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Finalità Associazione “INMETEO” Dall’Art. 2 (Finalità dell’Associazione) dello Statuto dell’associazione NO PROFIT InMeteo Le specifiche finalità dell’Associazione di promozione sociale InMeteo sono: 1) Effettuare e pubblicare Bollettini Meteo e Previsioni del Tempo sul sito www.inmeteo.it (e relativi siti affiliati) e tramite i mass-media, fornendo un servizio di informazione e di divulgazione scientifica 2) Effettuare e favorire la ricerca e lo studio scientifico, organizzare convegni, seminari, conferenze e corsi di forma zione professionale; pubblicare il risultato di quanto suddetto sul web o tramite pubblicazioni particolari. a) Pubblicare la Rivista “InMeteo Magazine” con cadenza trimestrale per i soci e chi ne fa richiesta (a secon da delle modalità decise in comune accordo dal consiglio direttivo) b) Creare un sussidio per la pubblicazione di Libri di natura meteorologica e scientifica, soprattutto all’interno dell’associazione 3) Facilitare la riunione di appassionati di meteorologia attraverso il web, convegni e incontri. 4) L’installazione e la gestione, nell’osservanza delle relative norme legislative e regolamentari, di stazioni meteoro logiche e quant’altro utile allo studio dei specifici fenomeni, nonché di eventuali sistemi informatici ed informativi di collegamento. 5) Stipulare delle convenzioni con negozi e rivenditori autorizzati di materiale meteorologico e affine. 6) Fornire ai soci materiale informatico per migliorare il monitoraggio e l’attività meteorologica sul web. 7) Stipulare convenzioni con importanti centri di raccolta dati. 8) Elaborare strutture informatiche complesse ed utili alla meteorologia nell’ambito associativo ed esterno, mediante la costruzione di piattaforme adatte e la possibilità di offrire servizi di supporto. 9) La promozione di corsi di formazione e di aggiornamento per alunni ed insegnanti delle scuole di ogni ordine e grado. È doveroso porgere un ringraziamento particolare agli enti gemellati con la nostra associazione, e cioè l’Associazione MeteoNetwork e l’Osservatorio Astronomico Isaac Newton per il preziosissimo contributo pervenuto in redazione e quindi per la collaborazione che da questo numero in poi contribuirà a rendere alta la qualità della nostra rivita meteorologica. La redazione Per acquistare le vecchie copie di InMeteo Magazine è possibile inviare la richiesta a magazine@inmeteo.it specificando: -nome cognome -indirizzo -recapito telefonico -copia della ricevuta di versamento da effettuare al numero di postepay 4023 6004 5160 9764 intestata a Giancarlo Modugno Per ogni copia richiesta viene richiesta una donazione minima di 6 €; per eventuali ristampe la donazione minima per ogni copia ristampata è 8 € Sono disponibili i seguenti numeri: - InMeteo Magazine 2 (12 copie) - InMeteo Magazine 4 (5 copie) - InMeteo Magazine 3 (9 copia) - InMeteo Magazine 5 (17 copie) Presidente: Vittorio Villasmunta Vice Presidente: Giancarlo Modugno Consiglio Direttivo: Giuseppe Conteduca, Francesco Montanaro, Pasquale Abbattista, Francesco Ladisa, Sante Barbano Tecnici Ufficiali: Francesco Galella, Pasquale Abbattista, Filippo Gorguglione Comitato Gargano:Sante Barbano, Giuseppe d’Altilia, Filippo Gurgoglione, Vincenzo Mastromatteo Soci onorari: Domenico Papandrea, Gabriele Ladisa Relazioni esterne: Tommaso Intini, Francesco Ladisa www.inmeteo.it Fondato il 3 Settembre 2005

I siti dell’associazione InMeteo WWW.INMETEO.IT WWW.PUGLIAMETEO.IT WWW.METEOLUCANIA.IT WWW.METEOBITONTO.IT WWW.VILLASMUNTA.IT WWW.METEOSGR.IT WWW.METEOGARGANO.COM //LIVE.METEOCORATO.IT WWW.METEORUVO.IT


InMeteo Magazine

Periodico trimestrale di InMeteo Associazione NO - PROFIT di Meteorologia

Anno 2 - Luglio 2008 - Numero 6

sommario numero 3/2008 INMETEO

Direttore Responsabile Domenico Papandrea Capo Redattore Giancarlo Modugno Vice Capo Redattore Paolo De Luca Comitato di Redazione Giancarlo Modugno Vittorio Villasmunta Paolo De Luca Pasquale Abbatista Giuseppe Conteduca

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Assottigliamento concentrazioni ozono ... della Dottoressa Rosetta Onorati

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I tempi stanno cambiando

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Intervista al Prof. Piero Lionello

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Summer NAO e conseguenze sull’estate europea

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Come nascono le perturbazioni

di Giancarlo Modugno

di Giancarlo Modugno

di Luigi Bellagamba

di Mauro Romandini

Redazione

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Un’estate a pieno regime...ma quale?

E mail: magazine@inmeteo.it http://www.inmeteo.it

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Associazione tra stratosfera, troposfera e...

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Clima e Ghiacciai nella Valle D’Aosta

Progetto Grafico e Composizione Giancarlo Modugno

di Marco Magnani

di Paolo De Luca

di François Burgay

Stampa “Pubblicittà” - Roma Autorizzazione del Tribunale di Bari con decreto numero 8 del 28/02/2007

InMeteo Magazine e www.inmeteo.it sono due mezzi d’informazione che nascono con lo scopo di divulgare la scienza e la cultura meteorologica. Chiunque volesse contribuire con articoli e commenti agli articoli pubblicati può scriverci al seguente indirizzo mail: magazine@inmeteo.it


L’ASSOTTIGLIAMENTO DELLE CONCENTRAZIONI DI OZONO STRATOSFERICO ANTARTICO (2à parte) INMETEO

della Dottoressa Rosetta Onorati - CNR-IDAC – Gruppo ICES - Roma - Tor Vergata i dati elaborati nei seguenti grafici sono stati scaricati da sito web: http://toms.gsfc.nasa.gov/ozone/ozone_v8.html ed elaborati con il software per il calcolo matematico Matlab a cura della dott.ssa Onorati Andamenti delle percentuali in area sferica di ozono nella stratosfera antartica tra il 1980 ed il 2006:

Andamenti dei minimi assoluti di ozono nella stratosfera antartica tra il 1980 ed il 2006:

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Fig. 1.2 – Andamenti della percentuale in area sferica (I° grafico), andamenti dei minimi assoluti di ozono (II° grafico)

Nel grafico I° in Figura 1.2 sono mostrati i valori di massima area lacunosa il cui fit cubico mostra come questa tenda ad aumentare nel corso degli anni sino al 1993 per poi stabilizzarsi. Il fit nel grafico II° in Figura (minimi assoluti di ozono) mostra, invece, come i minimi diminuiscano nel corso degli anni, cioè il buco va approfondendosi, anche se sembra stabilizzarsi attorno alle 100 DU.

Fig 1.3 – Andamenti dei giorni di chiusura (I° grafico), andamenti dei giorni di apertura (II° grafico)

Una diminuzione del periodo di apertura del buco è confermata dai grafici nelle Figure 1.3 (grafici I° e II°) che rappresentano i giorni di apertura e di chiusura del buco dell’ozono, i cui fit cubici mostrano come l’apertura del buco tenda ad anticiparsi rispetto ai primi anni di stima (1980), e si ricolmi (chiusura) sempre più tardi nel corso degli anni. Per la verifica di quanto detto sopra, si riportano tre anni, 1983, 1993 ed 2003, che hanno un intervallo decennale:

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Le differenze percentuali riportate nelle ultime due colonne in tabella 2 mostrano come la situazione generale del buco dell’ozono presenti una tendenza alla stabilizzazione. Infatti confrontando la % di area lacunosa, si osserva un aumento del 98% dal 1983 al 1993, e solo del 16% dal 1993 al 2003. Anche osservando le differenze percentuali dei giorni di apertura, di chiusura e della durata del buco si nota lo stesso andamento migliorativo. Nel senso cioè che non si notano in questi ultimi anni variazioni delle date in cui avvengono l’apertura e la chiusura.

