Lo studio Climate Change and Weather Extremes in the Eastern Mediterranean and Middle East, pubblicato nel 2022 da George Zittis e numerosi collaboratori sulla rivista Reviews of Geophysics, rappresenta una delle più ampie valutazioni scientifiche dedicate all’evoluzione del clima nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente. Il lavoro prende in esame un’area indicata con l’acronimo EMME, dall’inglese Eastern Mediterranean and Middle East, comprendente diciassette paesi distribuiti tra il Mediterraneo orientale, il Levante, la penisola arabica e l’Asia occidentale. Attraverso l’integrazione di osservazioni meteorologiche, ricostruzioni paleoclimatiche, inventari delle emissioni, simulazioni climatiche globali e regionali e un’estesa revisione della letteratura scientifica, gli autori descrivono una regione nella quale il riscaldamento antropogenico sta procedendo con una velocità superiore a quella media planetaria e nella quale gli estremi meteorologici rischiano di produrre conseguenze particolarmente profonde sui sistemi naturali e sulle società umane.

Il principale messaggio dello studio è che il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente costituiscono uno dei più importanti punti critici del cambiamento climatico globale. La definizione di climate change hotspot non indica semplicemente un territorio caratterizzato da temperature elevate, ma una regione nella quale diversi segnali climatici, ambientali e sociali tendono a sovrapporsi e ad amplificarsi reciprocamente. Il riscaldamento atmosferico interagisce infatti con la diminuzione delle precipitazioni in molte aree, con la crescente domanda evaporativa dell’atmosfera, con la scarsità strutturale delle risorse idriche, con l’espansione urbana, con la degradazione del suolo e con una forte crescita demografica. La vulnerabilità non dipende dunque esclusivamente dall’intensità del cambiamento fisico, ma anche dalla capacità delle popolazioni, delle infrastrutture e delle istituzioni di adattarsi. In questo senso, il lavoro di Zittis e colleghi si inserisce nella prospettiva già delineata da Giorgi, da Cramer e dal network MedECC, secondo cui il bacino mediterraneo deve essere considerato un laboratorio naturale delle trasformazioni climatiche attese nelle regioni subtropicali densamente popolate. Quando il riscaldamento globale aveva raggiunto circa 1 °C rispetto al periodo preindustriale, l’insieme delle terre e delle acque mediterranee si era già riscaldato approssimativamente di 1,5 °C, con anomalie estive ancora più elevate in diverse aree continentali.

Le osservazioni analizzate nello studio mostrano che, durante gli ultimi decenni, la temperatura media regionale è aumentata a un ritmo prossimo a 0,45 °C per decennio. Si tratta di un incremento particolarmente rapido, pari a quasi il doppio della velocità media globale nello stesso intervallo temporale e superiore a quella osservata in molte altre regioni abitate. Questa accelerazione non è distribuita uniformemente: il riscaldamento tende a risultare più marcato durante l’estate, nelle aree interne e montuose e nei territori caratterizzati da suoli aridi o da una diminuzione della copertura nevosa. La riduzione della neve modifica infatti l’albedo della superficie, favorendo un maggiore assorbimento della radiazione solare e innescando un meccanismo di retroazione positiva. Nei suoli progressivamente più secchi diminuisce inoltre la quantità di energia utilizzata per l’evaporazione dell’acqua, mentre aumenta quella destinata al riscaldamento diretto della superficie e dell’aria sovrastante. Tale processo contribuisce alla cosiddetta amplificazione estiva mediterranea, in base alla quale il riscaldamento della stagione calda può superare sensibilmente l’incremento medio annuale.

Le proiezioni climatiche indicano che l’evoluzione futura dipenderà in misura decisiva dalle emissioni globali di gas serra. Negli scenari caratterizzati da una rapida mitigazione, comparabili al percorso RCP2.6 o SSP1-2.6, l’aumento della temperatura media regionale rispetto al periodo 1986-2005 potrebbe stabilizzarsi generalmente intorno a 1-1,5 °C nella seconda metà del secolo. Poiché il periodo di riferimento era già più caldo dell’epoca preindustriale, il riscaldamento complessivo regionale raggiungerebbe comunque circa 2-2,5 °C rispetto alla fine del XIX secolo. In uno scenario di emissioni molto elevate, assimilabile a RCP8.5 o SSP5-8.5, l’aumento potrebbe invece superare 5 °C entro il 2100 rispetto al 1986-2005, arrivando localmente a 5-6 °C e oltre nelle zone interne e montuose. Gli autori sottolineano che, per ogni grado di riscaldamento medio globale, alcune parti della regione potrebbero sperimentare un incremento compreso approssimativamente tra 1,4 e 1,8 °C. Questa amplificazione regionale dimostra perché il rispetto degli obiettivi dell’Accordo di Parigi non costituisca una semplice scelta ambientale, ma un fattore determinante per contenere la futura abitabilità e vulnerabilità del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente.

Uno degli aspetti maggiormente preoccupanti riguarda l’evoluzione delle ondate di calore. Il riscaldamento della temperatura media sposta progressivamente l’intera distribuzione termica verso valori più elevati; di conseguenza, condizioni considerate eccezionali nel clima storico diventano più frequenti anche senza un cambiamento sostanziale della variabilità atmosferica. A questo spostamento si aggiungono però possibili modificazioni della circolazione, della persistenza anticiclonica e dell’umidità del suolo, che possono amplificare ulteriormente durata e intensità degli eventi. Secondo le simulazioni esaminate da Zittis e colleghi, il numero annuale delle ondate di calore potrebbe aumentare da tre a sei volte, mentre la loro ampiezza termica potrebbe crescere di circa 6-7 °C rispetto alle condizioni attuali. Gli eventi più persistenti potrebbero durare diverse settimane o persino alcuni mesi. In uno scenario caratterizzato da emissioni elevate, entro la fine del secolo circa l’80% delle città densamente popolate della regione potrebbe essere interessato da condizioni da ondata di calore durante almeno metà della stagione calda.

La trasformazione della frequenza statistica degli estremi è altrettanto significativa. Un’ondata di calore che nel clima storico di Atene si verificava mediamente una volta ogni vent’anni potrebbe presentarsi all’incirca una volta ogni cinque anni in corrispondenza di un riscaldamento globale di 1,5 °C. In un mondo più caldo di 3 °C, eventi della medesima intensità potrebbero diventare quasi annuali. Studi precedenti, tra cui quelli di Lelieveld e collaboratori e di Zittis et al. sulle caratteristiche delle ondate di calore, avevano già prospettato la possibilità che le estati eccezionalmente calde del passato diventassero relativamente comuni entro la metà o la fine del XXI secolo. Nei settori più aridi del Medio Oriente e nella regione del Golfo, i picchi delle future ondate di calore potrebbero localmente superare i 56 °C negli scenari più sfavorevoli. Tali valori non devono essere interpretati come una previsione uniforme per l’intera regione, ma come estremi fisicamente plausibili in specifiche località, condizioni meteorologiche e traiettorie emissive.

La temperatura massima diurna, inoltre, non costituisce l’unico indicatore rilevante. Le notti tropicali, durante le quali la temperatura minima resta superiore a determinate soglie, sono destinate ad aumentare considerevolmente. In alcune parti della regione il loro numero potrebbe crescere di oltre il 60%. La persistenza del caldo notturno impedisce all’organismo umano, agli edifici e agli ecosistemi di recuperare dallo stress accumulato durante il giorno, aumentando il rischio sanitario soprattutto tra anziani, bambini, lavoratori all’aperto, persone affette da patologie cardiovascolari o respiratorie e individui che vivono in abitazioni prive di raffrescamento adeguato. Nelle aree urbane, l’isola di calore può aggiungere localmente diversi gradi al riscaldamento di fondo, poiché asfalto, cemento e superfici impermeabili immagazzinano energia durante il giorno e la rilasciano lentamente durante la notte. Le proiezioni climatiche regionali che non rappresentano dettagliatamente la struttura urbana possono pertanto sottostimare l’esposizione termica sperimentata dalle popolazioni cittadine.

Il problema sanitario non riguarda esclusivamente la temperatura dell’aria, ma anche l’umidità atmosferica e la capacità del corpo umano di disperdere calore attraverso la sudorazione. Gli studi di Pal ed Eltahir sulle temperature di bulbo umido hanno indicato che alcune aree costiere del Golfo Persico potrebbero avvicinarsi, negli scenari emissivi più elevati, a condizioni di stress termico estremamente pericolose per la sopravvivenza umana. L’effetto combinato di caldo e umidità può infatti rendere difficoltosa la termoregolazione anche in individui sani, soprattutto durante attività fisiche o esposizioni prolungate. La revisione di Neira e collaboratori sottolinea inoltre che il cambiamento climatico nella regione EMME agisce sulla salute attraverso molteplici percorsi: esposizione al caldo estremo, scarsità idrica, peggioramento della qualità dell’aria, variazioni nella distribuzione delle malattie trasmesse da vettori, insicurezza alimentare e conseguenze sanitarie degli spostamenti di popolazione.

