaglio dello stato della NAO sono stati proposti. All’interno dell’atmosfera stessa, si è visto che i cambiamenti nella posizione e intensità del riscaldamento tropicale influenzano la circolazione atmosferica sopra l’Atlantico Nord e, in particolare, la NAO. La convezione tropicale è sensibile alla distribuzione delle SST sottostanti, che mostra una persistenza maggiore rispetto alla variabilità delle SST alle medie latitudini. Questo potrebbe quindi portare a una certa prevedibilità del fenomeno NAO.

Le interazioni con la bassa stratosfera rappresentano una seconda possibilità. Questo meccanismo è interessante perché potrebbe anche spiegare come i cambiamenti nella composizione atmosferica influenzino la NAO. Ad esempio, i cambiamenti nell’ozono, nelle concentrazioni di GHG e/o nei livelli di radiazione solare influenzano il bilancio radiativo della stratosfera che, a sua volta, modula la forza del vortice polare invernale. Dato il relativamente lungo periodo di variabilità della circolazione stratosferica (le anomalie persistono per settimane), l’accoppiamento dinamico tra la stratosfera e la troposfera tramite interazioni onde-flusso medio potrebbe fornire un livello utile di capacità predittiva per la NAO invernale. Tali interazioni sono state anche utilizzate per razionalizzare la recente tendenza dell’indice NAO invernale in termini di riscaldamento globale.Una terza possibilità è che lo stato della NAO sia influenzato dalle variazioni negli scambi di calore tra l’atmosfera e l’oceano, il ghiaccio marino e/o i sistemi terrestri. È stata condotta una notevole quantità di sperimentazione numerica per testare l’influenza delle anomalie delle SST tropicali ed extratropicali sulla NAO, e questi esperimenti stanno ora iniziando a portare a risultati più conclusivi e coerenti.

Una delle sfide più urgenti è avanzare nella nostra comprensione dell’interazione tra la forzatura dei gas serra (GHG) e la NAO. Ora sembra che possa esserci una relazione deterministica, che potrebbe permettere una moderata prevedibilità a bassa frequenza e quindi necessita di essere studiata attentamente. Inoltre, mentre la prevedibilità della variabilità stagionale e interannuale della NAO rimarrà molto probabilmente bassa, alcune applicazioni potrebbero beneficiare del fatto che questo fenomeno lascia impronte di lunga durata sulle condizioni di superficie, in particolare sugli oceani. Allo stesso tempo, la risposta degli ecosistemi marini e terrestri a un cambiamento nell’indice NAO potrebbe aumentare o ridurre i livelli di anidride carbonica atmosferica e quindi fornire un feedback positivo o negativo.

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/134GM01