Fig. 1.4 – Andamento della durata del buco dell’ozono antartico tra il 1980 ed il 2006

Osservando l’ultimo grafico in Figura 1.4, si nota un andamento analogo, cioè che fino al 1993 la durata del buco dell’ozono è in aumento, poi, come mostra il fit cubico e la tabella 2, va a stabilizzarsi, anche se rimanendo ai massimi valori. L’unico dato in controtendenza in tabella è il valore dei minimi assoluti, che registra un aumento del 54% dal 1993 al 2003, contro quello del 22% dal 1983 al 1993. Queste due ultime considerazioni potrebbero essere attribuibili alla variazione della temperatura in stratosfera, l’apparente aumento è confermato dalla rottura del vortice polare del 2002, ed al conseguente cambiamento della climatologia delle PSC. Per una conferma degli andamenti trovati, sono necessarie però ulteriori analisi di lunga durata, ed a tal fine, Tale lavoro continuerà con lo studio dei dati degli anni 2007 e 2008 e con lo studio delle temperature in stratosfera. I dati saranno analizzati con le stesse procedure al fine di verificare l’ipotesi che le misure di prevenzione previste dal Protocollo di Montreal inizino a mostrare la loro efficacia.

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I TEMPI STANNO CAMBIANDO: COME VARIA IL CLIMA, CONOSCENZE ATTUALI E SCENARI FUTURI di Giancarlo Modugno - Vice Presidente “InMeteo”, Fondatore del portale www.inmeteo.it (climatologia di Torino e del Piemonte) a numerosi reportage sui ghiacciai alpini. Cambiamenti climatici sul Mediterraneo La conferenza sui cambiamenti climatici sul Mediterraneo si è tenuta il 16 Maggio 2008 presso il Museo di Scienze Naturali di Torino. Il relatore è stato il prof. Piero Lionello. Il prof. Piero Lionello si è laureato in Fisica all’università di Padova nel 1984 ed è ricercatore dal 1987. Ha collaborato col CNR, ISDGM, MIT, ECMWF, ESA. Dal 1999 è docente di oceonografia e fisica dell’atmosfera nell’uniIl compito che si prefigge questa mostra, versità di Lecce. È stato responsabile insieme al ciclo di conferenze che sta scientifico di numerosi progetti europei vedendo la città di Torino come ospite ed è interessato agli eventi estremi, alla di alcuni famosi studiosi del settore, dinamica del clima, alla climatologia è quello di divulgare verso i cittadini dei cicloni, alle onde oceaniche, all’inquelli che potrebbero essere i possibili terazione del mar Mediterraneo con il scenari climatici che si stanno studiando mare Adriatico. sui vari modelli climatici. Attualmente è il responsabile del progetto internazionale chiamato MedCLILa città di Torino, in particolare il Mu- VAR (Mediterranean CLImate VARiabiseo Regionale di Scienze Naturali, ha lity and predictability). già ospitato manifestazioni del genere e pertanto si ricorda la conferenza inter- L’intervento del prof. Lionello ha pornazionale “Atmosfera clima e uomo: la tato alla luce interessanti considerazioni società di fronte ai problemi dell’effetto sul sistema climatico Mediterraneo riasserra, dell’ozono , delle piogge acide” sumendo il pensiero scientifico attuale. del gennaio 1989, pochi mesi dopo la Le considerazioni, nelle quali gli sciennascita dell’IPCC. ziati faticano ad inserirsi, vanno dal catastrofismo alle preoccupazioni reali In questi ultimi vent’anni le conoscenze e allo scetticismo: vi è senza dubbio un scientifiche sono diventate sempre più aumento degli uragani, un’estremizzasviluppate ed è nata una sensibilizzazione del clima, più inondazioni, piogge zione marcata soprattutto nei media. più rare ma intense, desertificazione al La particolarità dei questa situazione sud Italia, malattie tropicali che stanno verte sulla necessità di adattamento “viaggiando”; nonostante i presupposti delle varie popolazioni che risentono scientifici per questi eventi c’è chi dice dei cambiamenti climatici ed anche alla che non esiste una forte evidenza, il possibilità di risolvere determinati pro- clima è sempre cambiato, alcuni eventi blemi energetici ricollegabili ai fenome- sono già avvenuti e le cause sono prettani del clima. mente naturali. Nella mostra è possibile trovare molta documentazione, soprattutto fotografica, circa gli ultimi avvenimenti climatici del ‘900 passando dall’aspetto “locale”

Vladimir Petrovc Koppen effettuò tempo fa una suddivisione qualitativa dei climi presenti sulla Terra grazie alla quale possiamo attribuire al clima

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mediterraneo un’estate asciutta, calda e moderatamente calda. Questa è una buona descrizione però bisogna considerare che il clima sul sistema “Mediterraneo” non è unico data la presenza di pianure, montagne (Alpi, Appennini, Pirenei, ecc), deserti. Quindi il clima non è ovunque “mediterraneo” ma allo stesso tempo è molto simile ad altre zone situate altrove nel mondo; parliamo di idealizzazione di quello che abbiamo e di forte variabilità spazio – temporale. Osservando il grafico dell’andamento termico medio sul Mediterraneo negli ultimi 500 anni si riscontra una forte variabilità temporale (con un picco molto caldo nel 1607 e molto freddo nel 1891) e allo stesso tempo fissando un istante si riscontra anche una distribuzione varia delle medie nello spazio da zona a zona. Si può effettuare lo stesso discorso per quanto riguarda le precipitazioni. Queste considerazioni vengono utilizzate per constatare che una variabilità in fin dei conti è sempre esistita, anche se sugli stessi dati bisognerebbe apprezzare i relativi errori. Tutto ciò è senz’altro vero, ma dall’inizio del 1900 in poi c’è stato un cambiamento climatico sistematico senza precedenti che merita senz’altro uno studio più attento.

La Mole Antonelliana - Torino

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Le anomalie sulle precipitazioni si stanno sentendo in particolar modo al sud Italia e al sud del Mediterraneo e l’evento apporta senza dubbio problematiche serie sui relativi territori. Esiste una prevalenza di anomalie negative negli ultimi anni ma per ora non possiamo tralasciare l’ipotesi di oscillazioni casuali: infatti, in inverno sono presenti anche anomali positive e sostanziali in alcune zone; in estate, invece, sono molto significative (e non sostanziali) le anomalie negative, tranne in medio oriente dove si sta rilevando una anomalia positiva. La spinta demografica può avere un ruolo molto particolare in tutte le zone dove si stanno registrando questo tipo di anomalie, in particolare nei Paesi più poveri dove la diminuzione delle precipitazioni del 20% sarà accompagnata da un aumento del 50% della

popolazione nei prossimi decenni. Possiamo immaginare cosa possa comportare uno squilibrio di risorse dettato da queste condizioni.

di una tendenza, le analogie col passato, attraverso modelli matematici che rendono conto della variabilità naturale che poi spieghino i possibili scenari relativi allo sviluppo economico e Se si analizza il periodo climatico 1901- sociale. Queste previsioni sono delle 2000 si noteranno sicuramente delle proiezioni e non esistono tra queste defluttuazioni intorno ad una media (sia gli stati più probabili di altri. La storia sulle precipitazioni sia sulle temperatudi questi modelli si è sviluppata negli re) e delle piccole anomalie. Possiamo ultimi 40 anni inserendo volta per volta restringere il periodo e considerare il sempre più dettagli e interazioni nel 1901-1925 e valutare le tendenze signisistema studiato (CO2, sole, pioggia, ficative: scopriamo che le zone in cui il ghiacci, nubi, oceani, ecc); uno studio cambiamento è veramente significativo del Dott. Pasini illustra inoltre la comsono molto poche. I valori delle tendenze plessità estrema del sistema Atmosfera significative diventano molto più estremi se si considerassero tutte le variabili nel periodo 1975-2000 e restano sempresenti. pre limitate ad alcune zone (diverse da Così si pensa di tenere fissi alcune quelle dei periodi precedenti), addirittura variabili (sia per la disponibilità di in diminuzione. calcolo sia per le diverse scale di variabilità delle stesse variabili); alla fine i Come vengono effettuate le previsioni vari scenari saranno sbagliati alternaticlimatiche? Attraverso l’estrapolazione vamente.

INTERVISTA AL AL PROFESSOR PIERO LIONELLO di Giancarlo Modugno - Vice Presidente “InMeteo”, Fondatore del portale www.inmeteo.it sul medio oriente. Non sono ancora quantificati in modo rigoroso da tutta la comunità scientifica. Ci sono degli effetti ma sono piccoli. Quello che avviene per la maggioranza del mediterraneo è soprattutto sull’oscillazione nord atlantica, quindi il clima mediterraneo è un clima in gran parte determinato dalle sue oscillazioni che determinano quando piove o meno.