Al riscaldamento atmosferico si associa una trasformazione sostanziale del ciclo idrologico. Nel Mediterraneo orientale, la maggioranza dei modelli indica una diminuzione delle precipitazioni medie, particolarmente evidente durante la stagione umida e negli scenari di emissioni elevate. Le simulazioni CORDEX considerate nello studio suggeriscono, per RCP8.5, una riduzione media regionale delle precipitazioni di circa il 10-20% entro la fine del secolo, sebbene esistano differenze significative tra i modelli, soprattutto per la penisola arabica meridionale. Nell’area mediterranea la diminuzione appare più robusta e viene stimata mediamente intorno al 4% per ogni grado di riscaldamento globale. L’espansione della circolazione di Hadley, lo spostamento verso i poli delle correnti occidentali e delle traiettorie cicloniche e il maggiore riscaldamento delle terre rispetto al mare contribuiscono alla tendenza verso condizioni più aride.

La diminuzione delle piogge rappresenta tuttavia soltanto una componente della siccità futura. Anche laddove le precipitazioni non mostrassero variazioni statisticamente marcate, l’aumento della temperatura accrescerebbe l’evaporazione potenziale e la domanda atmosferica di umidità, favorendo un più rapido disseccamento dei terreni, della vegetazione e delle riserve superficiali. Per questo motivo gli indici di siccità che includono l’evapotraspirazione generalmente mostrano un peggioramento più pronunciato rispetto a quelli basati unicamente sulla precipitazione. Le proiezioni indicano un aumento della frequenza, della durata e della gravità delle siccità meteorologiche, agricole ed ecologiche. In Israele e a Cipro, il numero dei giorni consecutivi senza pioggia potrebbe aumentare di circa 20-40 giorni l’anno, mentre a Cipro la stagione secca potrebbe prolungarsi di uno o due mesi entro il 2100. In vaste parti del Medio Oriente gli episodi siccitosi potrebbero diventare sensibilmente più lunghi, soprattutto quando l’effetto della riduzione delle piogge si combina con quello delle temperature elevate.

Le conseguenze sulle risorse idriche potrebbero essere particolarmente severe. Il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente sono già caratterizzati da una distribuzione irregolare dell’acqua, da una forte dipendenza dalle precipitazioni invernali e, in molti paesi, da una domanda superiore alla capacità di rinnovamento delle risorse naturali. La riduzione dell’accumulo nevoso nelle montagne dell’Anatolia, del Caucaso, dell’Alborz e degli Zagros può diminuire la disponibilità di acqua durante la primavera e l’estate, quando la richiesta agricola e civile raggiunge i valori più elevati. Le simulazioni richiamate dagli autori indicano inoltre possibili forti riduzioni delle portate naturali dei fiumi. Per l’Eufrate sono stati prospettati decrementi compresi tra il 29 e il 73%, mentre per il Giordano alcune stime raggiungono valori ancora superiori. Questi intervalli sono soggetti a notevoli incertezze e dipendono sia dagli scenari climatici sia dalla gestione delle dighe e dei prelievi, ma mostrano chiaramente la possibilità di una crescente competizione per una risorsa già limitata.

Una riduzione delle precipitazioni medie non esclude un’intensificazione degli eventi piovosi estremi. Un’atmosfera più calda può contenere una maggiore quantità di vapore acqueo, aumentando la disponibilità di umidità nei sistemi temporaleschi. La regione potrebbe quindi sperimentare periodi secchi più lunghi interrotti da precipitazioni brevi e molto intense. Alcuni modelli prospettano, per le aree aride e semi-aride, un aumento dell’intensità delle precipitazioni con tempo di ritorno trentennale pari a circa il 5-10% per ogni grado di riscaldamento. Nel territorio della Mezzaluna Fertile il numero dei giorni estremamente piovosi potrebbe aumentare di circa il 25% entro la fine del secolo nello scenario RCP8.5. Questa apparente contraddizione tra siccità crescente e piogge più violente costituisce in realtà una caratteristica centrale del ciclo idrologico in un clima più caldo: una quota maggiore delle precipitazioni annuali può concentrarsi in pochi episodi, riducendo l’efficacia della ricarica lenta delle falde e aumentando il rischio di erosione e alluvioni improvvise.

Le alluvioni lampo rappresentano già uno dei fenomeni più pericolosi nelle aree aride e urbanizzate. Suoli secchi, compattati o impermeabilizzati assorbono difficilmente le precipitazioni intense, favorendo un rapido deflusso superficiale. La presenza di città costruite lungo wadi, pianure alluvionali e versanti instabili può trasformare un temporale localizzato in una catastrofe. Lo studio sottolinea che le piogge torrenziali associate ai sistemi convettivi, al trasporto di umidità e alle configurazioni delle onde di Rossby possono produrre gravi perdite economiche e umane, pur contribuendo occasionalmente alla ricarica delle risorse idriche. L’elevata variabilità spaziale e la rarità di questi episodi rendono difficile identificare tendenze osservative robuste, ma l’aumento dell’umidità atmosferica e delle precipitazioni estreme richiede una revisione dei criteri tradizionali utilizzati per progettare reti fognarie, dighe, ponti e infrastrutture urbane.

Un ulteriore elemento distintivo della regione è costituito dalle tempeste di polvere. Il Medio Oriente contribuisce in misura rilevante alle emissioni globali di polveri minerali, grazie alla presenza di grandi deserti, pianure alluvionali, laghi prosciugati e superfici degradate. L’attività della polvere dipende dalla velocità del vento, dall’umidità del terreno, dalla copertura vegetale e dalla disponibilità di sedimenti fini. Siccità prolungate, desertificazione, cattiva gestione del territorio e riduzione delle risorse idriche possono quindi creare nuove sorgenti emissive o riattivare quelle esistenti. Le polveri influenzano il bilancio radiativo, la formazione delle nubi, la qualità dell’aria, gli ecosistemi terrestri e marini e la salute respiratoria. Tra il 2001 e il 2012 alcune analisi hanno stimato una crescita molto rapida delle emissioni regionali di polvere, sebbene le tendenze non siano uniformi e possano cambiare da un’area o da un decennio all’altro.

Anche gli incendi boschivi sono destinati a diventare più probabili laddove il riscaldamento, la siccità e la diminuzione dell’umidità della vegetazione si manifestano contemporaneamente. Gli incendi non dipendono soltanto dal clima, poiché pratiche agricole, gestione forestale, abbandono rurale, disponibilità di combustibile e comportamento umano svolgono un ruolo essenziale. Tuttavia, temperature elevate e stagioni secche più lunghe ampliano la finestra temporale nella quale un’ignizione può trasformarsi in un evento esteso e difficile da controllare. L’ondata di calore del 2007 in Grecia, accompagnata da incendi devastanti, costituisce un esempio della possibile interazione tra anomalie termiche persistenti, disseccamento della vegetazione ed elevata vulnerabilità territoriale. Il cambiamento climatico tende inoltre a favorire eventi composti, nei quali caldo estremo, siccità, inquinamento atmosferico e incendi si verificano simultaneamente o in rapida successione, producendo impatti superiori alla semplice somma dei singoli fenomeni.

Il riscaldamento non interessa esclusivamente le terre emerse. Le temperature superficiali del Mediterraneo sono aumentate durante gli ultimi decenni e le ondate di calore marine sono diventate più durature e intense. Secondo le proiezioni citate da Zittis e colleghi, in uno scenario ad alte emissioni entro la fine del secolo potrebbe verificarsi almeno un’ondata di calore marina persistente ogni anno, con eventi diverse volte più intensi e più lunghi rispetto a quelli attuali. Il riscaldamento del mare esercita pressioni sulla biodiversità, sulla pesca e sugli ecosistemi costieri, favorendo la diffusione di specie termofile e alterando le catene alimentari. Può inoltre ridurre l’effetto mitigatore esercitato dalle acque marine sulle temperature costiere e contribuire al mantenimento di notti eccezionalmente calde e umide. L’IPCC segnala che le temperature superficiali del Mediterraneo sono cresciute con tassi regionali compresi approssimativamente tra 0,29 e 0,44 °C per decennio, con aumenti particolarmente rilevanti nel bacino orientale.

Gli effetti climatici coinvolgeranno praticamente tutti i settori socioeconomici. L’agricoltura dovrà affrontare temperature più alte, stagioni vegetative modificate, maggiore evapotraspirazione, fabbisogni irrigui crescenti, salinizzazione delle falde costiere e maggiore frequenza di stress termici durante le fasi sensibili delle colture. L’IPCC stima che in alcune aree del Mediterraneo il fabbisogno irriguo possa aumentare sensibilmente, mentre la disponibilità idrica potrebbe diminuire proprio nei mesi di maggiore domanda. La produzione energetica sarà esposta contemporaneamente a un aumento dei consumi per il raffrescamento e a possibili limitazioni per gli impianti idroelettrici e termoelettrici dipendenti dalla disponibilità di acqua. Le infrastrutture costiere dovranno inoltre confrontarsi con l’innalzamento del livello marino, l’erosione, l’intrusione salina e l’aumento delle inondazioni durante le mareggiate.