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somigliano molto agli uragani. Se trattiamo il periodo climatico del 900 con relativo riscaldamento globale riscontriamo zone in cui il riscaldamento è stato statisticamente significativo. Parlando di statistiche significative e allargando la scala temporale su cui facciamo le nostre considerazioni si perdano le considerazioni fatte su periodi meno lunghi (30 anni invece di 100 relativi al riscaldamento).

Uno di questi fenomeni, il quale potrebbe essere ricollegati alla nao, potrebbe essere l’aumento di TLC come Dato che il mediterraneo è incluso nel potrebbe essere l’uragano Maria sul Molte di quelle tendenze significative sistema climatico mondiale, se accade Salento del 2006 oppure sempre nella vanno certamente a perdersi perché giuun evento in un posto allora dovrei stessa zona negli anni precedenti. stamente sono tendenze multidecennali aspettarmi una qualche possibile che descrivono l’estrema variabilità del modifica altrove (come potrebbe È una cosa molto controversa, i TLC clima stesso. essere il nino che porta ripercussioni tendono a svilupparsi sulla zona di lontano). È possibile che uno di questi transizione e sopra il mare, sono sempre fenomeni a grande scala come il nino stati osservati molto poco, le prime o qualsiasi altro fenomeno lontano da osservazioni satellitari. Quello del possa portare modifiche particolari Salento è mi pare il secondo caso tra sul mediterraneo? quelli passati sulla terra ferma, sono fenomeni la quale casistica è veramente Il nino sul mediterraneo è un problema limitata e sono talmente piccoli…non controverso, è un fenomeno a scala c’è statistica. Non c’è statistica di camplanetaria e ha delle ripercussioni a biamento. È improprio chiamarli uragascala planetaria in maggioranza riscon- ni, sono tutt’altro processo, è vero che trabili sulle zone tropicali. L’effetto sul hanno l’occhio ma stiamo confondendo mediterraneo è oggetto di discussione, oggetti che sono 50 km con qualcosa di c’è uno studio sugli effetti delle precipi- 500, vento con 100 km/h con 200 km/h, tazioni autunnali sulla Spagna, gli uragani del mediterraneo non


SUMMER NAO E SUE CONSEGUENZE SULL’ESTATE EUROPEA di Luigi Bellagamba - MeteoNetwork

La NAO (North Atlantic Oscillation) consiste in un dipolo nord-sud di anomalie con un centro localizzato sulla Groenlandia e l’altro localizzato tra il 35° - 40 ° di latitudine ( esistono almeno 3 differenti indici NAO proposti da Hurrel, Roger e Jones che prendono di riferimento località diverse). La NAO ha una grossa importanza sull’evoluzione invernale europea: diversa la situazione della NAO estiva (SNAO, summer NAO).Pur essendo importante in area eurasiatica, deve fare i conti con altri parametri più influenti nel periodo estivo che sono in grado di alterare la fenomenologia in ambito europeo.

In figura 2 apprezziamo le configurazioni di SNAO – e SNAO +. Il cluster negativo corrisponde ad un flusso ciclonico indirizzato verso l’Europa occidentale (specialmente su UK), mentre il cluster positivo è associato a condizioni anticicloniche, sempre nella stessa regione.

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-----------------------------------Effetti della SNAO Valutiamo infine gli effetti di una SNAO positiva in termini di pressione, precipitazioni e temperature tenendo presente che in caso di SNAO negativa sarebbero con segnale opposto.

Osservando i grafici relativi alla pressione, in una fase di SNAO positiva si evidenziava un dipolo nord sud con pressione più elevata a latitudini meridionali e più bassa sulla Groenlandia. Possiamo notare come nel corso dell’estate questa disposizione tenda a spostarsi verso est almeno per quanto riguarda il core dell’alta pressione, mentre sembrerebbe meno dinamica la disposizione della LP in Groenlandia. Le precipitazioni risultano meno presenti sull’Europa settentrionale: infatti possiamo constatare come vi sia una fascia di anticorrelazione tra SNAO e precipitazioni che va dall’Atlantico

Figura 1: Summer NAO dal 1850 ad oggi. Fonte The Summer North Atlantic Oscillation since the early eighteenth century Metoffice.

Figura 2: disposizione della SNAO – e +. Fonte: Interannual to interdecadal variations in the Summer North Atlantic Oscillation and SST infliuences

nord orientale fino alla penisola scandinava. Un regime di SNAO positivo si estrinseca in un’estate più calda sulle isole britanniche e sulla Scandinavia, mentre sull’Europa centro meridionale si ha un’iniziale periodo più freddo, anche se generalmente si realizza un graduale aumento delle temperature anche nel settore sud occidentale dell’Europa. In generale comunque un regime di SNAO positiva induce una estate più fredda sulla Groenlandia e sull’Europa orientale. Tutte le considerazioni fatte su SLP, temperature e precipitazioni si dovrebbero intendere invertite se si parlasse di SNAO negativa in maniera speculare.

Ovviamente in natura non esistono solo queste due situazioni antitetiche bensì numerose situazioni che si possono trovare tra i due estremi di SNAO positiva e negativa. In uno studio di Cassou e Terray si riscontrò pattern particolari capaci di giustificare estati calde e fredde; da questo studio emersero come correlate ad heat waves ci fossero due situazioni particolari che vediamo in figura 12.

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Figura 3: correlazione tra SNAO positiva e SLP ( pressione a livello del mare) tra Maggio e Agosto. Fonte NCEP/NCAR

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Figura 4: correlazione tra SNAO e precipitazioni estive europee. Fonte NCEP /NCAR.

Figura 4: correlazione tra SNAO positiva e temperature europee nei mesi estivi. Fonte NCEP/NCAR

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Figura 5: weather regimes estivi.Fonte Tropical Atlantic Influence on European Heat Waves

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Nella successiva tabella si fa il resoconto di quali pattern potessero essere responsabili di puntate calde e fredde. Ecco cosa se ne ricava:

In pratica durante le 5 estati più calde le configurazioni capaci di indurre ondate calde sono state quelle denominate blocking e Atlantic Low ( come possiamo osservare varianti della SNAO +), mentre negli stessi anni regimi freddi sono stati imputabili a configurazioni denominate NAO- o Atlantic ridge. SNAO e NAO invernale: I due indici sembrano essere autonomi e pur se aumenta la correlazione dopo gli anni 50, come possiamo apprezzare dal grafico, si arriva alla conclusione che si tratta di due variabili indipendenti.

Figura 6: andamento della Summer NAO e della winter NAO dal 1850 ad oggi. Fonte The Summer North Atlantic Oscillation since the early eighteenth century

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SNAO e SST atlantiche La SNAO viene influenzata dalle SST . Interdecadalmente la SNAO è associata con AMO ( Atlantic multidecadal oscillation, ovvero le alterazioni pluridecennali delle temperature delle acque marine superficiali , SST, in oceano Atlantico ) ed a livello interannuale con El Nino. Nella seguente figura le aree in rosso indicano SST ( di 6 mesi prima) correlate al segno della NAO, INMETEO ovvero quelle aree ( a sud della Groenlandia, sul Mare del Nord, sull’east coast americana, e su una fascia che va dai Carabi all’Africa occidentale) che hanno influenza sulla NAO estiva. Nella stessa figura a destra vediamo le regioni dove le SST sono influenzate dal segno della precedente NAO.

Figura 7: a sinistra influenza delle SST sulla NAO (lag 6 mesi) nel periodo 1880-2003 sec. p-value dell’ Omega statistic Granger causality test. A destra Influenza della NAO (lag 6 mesi) sulle SST calculate dal 1880-2003 Fonte: Assessment of time varying influence of SST and atmospheric circulation on European surface temperature and precipitatio

In uno studio di Folland sulle SST ( lag 3 mesi ) è possibile correlare heat waves europee (periodi caratterizzati da temperature sopra norma ) a distinte aree oceaniche. Qui di seguito vengono infatti illustrate le differenti correlazioni tra SST e heat waves registrate in A sull’Inghilterra in B a Berna.

Figura 8: correlazione tra SST di 3 mesi prima e temperature estreme in Inghilterra (a) e Berna (b). Fonte: Assessment of time varying influence of SST and atmospheric circulation on European surface temperature and precipitation. C. Folland

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SNAO ed ENSO Gli effetti di El Nino sulla SNAO paiono essere più forti che quelli indotti dalla Nina. Il forcing potrebbe derivare dall’anomala convergenza sia sul Pacifico centrale che occidentale, e dalle anomale precipitazioni su dette aree. Durante una fase di Nino si realizza un gradiente termico nelle SST che vede un incremento di temperature da sud a nord e questo può indurre una maggiore convergenza e quindi incrementare le precipitazioni. In questo modo potrebbe esserci il potenziale per interagire col Jet stream subtropicale e di conseguenza la possibilità di trasmissione di onde di Rossby a livello emisferico capaci pertanto di interferire fino alla regione eurasiatica.


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Figura 9: alterazioni dei gradienti delle SST in Luglio-Agosto nell’ oceano Pacifico occidentale in anni con ENSO moderato o forte creano aree di anomala convergenza. Fonte: Interannual to interdecadal variations in the Summer North Atlantic Oscillation and SST infliuences .

SNAO e Snow Cover: Vediamo ora la correlazione che c’è tra NAO invernale e copertura nevosa/ ghiacci artici. In figura vediamo la correlazione delle SLP estive in relazione allo snow cover invernale che possono essere riscontrati in vari plottaggi con distinti lag.

Figura 10: esempio di correlazione tra SLP estive in Agosto e snow cover di Gennaio Febbraio e Marzo. Si noti la forte anticorrelazione con le SLP delle isole britanniche nella correlazione tra snow cover di Gennaio e SLP di Agosto. Fonte NCEP/NCAR reanalysis

Lo snow cover può forzare la circolazione atmosferica attraverso modi differenti, come ad esempio attraverso l’effetto albedo, inducendo alterazioni dei gradienti di temperatura, consolidando scambi di calore tra terra e atmosfera, interagendo con l’umidità del terreno. Gli effetti di un eccessivo innevamento in territorio eurasiatico in primavera influenza il clima estivo in Europa . Ne conseguono temperature più basse del normale in estate sull’Europa Nordoccidentale e sulle isole britanniche. Invece una copertura sotto media nel tardo inverno, dovrebbe comportare effetti opposti .

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SNAO e Sahel Rainfall Un’interessante correlazione si ha tra le precipitazioni in regione Sahel (10°N to 20°N, 20°W a 35°E) e le concomitanti SLP europee. L’aumento delle precipitazioni induce intensificazione della circolazione monsonica a sua volta associato col persistente shift verso nord dell’intera zona di ITCZ dai carabi INMETEO all’Africa. Il contrasto tra prevalenti condizioni di umidità tra 10° N - 20° N e siccità nella fascia equatoriale, chiaramente riflette un N-shift dell’ITCZ in Luglio e Agosto. La variabilità delle precipitazioni nel Sahel paiono correlarsi a forcing oceanici (Oceano atlantico per il Sahel occidentale ed Indiano per il Sahel orientale) , amplificati dall’ interazione terra-atmosfera e dalla variabilità interannuale delle SST. Il recente trend arido sul Sahel pare attribuibile ad acque persistentemente più calde della norma attorno all’Africa che favoriscono lo stabilirsi di notevole convezione sull’oceano, indebolendo la convergenza continentale associata coi monsoni e generando diffusa siccità dal Senegal all’Etiopia.

Figura 11: correlazione tra sahel rainfall e SLP dei mesi estivi. Fonte NCEP/NCAR

Da questi plottaggi si ricaverebbe come in concomitanza con stagioni più piovose in Sahel si registrano pressioni medie più basse su tutta l’europa di Luglio ed Agosto. Anche in un lavoro di Folland si arrivava alle stesse conclusioni: la correlazione fra Sahel Rainfall (SR) e il nodo meridionale della SNAO è negativa e si avvicina a -0.6. Quindi si evince che in caso di Sahel rainfall aumentate si ha una tendenza alla SNAO - .

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Bibliografia 1.Assessment of time varying influence of SST and atmospheric circulation on European surface temperature and precipitation. C. Folland 2.Impact of the wintertime North Atlantic Oscillation (NAO) on the summertime atmospheric circulation Masayo Ogi, Yoshihiro Tachibana and Koji Yamazaki 3.Summer extent heralding of the winter North Atlantic Oscillation. M.A. Saunders, B. Qian , B. Lloyd-Hughes. 4.Tropical Atlantic Influence on European Heat Waves C.Cassou, L. Terray. Journal of Climate vol 18 Aug. 2005. 5.Oceanic Forcing of Sahel Rainfall on Interannual to Interdecadal Time Scales A. Giannini, R. Saravanan, P. Chang 6.The Summer North Atlantic Oscillation since the early eighteenth century. C Folland, Hans Linderholm, Sarah Ineson, Jeff Knight, Jim Hurrell, Peter Baines, David Fereday, Steve Warren and Adam Scaife . Metoffice. 7.NAO I parte. L.Bellagamba. Portale di Meteonetwork.


COME NASCONO LE PERTURBAZIONI di Mauro Romandini - Osservatorio “Newton” , Taranto In questo capitolo ci occuperemo di quei fenomeni meteorologici, i cicloni extratropicali, che per la loro intensità e per la vastità della superficie marina interessata, provocano le condizioni più disagevoli e pericolose per il diportista. In essi dominano infatti forti venti, la loro durata sugli stessi luoghi può essere di molte ore, inoltre si può avere un notevole fetch, con conseguente peggioramento delle condizioni del mare. Cominciamoci ora a chiedere dove e come si formano questi centri depressionari. Le perturbazioni che interessano l’Europa ed il bacino del Mediterraneo hanno origini lontane; esse nascono infatti sull’Oceano Atlantico non molto distante dalla costa orientale del Nord America e derivano da una serie complessa di fenomeni caratterizzati dal confronto lungo una linea immaginaria che va dall’Islanda alle Bahamas, di masse d’aria di caratteristiche diverse, quella fredda polare di origine canadese e quella calda ed umida di origine medio atlantica. Riprendendo loschema della circolazione generale dell’atmosfera, intorno ai 30° lat. N e S ed in corrispondenza dei poli si hanno delle zone di alta pressione caratterizzate da arrivo di aria in quota (convergenza) e dalla successiva discesa al suolo (subsidenza). Quest’aria, al suolo, tenderà a sfuggire dal centro con moto a spirale in senso orario (divergenza).

L’aria che per subsidenza scende dalle alte quote, si stratifica su queste zone e pertanto ne acquista le caratteristiche di temperatura ed umidità. Avremo così una massa d’aria calda ed umida, detta marittima Tropicale (mT) in corrispondenza dell’Anticiclone delle Azzorre, mentre sul Canada si formeranno masse d’aria fredda e secca dette di tipo continentale Polare (cP). Noi sappiamo, inoltre, che alle latitudini medie i venti sono prevalentemente occidentali (fatto più evidente in quota che al suolo), e che in realtà le correnti subiscono delle ondulazioni, le già citate Onde di Rossby.

Occorre a questo punto fare un passo indietro e parlare dei venti nelle zone di alta e bassa pressione.

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Abbiamo già detto che il movimento di una particella di aria sulla superficie terrestre è determinato dall’azione su di essa della forza dovuta al gradiente barico. Sotto l’azione di questa forza una piccola massa d’aria viene accelerata fino a che la forza deviante di Coriolis, che aumenta con l’aumentare della velocità, le diventi uguale e contraria.