Le conseguenze sociali dipenderanno fortemente dalle disuguaglianze economiche e dalla capacità di adattamento. Le famiglie con redditi più bassi sono generalmente più esposte perché vivono più frequentemente in abitazioni scarsamente isolate, dispongono di minori risorse per il raffrescamento e possono dipendere da lavori svolti all’aperto. Il cambiamento climatico non può essere considerato una causa automatica e isolata di migrazione o conflitto, poiché gli spostamenti umani derivano dall’interazione tra fattori economici, politici, culturali e ambientali. Può però agire come moltiplicatore delle pressioni esistenti, aggravando scarsità d’acqua, insicurezza alimentare, perdita dei mezzi di sostentamento e vulnerabilità delle popolazioni sfollate. Gli autori invitano pertanto a evitare interpretazioni deterministiche, riconoscendo al contempo che la sovrapposizione di stress climatici e fragilità socio-politiche può rendere più probabili crisi umanitarie complesse.

La risposta proposta dallo studio si fonda sull’integrazione tra mitigazione e adattamento. La mitigazione è indispensabile perché la differenza tra uno scenario a basse emissioni e uno ad alte emissioni corrisponde, per la regione, a diversi gradi di riscaldamento aggiuntivo e a livelli radicalmente differenti di rischio. Le emissioni di gas serra dei paesi dell’area EMME sono aumentate rapidamente dalla metà del Novecento: secondo gli inventari utilizzati dagli autori, sono passate da circa 0,6 miliardi di tonnellate di anidride carbonica equivalente all’anno durante gli anni Sessanta a circa 3,6 miliardi durante gli anni Dieci del XXI secolo. La quota regionale delle emissioni mondiali è così più che raddoppiata, mentre la produzione e l’utilizzo di energia fossile sono diventati le principali sorgenti. La decarbonizzazione dei trasporti, degli edifici e della produzione energetica, accompagnata dall’espansione delle fonti solari ed eoliche, costituisce quindi una priorità climatica regionale e globale.

L’adattamento deve comprendere sistemi di allerta per il caldo, piani sanitari, raffrescamento passivo degli edifici, aumento delle superfici verdi, materiali urbani ad alta riflettanza, protezione dei lavoratori esposti e rafforzamento delle strutture sanitarie. Nel settore idrico risultano essenziali la riduzione delle perdite nelle reti, il riutilizzo sicuro delle acque reflue, la raccolta dell’acqua piovana, il miglioramento dell’efficienza irrigua e l’impiego prudente delle risorse non convenzionali, compresa la desalinizzazione alimentata da energia a basse emissioni. Poiché diversi grandi bacini idrografici, come quelli del Tigri-Eufrate, del Nilo e del Giordano, attraversano più paesi, la gestione climatica delle risorse idriche richiede inevitabilmente cooperazione internazionale. La resilienza urbana e agricola non può essere ottenuta attraverso singoli interventi isolati, ma necessita di una pianificazione integrata capace di considerare contemporaneamente acqua, energia, cibo, ecosistemi, salute e giustizia sociale.

Nel complesso, Climate Change and Weather Extremes in the Eastern Mediterranean and Middle East mostra che il futuro climatico della regione non è predeterminato, ma dipende in misura sostanziale dalle decisioni adottate nei prossimi decenni. Una parte del riscaldamento è ormai inevitabile a causa della lunga permanenza dei gas serra nell’atmosfera, rendendo necessario un adattamento rapido anche negli scenari più virtuosi. Tuttavia, l’entità del cambiamento entro la fine del secolo varia enormemente tra un percorso di forte riduzione delle emissioni e uno fondato sulla continua espansione dei combustibili fossili. La differenza non riguarda soltanto alcuni gradi sulle mappe climatiche, ma la frequenza delle ondate di calore, la disponibilità di acqua, la produttività agricola, l’abitabilità delle città, la salute delle popolazioni e la conservazione degli ecosistemi. Il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente costituiscono pertanto un’area sentinella, nella quale sono già visibili processi che potrebbero manifestarsi progressivamente in altre regioni subtropicali. Lo studio di Zittis e collaboratori invita a interpretare il cambiamento climatico non come una minaccia lontana e uniforme, ma come una trasformazione regionale già in corso, capace di modificare profondamente gli equilibri fisici, ecologici e sociali del territorio.

Abstract – Cambiamenti climatici ed eventi meteorologici estremi nel Mediterraneo orientale e Medio Oriente

Lo studio Climate Change and Weather Extremes in the Eastern Mediterranean and Middle East di Zittis e collaboratori presenta una valutazione scientifica integrata delle trasformazioni climatiche osservate e previste nella regione comprendente il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente, indicata dagli autori con l’acronimo EMME. Il lavoro combina serie osservative, simulazioni climatiche globali e regionali, inventari delle emissioni e un’ampia revisione della letteratura scientifica, con l’obiettivo di ricostruire non soltanto l’andamento delle condizioni climatiche medie, ma anche l’evoluzione degli eventi estremi e delle pressioni ambientali che potrebbero determinare conseguenze profonde per le popolazioni, gli ecosistemi e le attività economiche. La regione emerge come uno dei principali hotspot climatici del pianeta, ossia come un’area nella quale il segnale del riscaldamento antropogenico, le variazioni del ciclo idrologico e la vulnerabilità sociale tendono a sovrapporsi, generando rischi superiori a quelli che deriverebbero da ciascun fattore considerato isolatamente. 

Il concetto di climate change hotspot fu formalizzato da Filippo Giorgi per identificare le regioni nelle quali le proiezioni dei modelli mostravano cambiamenti particolarmente marcati e relativamente robusti in variabili come temperatura media, precipitazioni e variabilità interannuale. In quella classificazione il Mediterraneo appariva già come uno dei principali punti critici globali, soprattutto per la combinazione tra forte riscaldamento estivo e riduzione delle precipitazioni. Studi successivi hanno confermato che questa particolare sensibilità non dipende da un unico processo atmosferico, ma dall’interazione tra l’espansione verso nord della fascia subtropicale, la modifica delle traiettorie delle perturbazioni, la maggiore persistenza delle condizioni anticicloniche, il progressivo disseccamento dei suoli e il contrasto termico tra le terre emerse e le superfici marine. La regione EMME costituisce quindi l’estensione orientale e più arida di un hotspot mediterraneo nel quale le caratteristiche climatiche naturali rendono particolarmente evidente la risposta all’aumento dei gas serra. 

L’analisi di Zittis e colleghi evidenzia che, durante l’ultimo mezzo secolo e in modo ancora più pronunciato negli ultimi decenni, il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente si sono riscaldati più velocemente della media globale e della maggior parte delle altre regioni abitate. Il tasso osservato più recentemente è stimato intorno a 0,45 °C per decennio, un valore che riflette una trasformazione climatica molto rapida e che non può essere interpretato come una semplice oscillazione naturale di breve periodo. La variabilità interna dell’atmosfera e degli oceani può accentuare o temporaneamente attenuare il riscaldamento regionale, ma il segnale persistente su scala pluridecennale è coerente con l’aumento delle concentrazioni atmosferiche di gas serra e con i risultati delle simulazioni climatiche che includono le forzanti antropiche. Secondo la valutazione degli autori, il riscaldamento dell’EMME procede quasi due volte più rapidamente rispetto alla media planetaria considerata nello stesso intervallo osservativo. 

Questa amplificazione regionale è collegata anche alla diversa risposta termica delle terre emerse e degli oceani. Le superfici continentali si riscaldano generalmente più rapidamente delle masse marine, poiché possiedono una capacità termica inferiore e dispongono di una quantità più limitata di acqua utilizzabile per l’evaporazione. Nelle aree aride e semiaride del Medio Oriente, una parte crescente dell’energia disponibile viene quindi impiegata nel riscaldamento diretto del suolo e dell’atmosfera anziché nell’evapotraspirazione. Quando il terreno si dissecca, diminuisce il flusso di calore latente associato all’evaporazione e aumenta quello di calore sensibile, con il risultato di intensificare ulteriormente le temperature dell’aria. Si sviluppa così una retroazione tra siccità del suolo e caldo estremo: la scarsità di umidità favorisce temperature più elevate, mentre il maggiore calore accelera la perdita dell’acqua residua e aggrava lo stress idrico della vegetazione. 

Il riscaldamento futuro della regione dipenderà fortemente dalle traiettorie mondiali delle emissioni. Una riduzione rapida e sostanziale dei gas serra potrebbe moderare la tendenza, limitando l’entità dell’aumento termico nella seconda metà del XXI secolo; al contrario, la prosecuzione di un’economia fortemente dipendente dai combustibili fossili produrrebbe un’accelerazione del riscaldamento, soprattutto durante l’estate e nelle aree continentali interne. La valutazione di Zittis e collaboratori mostra infatti che il segnale termico estivo è generalmente più intenso di quello annuale e che, negli scenari caratterizzati da emissioni elevate, alcune parti del Medio Oriente potrebbero sperimentare entro la fine del secolo aumenti medi stagionali di diversi gradi rispetto al clima recente. Le differenze tra gli scenari non rappresentano pertanto variazioni marginali, ma futuri climatici sostanzialmente diversi in termini di abitabilità, disponibilità idrica, domanda energetica e capacità di adattamento delle società. 

La rapidità del riscaldamento deve essere considerata anche alla luce dell’evoluzione delle emissioni regionali. Gli autori mostrano che le emissioni complessive di gas serra prodotte dai paesi dell’EMME sono aumentate rapidamente e, nel periodo analizzato, hanno superato quelle aggregate dell’Unione europea. Ciò significa che la regione non può più essere interpretata esclusivamente come vittima vulnerabile del cambiamento climatico, ma deve essere considerata anche un contributore sempre più rilevante al riscaldamento globale. La crescita demografica, l’urbanizzazione, l’aumento della domanda di elettricità, il raffrescamento degli edifici, i trasporti e l’estrazione e il consumo di combustibili fossili hanno contribuito a questa espansione delle emissioni. La situazione presenta quindi una relazione circolare: temperature più elevate accrescono il bisogno di climatizzazione, ma quando l’elettricità è prodotta prevalentemente attraverso fonti fossili l’aumento dei consumi determina ulteriori emissioni, alimentando il processo climatico che ha originato la maggiore domanda energetica. 

Le trasformazioni non riguardano soltanto le temperature, poiché nella regione sono diventate evidenti anche importanti modificazioni del ciclo idrologico. Nel Mediterraneo orientale numerose osservazioni e simulazioni indicano una tendenza verso condizioni mediamente più aride, sebbene l’intensità e la distribuzione geografica del segnale possano variare tra stagioni e territori. La riduzione delle precipitazioni è generalmente più robusta nel settore mediterraneo rispetto ad alcune parti della penisola arabica, dove i risultati modellistici presentano maggiori incertezze. L’IPCC stima che, per livelli di riscaldamento globale superiori a circa 2 °C, le precipitazioni mediterranee diminuiscano con elevata confidenza e che la riduzione media possa raggiungere approssimativamente il 4% per ogni grado aggiuntivo di riscaldamento globale in ampie porzioni del bacino. 

La diminuzione delle piogge costituisce tuttavia soltanto una componente della crescente aridità. Anche in assenza di variazioni rilevanti nelle precipitazioni, temperature più elevate accrescono la domanda evaporativa dell’atmosfera, favorendo una perdita più rapida di umidità dai suoli, dalle piante e dalle superfici idriche. Di conseguenza, la disponibilità effettiva di acqua può diminuire più rapidamente di quanto suggerisca la sola analisi delle precipitazioni. Questo aspetto è particolarmente importante nell’EMME, dove numerose società dipendono da risorse idriche limitate, da falde sotterranee sottoposte a forte prelievo e da corsi d’acqua condivisi tra più Stati. La combinazione tra diminuzione delle piogge, maggiore evaporazione e crescita della domanda può aggravare le siccità meteorologiche, agricole e idrologiche, riducendo la produttività delle colture e rendendo più difficile il mantenimento degli ecosistemi naturali. 

Il cambiamento climatico modifica inoltre la distribuzione statistica delle temperature estreme. Un incremento della temperatura media sposta l’intera distribuzione verso valori più elevati, rendendo più frequenti condizioni che nel clima storico si verificavano soltanto eccezionalmente. Anche senza un aumento della variabilità, un’estate molto calda o una temperatura giornaliera estrema possono quindi passare da eventi rari a fenomeni relativamente comuni. Nella realtà, tuttavia, lo spostamento della media si combina con modificazioni dell’umidità del suolo, della circolazione atmosferica e della persistenza anticiclonica, producendo ondate di calore più intense, durature ed estese. Gli studi dedicati al Medio Oriente e al Nord Africa indicano che il riscaldamento estivo sarà particolarmente pronunciato e che, negli scenari più emissivi, gli estremi termici potrebbero aumentare molto più della temperatura media globale. 

Le ondate di calore costituiscono pertanto uno degli elementi centrali della valutazione. Esse non vengono definite soltanto attraverso il raggiungimento di una temperatura assoluta, ma anche in relazione alla durata dell’evento, alla temperatura climatologica locale, all’umidità e alla persistenza del caldo durante le ore notturne. Nelle regioni già molto calde, un aumento apparentemente modesto della temperatura media può produrre conseguenze rilevanti perché avvicina con maggiore frequenza le condizioni ambientali ai limiti fisiologici delle persone, degli animali e delle colture. Le simulazioni richiamate da Zittis e collaboratori indicano un forte aumento della gravità e della durata delle ondate di calore; in specifiche località mediorientali, durante gli eventi più estremi e negli scenari ad alte emissioni, i valori massimi potrebbero persino superare i 56 °C. Tale indicazione non implica che temperature simili diventeranno la norma in tutta la regione, ma segnala la possibilità di picchi eccezionali in determinate aree interne e desertiche. 

Un ruolo fondamentale è svolto anche dal caldo notturno. Temperature minime elevate impediscono all’organismo di recuperare dallo stress termico accumulato durante il giorno e aumentano la probabilità di conseguenze sanitarie, soprattutto durante eventi di lunga durata. L’esposizione risulta particolarmente critica per anziani, bambini, persone affette da patologie croniche e lavoratori che svolgono attività fisiche all’aperto. Nelle città, inoltre, l’isola di calore urbana può trattenere l’energia assorbita da edifici e pavimentazioni, rallentando il raffreddamento dopo il tramonto. La crescita urbana prevista in numerose aree dell’EMME potrebbe quindi amplificare il segnale climatico regionale, facendo sì che le popolazioni urbane sperimentino condizioni termiche più severe rispetto a quelle rappresentate dai modelli climatici a risoluzione relativamente grossolana. Studi condotti nelle città mediterranee confermano che la combinazione tra riscaldamento globale, urbanizzazione e invecchiamento della popolazione accresce significativamente il rischio sanitario associato alle ondate di calore. 

L’intensificazione delle siccità e delle ondate di calore favorisce inoltre la comparsa di eventi composti, nei quali più pericoli climatici si verificano contemporaneamente o in rapida successione. Una siccità prolungata può ridurre l’umidità del suolo e della vegetazione, preparando le condizioni per un’ondata di calore più intensa; il caldo, a sua volta, accelera il disseccamento dei combustibili vegetali e aumenta il rischio di incendi. Le conseguenze di questi eventi combinati sono spesso superiori alla somma degli effetti prodotti separatamente, poiché agricoltura, reti elettriche, risorse idriche, sistemi sanitari e servizi antincendio possono trovarsi sotto pressione nello stesso momento. La letteratura sul Mediterraneo sottolinea infatti che i rischi climatici sono interconnessi e che le trasformazioni della temperatura, dell’acqua, degli ecosistemi, della produzione alimentare e della salute non possono essere valutate attraverso analisi settoriali isolate. 

La crescente aridità non esclude la possibilità di precipitazioni torrenziali. Questo apparente paradosso deriva dal fatto che un’atmosfera più calda può contenere una maggiore quantità di vapore acqueo e, quando si sviluppano condizioni favorevoli alla convezione o al sollevamento delle masse d’aria, può alimentare precipitazioni molto intense. Il clima futuro dell’EMME potrebbe quindi essere caratterizzato da intervalli asciutti più lunghi, interrotti da episodi piovosi brevi e violenti. Nelle aree aride e semiaride, dove i suoli secchi e scarsamente vegetati possiedono una capacità limitata di assorbimento, tali precipitazioni possono generare rapidamente deflussi superficiali e alluvioni lampo. Il rischio è particolarmente elevato nei bacini montuosi, nelle pianure urbanizzate e lungo i wadi, i letti fluviali normalmente asciutti che possono essere improvvisamente attraversati da grandi volumi d’acqua. 

La coesistenza tra siccità e piogge estreme mostra perché la precipitazione annuale totale non sia sufficiente a descrivere l’evoluzione del rischio idrologico. La stessa quantità d’acqua, se distribuita regolarmente durante una stagione, può alimentare il suolo, le falde e la vegetazione; se invece cade in poche ore, può scorrere rapidamente verso valle, provocare erosione, danneggiare le infrastrutture e contribuire solo in parte alla ricarica delle riserve. Il cambiamento della frequenza e della concentrazione temporale delle piogge può quindi compromettere l’agricoltura anche quando la riduzione del totale annuo non appare particolarmente marcata. Le proiezioni per le regioni di tipo mediterraneo indicano una tendenza verso periodi asciutti più lunghi e una maggiore concentrazione stagionale delle precipitazioni, con un possibile accorciamento della stagione umida. 