Tutto ciò è valido se le isobare sono rettilinee; tuttavia abbiamo visto che i centri di alta e di bassa pressione assumono una forma vagamente circolare; bisognerà pertanto tener conto di un’altra forza apparente che si sviluppa in presenza di un moto circolare, ossia la forza centrifuga. Considerando la circolazione in quota e quindi tralasciando la forza di attrito, si nota che la forza dovuta alla differenza di presDifficilmente questo fronte si presenterà sione è sempre rivolta dall’alta verso lineare, piuttosto esso mostrerà delle on- la bassa pressione, la forza centrifuga dulazioni, ed in seno a queste ondulazioni è sempre rivolta verso l’esterno della in condizioni “giuste” si formerà una curvatura, e la forza di Coriolis è depressione. La posizione di questo fronte sempre rivolta verso la destra della polare è molto variabile e dipende oltre direzione di moto. In quota avremo che dall’intensità dei contrasti tra tipi diffetutte le forze agiscono perpendicolarrenti di masse d’aria, anche dalle stagioni; mente alle isobare. Inoltre la forza o infatti esso tenderà a risalire di latitudisomma di forze che agisce verso destra ne nei mesi estivi ed a scender in quelli deve essere uguale a quella o quelle invernali. Ma torniamo al nostro fronte che agiscono verso sinistra. polare spezzettato. Al suolo ci saranno dei tentativi dei due tipi di masse d’aria Nella circolazione ciclonica la forza Le cose non stanno proprio in questa di invadere porzioni di spazio occupato dovuta alla differenza di pressione è maniera così semplice, tuttavia in dall’altra. rivolta verso il centro sulla sinistra, effetti sull’Atlantico settentrionale si mentre la forza deviante e la forza vengono a determinare 3 protagonisti: In quota invece alle medie latitudini il centrifuga sono entrambe rivolte verso la depressione d’Islanda che però non vento spira da W verso E lungo isobare l’esterno e quindi verso destra. Dal ha molta importanza nel nostro discor- che serpeggiano come il letto di un enor- momento che in questo caso la forza so e che pertanto possiamo tralasciare; me fiume con un alternarsi di curvature centrifuga si somma alla forza di Col’Anticiclone delle Azzorre (dinamico) cicloniche, dove il vento gira in senso riolis, per arrivare all’equilibrio con la e l’Anticiclone canadese (termico ed antiorario intorno ad un centro di bassa forza dovuta al gradiente di pressione equivalente a quello Russo; d’estate pressione, ed anticicloniche, dove il vento il vento dovrà raggiungere una velocità è sostituito dall’alta pressione polare gira in senso orario intorno ad un centro inferiore a quella che sarebbe necescentrata grosso modo ad ovest della di alta pressione. Perché si sviluppi una saria nel caso di isobare rettilinee. DiGroenlandia). Queste alte pressioni depressione bisogna che una di queste scorso opposto si ha nella circolazione permangono a lungo su luoghi dalle onde si trovi opportunamente posizionata anticiclonica. Ne consegue pertanto caratteristiche uniformi. sopra un’ondulazione del fronte polare. che a parità di gradiente barico i venti sono più intensi nelle zone di alta, piuttosto che in quelle di bassa pressione. Ricordando che nelle depressioni i venti ruotano in senso antiorario, e nelle alte pressioni in senso orario, prediamo in considerazione le due celle anticicloniche delle Azzorre e Canadese. Per effetto di questa rotazione i venti caldi ed umidi della prima verranno a scontrarsi con quelli freddi e secchi della seconda lungo una linea chiamata fronte polare.

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Pertanto quando il vento passa da una circolazione ciclonica ad una anticiclonica, la sua velocità dovrà aumentare nel punto di passaggio tra le due circolazioni.

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In definitiva la velocità del vento ad una data latitudine sia al suolo che in quota non dipende unicamente dalla distanza tra le isobare ma anche dalla loro curvatura. A parità di gradiente barico, la velocità del vento è maggiore se la curvatura delle isobare è anticiclonica e minore se è ciclonica. La differenza tuttavia è trascurabile ai fini pratici, ma è tale da determinare importanti conseguenze nella circolazione in quota. Considerando un punto A con circolazione ciclonica in quota e B di circolazione anticiclonica, il vento nel passaggio tra queste due zone subisce un’accelerazione nel punto di flesso e pertanto nel punto B il vento ha una velocità superiore che nel punto A. Pertanto da B sfugge più aria di quanta non ne entri da A! Il deficit di aria che si verrebbe a determinare viene compensato aspirando aria dal suolo generando così una delle condizioni necessarie per la formazione di un centro di bassa pressione al suolo. Una vera e propria depressione però si formerà quando questo centro viene a corrispondere con un’ondulazione del fronte polare. In questo caso, infatti, la circolazione ciclonica che viene a determinarsi in corrispondenza della bassa pressione al suolo, provocherà quel confronto tra masse d’aria di differente temperatura che sono la seconda condizione necessaria per il formarsi di questo tipo di depressione. In fatti attorno al centro di bassa pressione al suolo il vento comincia a ruotare in senso antiorario.

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La linea che costituisce l’intersezione delle superfici calda e fredda con la superficie terrestre è chiamata rispettivamente fronte caldo e fronte freddo. Una volta nata la depressione continuerà ad approfondirsi nonostante che i venti al suolo, nella loro rotazione a spirale intorno al centro di minima pressione, continuino ad apportarvi aria. Infatti in una giovane depressione, la convergenza al suolo non è sufficiente a compensare l’aria aspirata dalle correnti in quota. Un’altra caratteristica dei sistemi depressionari è che l’aria fredda procede più velocemente di quella calda, pertanto quest’ultima viene dalla prima man mano sostituita fin che il fronte freddo raggiunge quello caldo, formando un nuovo tipo di fronte detto occluso. Con l’inizio dell’occlusione si raggiunge la massima intensità della fenomenologia in seno ad una depressione,ma si determina anche l’inizio di quegli eventi che porteranno all’esaurimento della depressione stessa. Infatti, quando l’aria del settore caldo verrà completamente sostituita dall’aria fredda, la circolazione nella depressione sarà costituita da una massa d’aria aventi caratteristiche uniformi (un po’ come nell’alta pressione), venendo così meno quei contrasti termici e di umidità che sono necessari per l’esistenza della perturbazione. Caratteristica generale di una depressione è il suo diametro che è circa di 2000 km, e la sua durata che raramente supera la settimana. Così come accennato in precedenza, le depressioni non si formano a caso, ma solo in alcune aree dette zone ciclogenetiche.

Sull’Atlantico, la zona ciclogenetica si estende dalla costa E del continente americano fino alla Groenlandia ed Islanda, ed è qui che hanno origine le depressioni che poi invaderanno l’Europa. La velocità di spostamento di una depressione, sotto l’influenza delle I due tipi di massa d’aria tenderanno correnti in quota, si aggira intorno ai ad invadere l’una la zona di residenza 20 – 30 nodi, normalmente da W verso dell’altra senza mischiarsi. L’aria cal- E. I venti in una depressione avranno da, più leggera e meno densa, tenderà un andamento caratteristico; il fronte a scorrere al di sopra di quella fredda caldo è preceduto da venti da SE che preesistente, rimanendo separata da al passaggio del fronte girano da SW questa lungo una superficie detta sue mantenendosi tali sino all’arrivo del perficie frontale calda. Dall’altra parte, fronte freddo. l’aria fredda più pesante e densa si incuneerà sotto l’aria calda forzandola Al passaggio del fronte freddo, il vento a salire, ma rimanendo separata da gira di colpo da NW, rinforzando. Paralquesta lungo una superficie di separa- lelamente alla rotazione del vento ed alla zione detta superficie frontale fredda. possibilità di raffiche, si registrerà anche un brusco calo della temperatura, dovuto all’arrivo della nuova massa d’aria.

Il passaggio del fronte freddo determina le condizioni di navigazione più difficili perché al vecchio mare da SW si somma quello nuovo formato da venti settentrionali, il tipico e pericoloso mare incrociato. Ma ritorniamo alla nostra depressione nata al largo delle coste canadesi, per cercare di indovinare quale sarà la sua direzione di spostamento. Il suo percorso ed il suo punto di arrivo sul continente europeo dipenderanno dalla posizione dell’Anticiclone delle Azzorre. Quanto più questo è spostato verso nord, tanto più settentrionale sarà il precorso della depressione. Ecco spiegato perchè il tempo in estate è generalmente bello; infatti le grandi depressioni sono obbligate a percorrere rotte settentrionali seguendo il bordo settentrionale dell’anticiclone. A questo punto se fossimo nelle Isole Britanniche potremmo aver già concluso il discorso; infatti i meteorologi locali se la passano piuttosto bene, poiché possono seguire il formarsi dei sistemi perturbati, valutare la loro traiettoria e, conoscendo anche la velocità di spostamento, stabilire con notevole precisione l’arrivo a destinazione; l’unico elemento su cui concentrarsi sarà l’intensità dei fenomeni e le località che saranno maggiormente esposte. Per noi in Italia questo discorso non è valido, poiché meno del 10% delle depressioni sul Mediterraneo ha la sua origine direttamente dall’Atlantico. La stragrande maggioranza (circa il 70%), trae la propria origine solo di riflesso dalle depressioni atlantiche, sviluppandosi ed evolvendosi poi autonomamente nell’ambito del Mediterraneo stesso. Infatti quello descritto non è l’unico modo di formazione delle depressioni. Quando una corrente d’aria viene forzata a valicare una barriera montuosa che si estenda trasversalmente al proprio percorso, si sviluppa una tendenza alla formazione di una depressione sottovento alla catena. Questa tendenza è accentuata ove la barriera montuosa sia disposta in modo da formare una concavità sottovento, come è il caso delle Alpi quando siano investite da correnti settentrionali. Avverrà così che quando al seguito di una depressione atlantica che transiti sulle isole Britanniche si abbia un flusso di aria fredda che investa l’arco alpino, nel Golfo Ligure si formerà una tipica depressione caratterizzata, come tutte le aree di bassa pressione, da circolazione