Le tempeste di polvere rappresentano un’altra componente essenziale del sistema climatico e ambientale dell’EMME. La regione comprende vaste sorgenti desertiche naturali, ma l’emissione di particolato minerale dipende anche dall’umidità del suolo, dalla copertura vegetale, dalla velocità del vento e dalla gestione del territorio. Siccità, sovrasfruttamento delle risorse idriche, prosciugamento di laghi e zone umide, degrado agricolo e desertificazione possono creare nuove superfici facilmente erodibili. Le polveri possono ridurre la visibilità, danneggiare i trasporti, diminuire la produzione di energia solare depositandosi sui pannelli e aggravare le patologie respiratorie e cardiovascolari. Esse interagiscono inoltre con le nubi, la radiazione e gli ecosistemi, rendendo complessa la distinzione tra il ruolo delle variazioni meteorologiche e quello delle modificazioni antropiche del territorio. 

Il lavoro dedica infatti particolare attenzione al rapporto tra cambiamento climatico, inquinamento atmosferico e uso del suolo. Le elevate temperature possono favorire alcuni processi fotochimici responsabili della formazione dell’ozono troposferico, mentre la maggiore stagnazione atmosferica durante gli episodi anticiclonici può ostacolare la dispersione degli inquinanti. Nelle grandi aree urbane e industriali, il caldo estremo può quindi coincidere con livelli elevati di ozono, particolato e altri contaminanti, creando un rischio sanitario composto. Parallelamente, l’urbanizzazione sostituisce superfici naturali con materiali impermeabili, modifica il bilancio energetico locale e aumenta il deflusso durante le precipitazioni intense. La vulnerabilità non deriva pertanto soltanto dalla forzante climatica globale, ma anche dal modo in cui vengono pianificati gli insediamenti, gestite le risorse idriche e trasformati gli ecosistemi. 

Anche gli incendi forestali devono essere interpretati come il risultato dell’interazione tra clima, vegetazione e attività umane. Temperature più elevate, stagioni secche prolungate e riduzione dell’umidità dei combustibili vegetali possono ampliare il periodo dell’anno favorevole alla propagazione degli incendi. Tuttavia, l’innesco dipende frequentemente dalle attività umane e la severità degli eventi è influenzata dalla gestione forestale, dall’abbandono dei territori rurali, dalla continuità del combustibile e dall’espansione degli insediamenti nelle aree di interfaccia tra vegetazione e città. Il cambiamento climatico agisce quindi come moltiplicatore del pericolo, aumentando la probabilità che un’ignizione si trasformi in un incendio esteso, intenso e difficile da controllare. La perdita della vegetazione può successivamente favorire erosione, desertificazione e alluvioni, dimostrando ancora una volta il carattere concatenato dei rischi regionali. 

Le conseguenze previste coinvolgono virtualmente tutti i settori socioeconomici. L’agricoltura è esposta al caldo durante le fasi sensibili delle colture, alla diminuzione dell’umidità del suolo, all’aumento della domanda irrigua e alla maggiore variabilità delle precipitazioni. La sicurezza idrica è minacciata dalla riduzione delle risorse rinnovabili, dalla crescita dei consumi e dalla possibile salinizzazione delle falde costiere. Il settore energetico deve rispondere a picchi più elevati della domanda di raffrescamento, mentre alcune forme di produzione elettrica possono essere limitate dalla disponibilità d’acqua. I sistemi sanitari devono prepararsi ad affrontare mortalità e morbilità associate al caldo, all’inquinamento e alle malattie sensibili alle condizioni climatiche. Le aree costiere sono inoltre esposte all’innalzamento del livello marino, all’erosione e all’intrusione salina, soprattutto dove la crescita urbana ha concentrato popolazioni e infrastrutture in territori bassi. 

La vulnerabilità varia considerevolmente tra paesi e gruppi sociali. La disponibilità di impianti di raffrescamento, acqua potabile, assistenza sanitaria, sistemi di allerta e abitazioni adeguate può ridurre l’esposizione, ma tali risorse non sono distribuite uniformemente. Le persone con redditi bassi, i lavoratori all’aperto, le popolazioni sfollate e gli abitanti degli insediamenti informali possono disporre di capacità di adattamento molto limitate. Per questa ragione il rischio climatico non può essere descritto esclusivamente attraverso gli scenari di temperatura e precipitazione: esso deriva dall’interazione tra pericolo fisico, numero di persone e beni esposti e vulnerabilità economica, sanitaria e istituzionale. Un medesimo evento meteorologico può produrre effetti molto diversi in funzione della qualità degli edifici, dell’efficienza dei servizi pubblici e della rapidità con cui vengono diffuse le informazioni di emergenza. 

Le raccomandazioni formulate dagli autori sottolineano la necessità di combinare mitigazione, adattamento e cooperazione scientifica. La mitigazione è indispensabile per ridurre l’entità del riscaldamento futuro, mentre l’adattamento è necessario perché una parte delle trasformazioni è già in corso e continuerà nei prossimi decenni. Tra le misure prioritarie rientrano i sistemi di allerta per il caldo e le alluvioni, la progettazione climatica degli edifici, l’aumento delle superfici verdi urbane, la riduzione delle perdite nelle reti idriche, l’efficienza dell’irrigazione, il riutilizzo delle acque reflue e una gestione coordinata dei bacini condivisi. Risulta altrettanto importante decarbonizzare la produzione energetica, sfruttando l’elevato potenziale solare ed eolico della regione senza trascurare gli impatti territoriali e la necessità di garantire un accesso equo all’energia. 

Sul piano della ricerca, permangono importanti lacune osservative. In alcune aree dell’EMME le reti meteorologiche sono poco dense, le serie temporali risultano incomplete e l’accesso ai dati è limitato, rendendo più difficile la valutazione degli estremi rari e delle tendenze locali. Sono necessari modelli regionali ad alta risoluzione per rappresentare meglio l’orografia, le coste, le città, i temporali convettivi e le tempeste di polvere. Occorre inoltre sviluppare studi interdisciplinari capaci di collegare le proiezioni fisiche con dati demografici, sanitari, economici ed ecologici, evitando che le valutazioni climatiche restino separate dalla realtà delle popolazioni esposte. La produzione di scenari più precisi, tuttavia, non deve diventare una ragione per rinviare le decisioni, poiché le evidenze disponibili sono già sufficienti a dimostrare la necessità di interventi tempestivi. 

Nel complesso, l’abstract dello studio di Zittis e collaboratori delinea una regione nella quale il cambiamento climatico è già osservabile attraverso il rapido aumento delle temperature, le alterazioni del ciclo idrologico e la crescita di molteplici pericoli estremi. Ondate di calore più lunghe e severe, siccità, tempeste di polvere, incendi e precipitazioni torrenziali non devono essere considerati fenomeni indipendenti, ma componenti interconnesse di una trasformazione ambientale più ampia. Il futuro del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente dipenderà dall’intensità delle emissioni globali, dalle politiche regionali di decarbonizzazione e dalla capacità delle società di adattarsi senza accrescere le disuguaglianze. La regione EMME assume così il ruolo di area sentinella del cambiamento climatico: un territorio nel quale sono già riconoscibili alcune delle principali sfide che, con il progredire del riscaldamento globale, potrebbero manifestarsi con crescente intensità anche in altre zone subtropicali densamente popolate. 

1. Introduzione

L’influenza delle attività umane sul sistema climatico terrestre non costituisce più una semplice ipotesi interpretativa, ma una conclusione sostenuta da molteplici linee di evidenza indipendenti. Le osservazioni strumentali, le ricostruzioni paleoclimatiche, le misure satellitari e le simulazioni numeriche mostrano che l’aumento delle concentrazioni atmosferiche di anidride carbonica, metano e protossido di azoto ha modificato il bilancio energetico del pianeta, provocando il riscaldamento dell’atmosfera e degli oceani, la perdita di ghiaccio continentale e marino, l’innalzamento del livello del mare e numerosi cambiamenti del ciclo idrologico. Il Sesto rapporto di valutazione dell’Intergovernmental Panel on Climate Change ha definito inequivocabile l’influenza umana sul riscaldamento dell’atmosfera, dell’oceano e delle terre emerse, sottolineando come l’ampiezza e la rapidità di molte trasformazioni recenti non abbiano precedenti almeno negli ultimi secoli e, per alcuni elementi del sistema climatico, negli ultimi millenni. Il cambiamento climatico contemporaneo deve pertanto essere interpretato come una modificazione sistemica, nella quale la risposta della temperatura interagisce con precipitazioni, umidità del suolo, circolazione atmosferica, criosfera, ecosistemi e processi biogeochimici. 

Dalla rivoluzione industriale, l’impiego crescente dei combustibili fossili, la produzione di cemento, l’agricoltura intensiva e le trasformazioni dell’uso del suolo hanno progressivamente aumentato la quantità di gas serra immessa nell’atmosfera. A tali forzanti si sono aggiunti la deforestazione, la degradazione degli ecosistemi, l’espansione delle superfici urbanizzate e la sostituzione di aree naturali con terreni agricoli o infrastrutture. Questi processi non si limitano a modificare la composizione chimica dell’atmosfera, ma alterano anche l’albedo, la rugosità superficiale, l’evapotraspirazione e gli scambi di energia e umidità tra il suolo e l’atmosfera. La risposta climatica complessiva deriva quindi dall’interazione tra forzanti globali, come l’aumento dei gas serra, e fattori regionali capaci di amplificare o attenuare localmente il riscaldamento. Per questa ragione l’aumento della temperatura non è distribuito uniformemente nello spazio e nel tempo: alcune regioni, stagioni e tipologie di superficie si riscaldano più rapidamente rispetto alla media planetaria, mentre altre manifestano segnali meno intensi o temporaneamente mascherati dalla variabilità naturale. 

Il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente, indicati nello studio di Zittis e collaboratori con l’acronimo EMME, rappresentano uno dei principali punti critici del cambiamento climatico globale. Il concetto di climate change hotspotnon descrive semplicemente una regione caratterizzata da temperature elevate, ma identifica un territorio nel quale le variazioni previste di temperatura, precipitazioni e variabilità climatica risultano particolarmente pronunciate e si sovrappongono a una forte esposizione della popolazione e a vulnerabilità ambientali e socioeconomiche preesistenti. Il Mediterraneo era già stato individuato da Giorgi come una delle regioni globali con la risposta più marcata al cambiamento climatico, soprattutto per la combinazione tra intenso riscaldamento estivo e diminuzione delle precipitazioni. Le valutazioni successive hanno confermato che l’area mediterranea è esposta a rischi interconnessi riguardanti disponibilità idrica, ecosistemi, produzione alimentare, salute e sicurezza, aggravati dalla crescita urbana, dalla pressione demografica, dall’inquinamento e dalla perdita di biodiversità. 

La particolare sensibilità dell’EMME dipende da numerosi meccanismi fisici. Le superfici continentali si riscaldano generalmente più rapidamente degli oceani perché possiedono una minore capacità termica e dispongono di quantità più limitate di acqua utilizzabile per l’evaporazione. Nei territori aridi e semiaridi, il progressivo disseccamento dei suoli riduce ulteriormente la quota di energia impiegata nell’evapotraspirazione e aumenta quella trasferita direttamente all’atmosfera sotto forma di calore sensibile. Si instaura così una retroazione positiva tra aridità e temperatura: il riscaldamento favorisce la perdita di umidità, mentre la minore disponibilità d’acqua superficiale intensifica il riscaldamento dell’aria. Analisi recenti sulle regioni a clima mediterraneo hanno indicato che la rapida crescita delle temperature può essere rafforzata anche dalla diminuzione degli aerosol atmosferici e dalla riduzione dell’umidità prossima alla superficie, pur rimanendo l’aumento dei gas serra la causa dominante del riscaldamento di lungo periodo. 

Le tendenze osservate sono destinate a proseguire durante il XXI secolo, ma la loro intensità dipenderà dalle future traiettorie delle emissioni, dallo sviluppo tecnologico, dalle politiche energetiche e dalle trasformazioni sociali ed economiche. Una rapida diminuzione globale delle emissioni potrebbe rallentare e successivamente stabilizzare il riscaldamento, mentre la prosecuzione di un sistema energetico fortemente dipendente dai combustibili fossili condurrebbe a incrementi termici molto più elevati. Il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente sono particolarmente sensibili a questa divergenza tra scenari, poiché il riscaldamento regionale, soprattutto durante l’estate, può superare sensibilmente quello medio globale. Lo studio di Zittis e collaboratori evidenzia che la regione si è recentemente riscaldata a un ritmo prossimo a 0,45 °C per decennio, quasi doppio rispetto alla media globale considerata nello stesso periodo, e che tale tendenza potrebbe continuare o intensificarsi in assenza di una mitigazione ambiziosa. 

La definizione dell’EMME come hotspot climatico è rafforzata dal fatto che il cambiamento non interessa esclusivamente le condizioni medie, ma anche la variabilità interannuale e la distribuzione statistica degli eventi meteorologici. Una crescita della temperatura media sposta l’intera distribuzione verso valori più elevati, rendendo più frequenti estremi che nel clima storico si verificavano soltanto raramente. Se aumenta contemporaneamente anche la variabilità, la coda calda della distribuzione può estendersi ancora più rapidamente, accrescendo la probabilità di eventi eccezionali. Le proiezioni suggeriscono che la variabilità interannuale delle temperature possa aumentare soprattutto durante l’estate, quando la forte radiazione solare, la scarsità di umidità del suolo e la persistenza delle configurazioni anticicloniche favoriscono la formazione di anomalie termiche molto intense. In tale contesto, una stagione estiva eccezionalmente calda non rappresenta soltanto uno spostamento rispetto alla climatologia passata, ma può diventare parte integrante di un nuovo regime climatico regionale. 

Le ondate di calore costituiscono uno dei rischi più rilevanti. Le simulazioni climatiche indicano che nel Medio Oriente e nel Nord Africa il riscaldamento sarà particolarmente intenso durante la stagione estiva, con un aumento della frequenza, della durata e della severità degli estremi termici. Lelieveld e collaboratori hanno stimato che la temperatura massima media dei giorni più caldi, pari a circa 43 °C nel clima recente considerato dal loro studio, potrebbe avvicinarsi a 46 °C intorno alla metà del secolo e raggiungere valori prossimi a 50 °C verso la fine del secolo nello scenario RCP8.5. Si tratta di valori medi riferiti agli estremi regionali: localmente, durante episodi eccezionali, potrebbero verificarsi temperature ancora superiori. Queste proiezioni non devono essere interpretate come inevitabili, poiché dipendono dalle emissioni future, ma mostrano quanto ampia possa diventare la differenza tra percorsi di forte mitigazione e scenari ad alta concentrazione di gas serra. 

Il pericolo associato alle ondate di calore non dipende soltanto dalla temperatura massima diurna. Le temperature minime notturne, l’umidità atmosferica, la durata dell’evento e l’esposizione cumulativa determinano la capacità dell’organismo umano di disperdere il calore e di recuperare durante la notte. In prossimità delle coste del Golfo Persico e del Mar Rosso, la combinazione tra temperature elevate e forte umidità può produrre condizioni di stress termico molto più severe rispetto a quelle suggerite dalla sola temperatura dell’aria. Nelle città, l’isola di calore urbana può ulteriormente aumentare le temperature notturne, poiché edifici, asfalto e superfici impermeabili accumulano energia durante il giorno e la rilasciano lentamente dopo il tramonto. La rapida urbanizzazione prevista in molti paesi dell’EMME potrebbe pertanto amplificare l’esposizione al caldo, soprattutto tra le fasce di popolazione che dispongono di abitazioni scarsamente isolate o di un accesso limitato al raffrescamento. 

Gli eventi già osservati dimostrano come il caldo estremo possa produrre conseguenze molto diverse quando interagisce con siccità, vegetazione disseccata e vulnerabilità territoriale. L’estate del 2007 in Grecia, indicata dagli autori come la più calda registrata nel paese dal 1891 fino a quel momento, fu accompagnata da incendi devastanti, ingenti danni ambientali e numerose vittime. L’evento costituisce un esempio di rischio composto, nel quale le temperature eccezionali non rappresentarono un pericolo isolato, ma contribuirono a ridurre l’umidità dei combustibili vegetali e ad aggravare la propagazione degli incendi. In un clima più caldo, tali combinazioni possono diventare più frequenti, perché una siccità precedente prepara le condizioni per l’intensificazione del caldo, mentre l’ondata di calore accelera ulteriormente il disseccamento del suolo e della vegetazione. Gli effetti combinati possono superare la semplice somma dei singoli rischi, sottoponendo contemporaneamente a pressione sistemi sanitari, reti elettriche, servizi antincendio, agricoltura e risorse idriche. 

La regione è esposta anche a fenomeni meteorologici di natura molto diversa dal caldo e dalla siccità. Nel 2007 il ciclone Gonu raggiunse un’intensità eccezionale sul Mar Arabico e colpì duramente l’Oman, provocando il più grave disastro naturale della storia moderna del paese in termini di danni economici e perdite umane, secondo la ricostruzione richiamata nello studio. Il caso di Gonu mostra che l’EMME si trova all’intersezione di sistemi atmosferici differenti e può essere interessata non soltanto dalle perturbazioni mediterranee, ma anche da cicloni tropicali del Mar Arabico, intrusioni di aria tropicale, depressioni del Mar Rosso, circolazioni monsoniche, onde di Rossby e configurazioni provenienti dalle medie latitudini. Non tutti questi fenomeni rispondono al riscaldamento globale nello stesso modo, e per alcuni rimangono notevoli incertezze riguardo alle variazioni future della frequenza; tuttavia, l’aumento della temperatura marina e del contenuto di vapore dell’atmosfera può modificare l’intensità delle precipitazioni e il potenziale distruttivo degli eventi più intensi. 