ciclonica dei venti. Nella circolazione saranno coinvolte due masse d’aria, quella fredda proveniente da nord e quella mediterranea più calda ed umida; dal loro scontro si formeranno dei veri e propri fronti che avranno poi una loro autonoma storia evolutiva. L’orografia, la diversa disposizione dei bacini marini e la più elevata temperatura delle acque del Mediterraneo, costituiscono fattori di notevole ostacolo nella stesura di una previsione del tempo per noi italiani, pertanto risulta davvero incomprensibile come mai la meteorologia abbia in Italia così poca considerazione (e finanziamenti) da parte dello Stato a differenza ad esempio del Regno Unito. A causa dell’orografia e di conseguenza delle catene montuose che quasi senza soluzione di continuità circondano il mediterraneo, le masse d’aria che tendono ad invaderlo sono costrette ad incanalarsi attraverso alcuni

“passaggi obbligati”, a ridosso dei quali nascono le depressioni mediterranee, molto più frequenti nella stagione invernale, piuttosto che in quella estiva. Questi valichi sono: - La porta di Biskra - La porta di Gibilterra - La valle dell’Ebro - La valle della Garonna o porta di Carcassonne - La valle del Rodano - La porta di Trieste - La porta del Bosforo Specialmente nella stagione invernale, l’aria fredda incontrando l’aria più calda mediterranea o quella continentale africana fa si che per un’azione combinata tra le differenze termiche e l’orografia, si formino delle profonde depressioni, in special modo su: golfo ligure, sud dei Pirenei, sulle Baleari, a sud dell’Atlante, sul basso Tirreno, sullo Ionio, sul mare di Levante. A seguito di ulteriori apporti

di aria fredda nel suo spostamento, la depressione mediterranea può improvvisamente rinvigorirsi, così come l’azione delle catene montuose (si pensi agli Appennini che quasi dividono in due il Mediterraneo centrale) può frenare o attenuare un sistema frontale.

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In estate, poi, oltre al fatto che l’anticiclone delle Azzorre si protende sul Mediterraneo, favorendo condizioni di stabilità, l’eventuale afflusso di aria polare dal nord viene ad essere mitigato dal passaggio sul continente europeo ben più caldo e pertanto i contrasti termici una volta giunta la massa d’aria sul mediterraneo risulteranno piuttosto attenuati.Solo una robusta discesa di aria più fresca accompagnata da un temporaneo cedimento dell’Anticiclone delle Azzorre può determinare una fase di maltempo estivo sul mediterraneo, che normalmente tende a risolversi in un paio di giorni.

UN’ESTATE A PIENO REGIME. SÌ…MA QUALE? di Marco Magnani - Comitato Scientifico MeteoNetwork Italia: il paese dove splende sempre il Sole, soprattutto d’estate. Ma questa affermazione corrisponde a realtà o è solo uno stereotipo? Sicuramente nell’ultimo decennio la fama di Paese dove trascorrere una vacanza estiva all’insegna del clima mite e soleggiato è stata pienamente rispettata. Dal 1998 in poi ogni estate si è conclusa con uno scarto termico positivo vicino o superiore al grado centigrado e per trovare un’anomalia trimestrale inferiore al mezzo grado dobbiamo addirittura risalire al 1984 (Figura 1). Come si nota osservando la linea blu, il trend è in ascesa, sull’onda del riscaldamento globale da cui il Bel Paese non è certo esente. In realtà esaminando più attentamente il grafico, ci si accorge di come la stagione estiva, forse più delle altre, tenda a seguire un andamento ciclico. Così, se dalla fine degli anni ’80 le stagioni estive sono state generalmente miti, al contrario abbiamo avuto un lungo periodo, dal boom economico fino all’ultima crisi petrolifera, costellato da una serie di estati mediamente fresche.

Tra il 1927 e il 1952 si sono invece susseguite nuovamente una lunga serie di stagioni calde intervallate però, sporadicamente, da alcuni trimestri decisamente freddi, come il 1948, il 1940, il 1933. Continuando a ritroso nel tempo troviamo poi un’ampia variabilità, dalla freddissima estate del 1884, successiva all’eruzione del Krakatoa, al caldo 1904 in cui furono rese possibili le prime rilevazioni meteorologiche dalla Capanna Margherita, a quota 4554m. Se escludiamo quindi per un attimo il contributo del GW, l’urbanizzazione e gli eventi naturali

Figura 1

catastrofici in grado di modificare il clima globale come le eruzioni più violente, possiamo intuire come questa variabilità sia riconducibile essenzialmente al tipo di configurazione atmosferica presente in una determinata stagione, o in un periodo comprendente più anni. Perciò vale la pena di andare a verificare assieme quali siano le configurazioni più ricorrenti nell’arco estivo e il loro impatto sul piano termico e precipitativo.

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Per fare ciò, ci affidiamo allo studio di Yiou et al. (2008) sui Weather Regimes (WR), che costituisce un ampliamento della precedente trattazione di Cassou et al. (2005) sui regimi circolatori che contraddistinguono le estati europee. Nello studio in questione si individuano i 4 WR dominanti nella stagione estiva, visibili nelle figure (a), (b), (c), (d), che andremo a valutare in termini di effetti sul clima italiano, con un occhio di riguardo per la regione pugliese e aree limitrofe. Il primo regime circolatorio (a) consiste fondamentalmente in un dipolo barico, con l’anomalia negativa centrata solitamente tra il centro Europa e la Scandinavia (Scandinavia Low -> SCL) e l’anomalia positiva ad interessare Atlantico e Groenlandia (Atlantic High -> ATH) con il risultato di un pattern NAO estivo negativo, a causa delle frequenti erezioni azzorriane. Tale configurazione non è troppo usuale, collocandosi al penultimo posto come frequenza di apparizione, e coincide con un tempo freddo e molto instabile su tutta l’Europa centro-occidentale, spesso in estensione all’intera Italia, come accadde nell’Agosto 2006 che risultò fresco e piovosissimo pure nella regione del Tavoliere. Tuttavia non sempre l’instabilità riesce a spingersi fino all’estremo sudest peninsulare, come sovente accade nel caso di correnti fresche in entrata dal Rodano e Carcassona.

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Il secondo regime (b) rappresenta, senza avere tutti i torti, il classico stereotipo estivo italiano: l’estate “azzorriana”; infatti, la configurazione in oggetto si colloca al secondo posto come frequenza nell’arco temporale 1948-2007, manifestandosi nella classica “farfalla” azzorriana la cui ala abbraccia il Mediterraneo occidentale secondo una disposizione zonale (ZON) ascrivibile ad una modalità positiva della NAO. Le anomalie sono piuttosto contenute in valore assoluto, permettendo frequenti infiltrazioni di correnti più fresche che causano il fiorire di numerosi temporali estivi. L’estate in questo contesto si presenta quindi con valori termici e accumuli precipitativi quasi sempre vicini alla media, con effetti, in questo specifico caso, omogenei un po’ per tutta la penisola.


Il terzo regime (c) individua una circolazione ciclonica persistente a ridosso delle coste occidentali europee (Atlantic Low -> ATL), racchiusa tra due fasce anticicloniche situate rispettivamente sulla Groenlandia (Groenlandia Anticyclone -> GA) e sul basso Atlantico, in estensione sino ai Balcani, passando per il Nordafrica, secondo una disposizione tipicamente associabile all’EA+. La frequenza del pattern in oggetto è mediamente bassa, ma si osserva una forte variabilità intrastagionale e intradecadale. Come si può intuire, accade spesso che questo regime “tagli” di netto la penisola, con il Nord e le Tirreniche sotto l’influsso fresco e instabile delle correnti atlantiche, mentre Adriatiche e Sud assistono al richiamo di correnti calde e spesso favonizzate con precipitazioni molto scarse, come accadde recentemente nell’estate del 2007 e del 2001. L’ultimo regime analizzato (d), non certo per ordine di importanza, è in realtà proprio quello più frequentemente osservabile in estate. Il ramo principale del getto è confinato a latitudini molto elevate, determinando un’anomalo approfondimento delle depressioni a cavallo tra la Baia di Baffin e la Groenlandia, cui fa seguito un Omega anticiclonico che va a collocarsi tra Gran Bretagna, Scandinavia ed Europa centrale, con i due centri di bassa pressione collocati solitamente in Atlantico e Mediterraneo orientale, secondo una modalità debolmente negativa dell’EA. La presenza della cosiddetta “falla iberica” provoca la risalita di correnti africane con target Europa centroccidentale, Nord Italia compreso. Al contrario spesso le regioni adriatiche e il Sud ricevono infiltrazioni da E-NE che causano frequenti rovesci e limitano l’incremento termico. Infatti nel quarto regime ricadono proprio le estati mediamente più piovose per la Puglia, tra cui il 2002, il 1995, il 1989, il 1976. Tra i regimi presi in considerazione è quindi quello che corrisponde ad un minor apporto precipitativo per l’Europa centroccidentale, mentre sul piano termico la variabilità è molto alta.

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Se è vero che le Heat Waves, ossia le ondate di calore, più frequenti, intense e durature si hanno con questo pattern, è altresì un dato di fatto che uno spostamento verso occidente o settentrione della barica dominante possa determinare al contrario pure l’irruzione di aria più fresca di provenienza artica. La dinamica appena descritta era caratteristica delle estati più fredde degli anni ’60 e ’70, come il 1969 e il già citato 1976, in cui era frequente un mix tra il primo regime e questo, con estensione dell’anomalia negativa al Mediterraneo centrale e l’alta anticiclonica relegata più a nordovest rispetto ai dettami del regime nella sua forma classica, secondo una disposizione delle anomalie in estensione lungo ai paralleli, caratteristica comune con il regime (b) a cui spetta il secondo posto in ordine di frequenza. La reiterata presenza di queste due configurazioni zonali, unitamente ad un oceano Atlantico più fresco della norma (AMO-) ha sicuramente contribuito in maniera preponderante al verificarsi delle frequenti stagioni estive fresche o molto fresche nel quarto di secolo compreso tra la metà degli anni ’50 e gli anni ’70, tanto che tra il 1953 e il 1981 praticamente tutte le estati hanno chiuso con uno scarto oscillante tra il grado sotto media e la perfetta normalità climatica.

Al contrario và notato come negli ultimi anni questo particolare pattern abbia spesso visto la cupola anticiclonica inglobare pure una buona fetta della penisola, determinando temperature elevate praticamente ovunque. E quest’anno quale o quali regimi risulteranno dominanti? Proseguirà il trend al rialzo termico o trarremo beneficio dagli effetti “calmieranti” della Niña? Non resta che attendere e scoprirlo assieme. Magnani Marco Un particolare ringraziamento a Sergio Pizzutilo per la collaborazione nel reperimento dei dati climatici della regione pugliese. BIBLIOGRAFIA: Weather regime dependence of extreme value statistics for summer temperature and precipitation - P. Yiou, K. Goubanova, Z. X. Li, and M. Nogaj - Nonlin. Processes Geophys., 15, 365–378, 2008. Tropical Atlantic Influence on European Heat Waves – C. Cassou, L. Terray, A. S. Phillips - Journal of Climate, Vol. 18 , 2005.

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ASSOCIAZIONE TRA CICLO SOLARE, STRATOSFERA E TROPOSFERA NELLE ESTATI EMISFERICHE E NELLA MEDIA ANNUALE di Paolo De Luca – socio e redattore “InMeteo”

INMETEO Introduzione Nella media e bassa stratosfera dell’Emisfero Nord esiste un’oscillazione decadale con un periodo di 10-12 anni, individuato in base ad osservazioni di 40 anni durante le quali le oscillazioni erano in fase con il ciclo solare undecennale (SSC, sunspot cycle). In questo articolo si intende descrivere le correlazioni delle altezze di geopotenziale a 30 e 10 hPa e le temperature a 30 hPa con gli SSC, usando i dati NCEP-NCAR (National Centers for Environmental Prediction - National Center for Atmospheric Research). La descrizione affronta soltanto l’estate di entrambi gli emisferi e la media annuale, ed utilizza il flusso solare a 10.7cm come una misura del SSC. La prima funzione ortogonale empirica (EOF 1) descrive a grandi linee la modalità dominante della variabilità interannuale stratosferica. Si usano le correlazioni delle serie temporali e delle loro estensioni con le temperature e le altezze di geopotenziale nella troposfera per dimostrare il grado di associazione tra la variabilità troposferica interannuale e la maggiore componente della variabilità stratosferica. Correlazioni tra i dati NCEP-NCAR e il ciclo solare Altezze Le correlazioni tra le altezze medie annuali a 30 hPa e il flusso solare a 10.7cm dei dati NCEP-NCAR 19731995 sono concentrate su una fascia intorno all’emisfero tra 10° e 45° N, parimenti sull’Emisfero Sud (Fig.1).

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Le alte correlazioni solari nella media annuale dei dati NCEP-NCAR (0.650.8 in Fig.1) si trovano alle latitudini 10°-45°, con il campo di correlazione più alto sul Pacifico a 30°N, come nel massimo solare del 1980-1981. Ma è nei mesi di Luglio e Agosto che si notano le correlazioni più alte tra il flusso solare a 10.7cm e le altezze di geopotenziale a 30 hPa (come si nota in Fig.2).

Figura 1

Figura 2


Le correlazioni più alte con il ciclo solare nell’estate dell’Emisfero Meridionale (Fig.3) sono leggermente più basse rispetto a quelle corrispondenti nell’Emisfero Nord ma sono anche più ordinate in una fascia attorno all’Emisfero. L’asse dei valori delle loro altezze si trova a 10° e più in prossimità del polo che non sull’Emisfero Nord. La ragione di questa differente posizione può essere relazionata al fatto che la Terra è nel perielio durante l’estate australe e in afelio durante l’estate boreale. Andando più in alto si hanno solo lievi cambiamenti. La figura 4 mostra l’immagine globale delle correlazioni tra le altezze di geopotenziale a 10 hPa (30 km) e il ciclo solare. Le correlazioni rimangono alte a questo livello, e ancora alquanto più alte in estate sull’Emisfero Nord (Fig. 4a) piuttosto che nell’estate dell’Emisfero Sud (Fig 4b); ma nell’inverno australe (Fig 4a) le correlazioni sono più alte rispetto all’inverno boreale (Fig 4b). La massima correlazione su entrambi gli emisferi si muove ampiamente dall’inverno all’estate; sull’Emisfero Meridionale il massimo si trova a 15°S in inverno (Fig 4a) e si muove verso i 55°S in estate. Il movimento corrispondente sull’Emisfero Nord va dal 25°N in inverno (Fig 4b) al 55°N in estate (Fig.4a).

Figura 1

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Figura 4

Temperature Le alte correlazioni tra la temperatura a 30hPa e l’SSC in giugno-luglio (Fig 5a) copre una fascia intorno all’Emisfero Nord a latitudini temperate. Negli stessi mesi ci sono poche notevoli correlazioni nell’Emisfero Sud. Al solstizio estivo meridionale (Fig 5b), c’è una zona continua di alte correlazioni sull’Emisfero Sud, mentre l’Emisfero Nord ha soltanto porzioni di correlazioni moderatamente alte. Le più alte correlazioni tra le temperature a 30 hPa e il ciclo solare di conseguenza si muove con il Sole da un estate emisferica all’altra. In estate un 35-50% di variazione interannuale della temperatura nell’area di alte correlazioni, può essere ascritta al SSC. Le correlazioni sono più piccole al di sopra dell’equatore in entrambi i solstizi, quale è anche il caso dei mesi equinoziali (non mostrati).