Un’altra trasformazione attesa riguarda le siccità. Il Mediterraneo è una delle poche grandi regioni continentali nelle quali i modelli climatici mostrano una diminuzione relativamente robusta delle precipitazioni, specialmente durante la stagione fredda e negli scenari ad alte emissioni. Tale riduzione è legata allo spostamento delle traiettorie cicloniche, all’espansione della fascia subtropicale e a modificazioni della circolazione atmosferica che limitano la frequenza delle perturbazioni capaci di raggiungere il bacino. Nell’EMME la diminuzione delle precipitazioni può combinarsi con una maggiore domanda evaporativa dell’atmosfera, determinando siccità agricole ed ecologiche più gravi anche quando il calo delle piogge non appare particolarmente intenso. Le proiezioni analizzate dalla letteratura indicano che il Mediterraneo orientale potrebbe diventare uno dei principali hotspot mondiali per l’aumento della frequenza, della durata e della severità delle siccità. 

Il progressivo inaridimento non implica necessariamente una diminuzione di tutti gli episodi di precipitazione intensa. Un’atmosfera più calda può contenere una maggiore quantità di vapore acqueo e, quando si sviluppano condizioni favorevoli al sollevamento, alla convezione o alla formazione di sistemi ciclonici, può alimentare precipitazioni molto abbondanti. La regione potrebbe quindi sperimentare periodi asciutti più lunghi intervallati da episodi piovosi brevi e violenti. Nelle aree desertiche e semiaride, i suoli secchi, compattati o scarsamente vegetati possono assorbire con difficoltà grandi quantità d’acqua in poco tempo, favorendo il rapido deflusso superficiale e la formazione di alluvioni improvvise. La crescita urbana aumenta ulteriormente il rischio perché sostituisce superfici permeabili con strade, parcheggi ed edifici e concentra popolazione e infrastrutture lungo pianure alluvionali e wadi. Le valutazioni regionali mostrano pertanto che caldo, siccità e alluvioni non sono rischi reciprocamente incompatibili, ma possono coesistere nello stesso clima e perfino nella medesima stagione. 

La complessità climatica dell’EMME deriva anche dalla straordinaria eterogeneità geografica della regione. I diciassette paesi considerati nello studio — Bahrein, Cipro, Egitto, Grecia, Iran, Iraq, Israele, Giordania, Kuwait, Libano, Oman, Palestina, Qatar, Arabia Saudita, Siria, Turchia ed Emirati Arabi Uniti — comprendono climi temperati, mediterranei, subtropicali, semiaridi e desertici. Nel settore settentrionale dominano generalmente estati calde e asciutte e inverni miti e relativamente piovosi, mentre nella parte meridionale si estendono grandi territori desertici caratterizzati da precipitazioni scarse, temperature elevate e vegetazione rada. Questa diversità impedisce di descrivere la regione attraverso un’unica traiettoria climatica: il segnale del riscaldamento è diffuso, ma le variazioni delle precipitazioni, dei venti, delle polveri e degli estremi possono differire considerevolmente tra le coste mediterranee, le montagne, gli altopiani interni, la Mesopotamia e la penisola arabica. 

I contrasti pluviometrici sono particolarmente accentuati. I rilievi delle Alpi Dinariche, del Pindo, del Tauro, del Caucaso e dell’Alborz possono ricevere localmente precipitazioni annue pari o superiori a 2.000 millimetri, poiché l’orografia favorisce il sollevamento delle masse d’aria umida. Spostandosi di pochi gradi verso sud, tuttavia, i quantitativi possono diminuire di uno o più ordini di grandezza fino a raggiungere valori prossimi allo zero nei deserti più aridi. L’acqua disponibile dipende quindi non soltanto dalla quantità media delle precipitazioni, ma anche dalla loro stagionalità, dalla presenza della neve montana, dall’evapotraspirazione e dalla capacità di immagazzinamento naturale e artificiale. La diminuzione della neve e l’anticipo della fusione possono modificare il regime dei fiumi, riducendo la disponibilità idrica durante la tarda primavera e l’estate, proprio quando la domanda agricola, urbana ed energetica raggiunge i valori più elevati. 

Dal punto di vista dinamico, il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente costituiscono un vero crocevia atmosferico. Durante l’inverno, le precipitazioni del settore settentrionale dipendono in larga misura dal passaggio delle depressioni mediterranee e dalla posizione della corrente a getto del fronte polare. Lo spostamento verso sud del getto favorisce la penetrazione delle perturbazioni e il trasporto di aria umida, mentre una sua collocazione più settentrionale può lasciare la regione sotto l’influenza di configurazioni anticicloniche e condizioni asciutte. Nel settore meridionale intervengono inoltre la depressione del Mar Rosso, le circolazioni tropicali, il monsone asiatico, i venti di shamal e le intrusioni di aria desertica. L’interazione tra processi tropicali e delle medie latitudini spiega l’elevata variabilità meteorologica della regione e rende particolarmente importante comprendere non soltanto le variazioni delle medie climatiche, ma anche i cambiamenti nella frequenza e nella persistenza dei regimi di circolazione. 

L’orografia ripida, le coste fortemente articolate e la presenza di grandi bacini marini introducono ulteriori retroazioni. Il Mediterraneo, il Mar Nero, il Mar Rosso e il Mar Arabico rappresentano sorgenti di calore e umidità capaci di influenzare la stabilità atmosferica, la convezione e la formazione delle precipitazioni. Le montagne modificano la traiettoria dei venti, generano sollevamenti orografici e creano forti gradienti climatici su distanze relativamente brevi. Questi processi non possono essere descritti adeguatamente dai modelli globali a bassa risoluzione, nei quali i rilievi, le isole e le linee costiere vengono fortemente semplificati. Per valutare gli impatti locali sono quindi necessari modelli climatici regionali ad alta risoluzione, accompagnati da reti osservative dense e omogenee. Il miglioramento della risoluzione non elimina tutte le incertezze, ma consente di rappresentare più realisticamente le circolazioni costiere, i contrasti altimetrici, gli estremi di precipitazione e le differenze tra aree urbane, agricole e desertiche. 

Le conseguenze del cambiamento climatico interessano numerosi settori tra loro interdipendenti. L’agricoltura è esposta a temperature più elevate, maggiore evaporazione, siccità prolungate e incremento della domanda irrigua. Le risorse idriche sono sottoposte alla pressione simultanea della diminuzione dell’offerta, dell’aumento dei consumi e della crescita demografica. Il settore energetico deve affrontare picchi più intensi della domanda elettrica per il raffrescamento, mentre alcune forme di produzione possono essere penalizzate dalla scarsità d’acqua. I trasporti e le infrastrutture possono subire danni a causa di alluvioni, caldo estremo, incendi e tempeste di polvere. Gli ecosistemi terrestri e marini devono adattarsi a ritmi di cambiamento che possono superare la capacità di migrazione o acclimatazione di molte specie. Il rischio climatico assume quindi una natura sistemica: una crisi idrica può ridurre la produzione agricola ed energetica, aumentare i prezzi, aggravare le disuguaglianze e compromettere contemporaneamente salute pubblica e stabilità economica. 

La crescita demografica e l’urbanizzazione possono amplificare questi impatti. L’espansione delle città aumenta la domanda di acqua, energia, suolo e infrastrutture, mentre la concentrazione della popolazione accresce l’esposizione agli estremi meteorologici. Le aree urbane costruite senza un’adeguata pianificazione possono essere particolarmente vulnerabili alle alluvioni improvvise e al caldo notturno. La vulnerabilità è inoltre distribuita in modo profondamente diseguale: i gruppi con redditi più bassi dispongono generalmente di minori possibilità di installare sistemi di raffrescamento, migliorare l’isolamento delle abitazioni, acquistare acqua o trasferirsi temporaneamente durante un’emergenza. I lavoratori all’aperto, i migranti, gli sfollati, gli anziani e le persone affette da patologie croniche possono subire conseguenze sproporzionate. Il cambiamento climatico tende pertanto ad agire come moltiplicatore delle disuguaglianze esistenti, anziché come pressione uniforme sull’intera popolazione. 

Lo studio di Zittis e collaboratori aggiorna le precedenti valutazioni regionali integrando indicatori paleoclimatici, serie osservative più estese e informazioni ottenute da una nuova generazione di modelli globali e regionali. Le ricostruzioni paleoclimatiche permettono di collocare le trasformazioni recenti in una prospettiva temporale più lunga, distinguendo l’attuale tendenza antropica dalla variabilità naturale che ha caratterizzato il Mediterraneo e il Medio Oriente nei secoli precedenti. Le osservazioni strumentali documentano il cambiamento già avvenuto, mentre i modelli consentono di esplorare futuri alternativi in funzione delle emissioni. L’impiego congiunto di queste fonti è essenziale perché nessuna di esse, considerata isolatamente, può fornire una descrizione completa: i dati osservativi sono limitati nel tempo e nello spazio, le ricostruzioni paleoclimatiche possiedono incertezze proprie e i modelli rappresentano una semplificazione del sistema reale. La convergenza delle diverse linee di evidenza aumenta tuttavia la robustezza delle conclusioni generali sul rapido riscaldamento della regione e sull’intensificazione di numerosi rischi climatici. 