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Correlazioni con la troposfera

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Figura 5

Di seguito si correlano le serie temporali delle ampiezze di EOF1 (fig.6) nelle altezze a 30 hPa con le temperature troposferiche e le altezze di geopotenziale. Figura 6: Serie temporali delle ampiezze dell’EOF 1 nelle altezze a 30 hPa in estate nell’Emisfero Nord (in alto) e nell’Emisfero Sud con il ciclo solare undecennale (curva sottile, con valori invertiti, vale a dire le curve in basso indicano massimi solari e viceversa) aggiunto nell’immagine in alto. Le correlazioni per Luglio-Agosto si trovano in fig.7. Come si può notare, le serie temporali dell’ampiezza dell’EOF1 è dominata dall’onda in fase con il ciclo solare. Il segno dell’ampiezza (fig.6) è negativo nei massimi solari e, con una correlazione molto negativa in fig.7, di conseguenza la media delle altezze e delle temperature tende ad essere più alta nei massimi piuttosto che nei minimi del ciclo solare. Sebbene la superficie di 100 hPa sia di 8 Km più bassa rispetto ai 30 hPa, le altezze a 100 hPa sono ben correlate con l’EOF1 (fig.7a). Andando più in basso di 10 Km, a 500 hPa (Fig.7b), le altezze tropicali sono ancora ben correlate con l’EOF 1 nello stesso senso dei 100 hPa: quando l’EOF 1 è negativo, le altezze tendono ad essere alte. Considerando la relazione idrostatica, non è una sopresa che le temperature nella troposfera tropicale siano ben correlate con l’EOF 1 a 30 hPa (Fig. 7c). Si può trovare la stessa relazione appena descritta anche nell’estate dell’Emisfero Australe. Conclusioni

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Alla luce di questo studio effettuato esattamente 11 anni fa, ma tuttora valido, si evince come la stratosfera in primis, ma anche la troposfera, risentano fortemente dell’influenza del flusso solare legato al ciclo undecennale. Proprio per questo motivo, non dobbiamo limitarci a pensare al ciclo solare come qualcosa che coinvolga il mero aspetto della superficie solare (macchie) o i disturbi che possono verificarsi ai satelliti e ai sistemi di

Figura 6


comunicazione terrestre associati al massimo solare, ma dobbiamo prender coscienza che il Sole nella sua attività modula il comportamento dell’atmosfera terrestre sotto forma di mutamenti (lievi o importanti che siano) sia nei parametri meteo-climatologici sia in eventuali pattern teleconnettivi.

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Note bibliografiche: The Global Range of the Stratospheric decadal Wave, Part I: Its Association with the Sunspot Cycle in Summer and the Annual Mean, and the Troposphere – H. van Loon, K. Labitzke – 28 Luglio 1997

A sinistra: 22-5-2008 Temporale con shelf cloud in agro di San Severo (FG), foto di Paolo De Luca. In basso: 30-6-2008 Mammatus Castelli Romani (Roma), foto di Silvio Villa.

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CLIMA E GHIACCIAI IN VALLE D’AOSTA di François Burgay, Collaboratore InMeteo INMELa Valle d’Aosta, grazie al suo territorio esteso in altitudine, risulta essere uno dei più importanti musei del clima presente in Italia. I 200 ghiacciai di diverse dimensioni che si espandono per una superficie di circa 135 chilometri quadrati, forniscono indicazioni fondamentali per studiare l’evoluzione del clima. L’Osservatorio Meteorologico del Gran San Bernardo può darci indicazioni di assoluta importanza. Innanzitutto è emerso che il comportamento dei ghiacciai dal 1818 al 2000 ha sempre subito fasi alterne di contrazione ed espansione. In media ogni 15 anni i ghiacciai hanno alternato fasi di espansione a fasi di contrazione. Si notano per altro delle espansioni anche durante l’età industriale in cui il carbone, una delle maggiori cause del riscaldamento globale, era estremamente utilizzato.

3) Dal 300 a.C. e 300 d.C. Il periodo dell’ “Optimum dell’età romana” in cui le temperature si innalzano notevolmente. Una conferma di questa condizione di riscaldamento ci viene data da Annibale che, nel 218 a.C., attraversa con un esercito composto da più di 25000 uomini le Alpi. Inoltre viene fondata Augusta Praetoria (l’odierna Aosta), in un importante crocevia mercantile: a Nord verso la Germania, a Ovest verso la Gallia.

In Valle d’Aosta questa Piccola Età Glaciale fu senza dubbio un duro colpo in quanto vedeva arrestarsi le attività commerciali con gli Stati confinanti. Questa età glaciale ha determinato il più grande aumento delle dimensioni lineari e della volumetria dei ghiacciai degli ultimi due millenni.

7) Dal 1850 d.C. a oggi il riscaldamento globale tuttora in atto che ha visto, come scritto in precedenza, fasi di allungamento e di contrazione dei 4) Dal 400 d.C. al 700 d.C. Un ghiacci valdostani. Ad esempio, fra ulteriore raffreddamento, sebbene meno il 1862 e il 1878, il ghiaccio del Lys intenso di quello descritto in preceden- perde 950 metri di lunghezza, la Brenva za, determina la chiusura dei valichi tra il 1844 e il 1878 quasi 1000 metri. del Grande e del Piccolo san Bernardo Tale situazione, per certi aspetti simile durante il periodo invernale con la ria- a quella che stiamo vivendo nei nostri pertura soltanto nella stagione estiva. giorni, durò un ventennio circa. Un’alta fase di contrazione è avvenuta tra il 5) Dal 750 d.C. il clima migliora 1860 e il 1882, quando in Italia l’inrapidamente. Questo periodo viene dustrializzazione era appena agli inizi. Come è evoluto il clima nella Regione? chiamato “Optimum dell’età feudale” Di conseguenza il clima caldo non era testimoniato da colture cerealicole che causa dell’uomo. In altri casi, invece, in Grazie allo studio sulle variazioni lineari arrivano fino a 2300 metri (sono stati cui l’industrializzazione era in fasi più e volumetriche dei grandi ghiacciai, sui trovati attrezzi per la trebbiatura nell’al- avanzate, si sono registrati cali bruschi pollini fossi e, naturalmente, mediante i ta Valle d’Ayas). Inoltre l’Abbé Henry, di temperature (tra il 1954 e il 1974, la carotaggi sui ghiacciai è possibile risalire studioso sia nel campo storico che nel temperatura media era di -1,20°C, simile al clima valdostano del 5000 a.C. Poscampo scientifico, scrive ne: “Le glacier a quella del 1920-1934 che però vide siamo cercare di riassumere brevemente de Prarayé ou de Tsa de Tsa”: “Tra il una contrazione dei ghiacciai). E’ quindi tutte le varie ere che si sono alternate da 1300 e il 1600 i ghiacciai diventavano giusto e sbagliato allo stesso tempo quella data fino ad oggi. molto piccoli e ridotti al loro minimo accusare l’uomo di essere la causa della […] Una prova della loro contrazione contrazione dei ghiacci. Infatti il nostro 1) Dal 5000 a.C. al 1400 a.C. Il clima è data dai colli dell’alta montagna, ora clima è, come abbiamo messo alla luce, nella regione valdostana era superiore di liberi e facilmente frequentabili: […] simile a quello dell’optimum dell’età almeno 4°C rispetto ad oggi. Il paesag- si facevano passare le mucche e i muli feudale e dell’età romana. gio della Valle d’Aosta vedeva boschi da Prarayé a Evolène per il Col Collon fin sopra i 2600 metri con pascoli che (3130 metri), da Zermatt à Evolène dal arrivavano anche fino a 3200 metri. Il Col d’Hérens (3480 metri) […]” limite dei ghiacci perenni era altissimo: Per questa ragione l’attuale riscal3700 metri. Basti pensare che il famoso damento globale, potrebbe rientrare ghiacciaio del Rutor, che sovrasta La 6) Dal 1550 d.C. al 1850 d.C. il nell’alternanza storica tra fasi calde e Thuile, non esisteva. “Pessimum climatico della Piccola Età fasi fredde che ha sempre caratterizGlaciale” che “provocò un abbassazato la storia del clima. La causa della 2) Dal 1400 a.C. al 300 a.C. Il clima mento di almeno 500 metri dei limiti condizione dei ghiacci è quindi ancora della regione valdostana cala bruscamen- climatici delle colture, del bosco, del un punto interrogativo: risulta essere te. In circa un secolo (dal 1500 al 1400 pascolo e delle nevi persistenti determi- di fondamentale importanza, prima di a.C.) il ghiaccio del Rutor viene ricoper nando un lungo innevamento annuo dei trarre delle conclusioni, comprendere il to dai ghiacci e si verificherà tra il 900 valichi e addirittura la glacializzazione legame tra la lunghezza dei ghiacciai e a.C. e il 300 a.C. un ulteriore brusco calo dei più elevati e insieme la perdita di l’attività umana. delle temperature. una grande quantità di terre coltivabili” (A.V.C.).

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INMETEO MAGAZINE 6  

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