Gli obiettivi della ricerca comprendono pertanto la valutazione delle manifestazioni regionali del riscaldamento globale attraverso osservazioni aggiornate e modelli climatici regionali, la revisione delle conoscenze riguardanti cause ed effetti del cambiamento e l’individuazione delle principali lacune scientifiche. Particolare importanza viene attribuita alla cooperazione regionale, indispensabile perché numerose questioni climatiche e ambientali superano i confini nazionali. I bacini fluviali, le masse d’aria inquinate, le tempeste di polvere, gli incendi, le migrazioni e le reti energetiche coinvolgono frequentemente più paesi. Anche i sistemi di osservazione e allerta risultano più efficaci quando dati, metodologie e previsioni vengono condivisi. La costruzione della resilienza dell’EMME non può quindi dipendere soltanto da interventi nazionali isolati, ma richiede strategie coordinate per la gestione dell’acqua, la riduzione delle emissioni, la protezione sanitaria e la preparazione agli eventi estremi. 

La struttura dello studio riflette questa impostazione multidisciplinare. L’analisi prende inizialmente in esame le emissioni regionali di gas serra, l’inquinamento atmosferico e le polveri minerali, riconoscendo che il clima dell’EMME è influenzato sia dalle forzanti globali sia da processi regionali. Successivamente viene ricostruita l’evoluzione climatica a partire dalle testimonianze paleoclimatiche fino alle osservazioni contemporanee, per poi esaminare le proiezioni future dei principali parametri meteorologici. Il lavoro considera inoltre le trasformazioni dell’uso del suolo, l’urbanizzazione, la desertificazione e gli incendi, analizza gli impatti sui settori più vulnerabili e discute le possibili strategie di adattamento. L’ultima parte identifica le priorità della ricerca, tra cui il miglioramento delle reti osservative, lo sviluppo della modellistica ad alta risoluzione e la produzione di conoscenze climatiche direttamente utilizzabili nei processi decisionali. 

Nel complesso, l’introduzione dello studio delinea il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente come una regione nella quale il cambiamento climatico è già pienamente riconoscibile e tende a interagire con condizioni ambientali e sociali particolarmente delicate. Il rapido riscaldamento, la crescita della variabilità estiva, l’intensificazione delle ondate di calore, il rischio di siccità più gravi, la possibilità di precipitazioni torrenziali e l’aumento degli eventi composti configurano una trasformazione profonda del sistema regionale. L’EMME può essere considerata un’area sentinella, perché anticipa alcune delle condizioni che potrebbero manifestarsi progressivamente in altre regioni subtropicali densamente abitate. La traiettoria futura non è tuttavia completamente predeterminata: l’entità del riscaldamento e degli impatti dipenderà dalle emissioni globali, dalle politiche di adattamento, dalla qualità della pianificazione territoriale e dalla capacità di ridurre le disuguaglianze. La letteratura scientifica converge dunque sulla necessità di affiancare a una rapida mitigazione delle emissioni una strategia di adattamento fondata su osservazioni affidabili, cooperazione internazionale e protezione prioritaria delle popolazioni maggiormente esposte.

Figura 1 – La complessità topografica del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente come elemento fondamentale del clima regionale

La Figura 1 dello studio Climate Change and Weather Extremes in the Eastern Mediterranean and Middle Eastpresenta la configurazione topografica della vasta regione comprendente il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente, offrendo la necessaria base geografica per interpretare le differenze climatiche osservate e le future risposte al riscaldamento globale. La carta non rappresenta direttamente temperature, precipitazioni o anomalie climatiche, ma descrive la distribuzione delle quote altimetriche, dei grandi sistemi montuosi, delle pianure alluvionali, degli altopiani, dei deserti, dei principali corsi d’acqua e dei bacini marini. La scala cromatica distingue le aree poste a poche centinaia di metri sul livello del mare dalle regioni montuose che raggiungono o superano i 3.000 metri. La classe superiore della legenda non deve essere interpretata come un limite massimo effettivo dell’altitudine regionale, poiché diverse cime del Caucaso, dell’Alborz, degli Zagros e dell’Anatolia orientale superano ampiamente tale quota; essa costituisce piuttosto l’estremo superiore adottato per la rappresentazione cartografica. Questa impostazione consente di cogliere immediatamente l’eccezionale eterogeneità fisiografica dell’area EMME, nella quale montagne elevate, bassopiani desertici e superfici marine relativamente calde si trovano spesso a poche centinaia di chilometri di distanza. Tale complessità rappresenta uno dei motivi per cui le manifestazioni regionali del cambiamento climatico non possono essere descritte attraverso un unico valore medio di temperatura o precipitazione. 

La regione raffigurata costituisce un autentico crocevia climatico tra Europa, Africa e Asia. A nord-ovest si distinguono la penisola balcanica, la Grecia, il Mar Egeo e il settore orientale del Mediterraneo; a nord si estendono il Mar Nero e l’altopiano anatolico; verso nord-est emergono il Caucaso e il bacino del Mar Caspio; procedendo verso sud-est compaiono la Mesopotamia, l’altopiano iranico, gli Zagros e il Golfo Persico; nella parte meridionale dominano la penisola arabica, il Mar Rosso e i grandi deserti subtropicali. Questa posizione geografica espone l’EMME all’influenza di configurazioni atmosferiche provenienti dalle medie latitudini europee, dall’Atlantico settentrionale, dal continente africano, dall’Asia centrale, dall’Oceano Indiano e dall’area monsonica meridionale asiatica. Di conseguenza, la variabilità meteorologica regionale deriva dall’interazione tra correnti occidentali, depressioni mediterranee, getto subtropicale, corrente a getto del fronte polare, circolazioni monsoniche, depressione termica persiana, depressione del Mar Rosso e flussi desertici. La topografia modifica ulteriormente queste configurazioni, deviando i venti, forzando movimenti verticali e creando circolazioni locali che possono intensificare o attenuare gli effetti dei processi atmosferici su grande scala. 

Nel settore nord-occidentale della mappa, l’articolazione delle coste greche e la presenza di numerose isole evidenziano la stretta interazione tra mare e terra che caratterizza l’Egeo e il Mediterraneo orientale. Le superfici marine agiscono come importanti serbatoi di calore e umidità, attenuando in parte l’escursione termica nelle aree costiere ma fornendo contemporaneamente vapore acqueo alle perturbazioni e ai sistemi convettivi. La complessità costiera produce inoltre brezze, convergenze e differenze termiche locali che i modelli climatici a risoluzione troppo grossolana possono rappresentare soltanto parzialmente. L’influenza marina non elimina tuttavia il rischio di caldo estremo: durante l’estate, il riscaldamento delle acque superficiali può limitare il raffreddamento notturno delle fasce costiere e, quando è accompagnato da elevata umidità, aumentare lo stress termico percepito dalla popolazione. In autunno, mari ancora molto caldi possono fornire energia e umidità ai sistemi perturbati, contribuendo a precipitazioni intense soprattutto quando una depressione o una saccatura in quota determina forte instabilità atmosferica. La Figura 1 permette quindi di comprendere perché la distanza dal mare e la forma delle coste siano parametri essenziali nella distribuzione regionale degli estremi termici e pluviometrici. 

La penisola anatolica appare come un vasto altopiano delimitato e attraversato da importanti rilievi. Lungo il margine meridionale della Turchia si estendono i monti del Tauro, mentre verso nord e nord-est si sviluppano le catene pontiche e le montagne dell’Anatolia orientale. Questi rilievi separano le coste relativamente umide dagli altopiani interni, generando forti contrasti climatici. Le masse d’aria provenienti dal Mediterraneo possono essere costrette a sollevarsi lungo i versanti esposti, raffreddandosi e favorendo la condensazione del vapore acqueo; una volta superata la barriera montuosa, l’aria discendente tende invece a riscaldarsi e a diventare più secca, producendo un’ombra pluviometrica nelle regioni sottovento. Il risultato è una distribuzione delle precipitazioni estremamente irregolare, con fasce costiere e montuose relativamente piovose affiancate da altopiani interni molto più aridi. L’orografia anatolica influenza anche la circolazione estiva, contribuendo all’ancoraggio di strutture anticicloniche e modificando la risposta atmosferica regionale alla forzante monsonica asiatica. Questi processi mostrano come la topografia non rappresenti soltanto un elemento statico del paesaggio, ma una componente attiva della dinamica atmosferica dell’EMME. 

A nord-est, tra il Mar Nero e il Mar Caspio, la Figura 1 mostra chiaramente il grande sistema montuoso del Caucaso. L’elevata altitudine produce gradienti termici molto marcati e favorisce precipitazioni orografiche, accumuli nevosi stagionali e, alle quote maggiori, la presenza di ghiacciai. Le montagne operano come riserve naturali d’acqua, poiché durante l’inverno trattengono una parte delle precipitazioni sotto forma di neve e la rilasciano gradualmente nella stagione calda. Questo meccanismo attenua la variabilità stagionale delle portate fluviali e sostiene ecosistemi, agricoltura e insediamenti situati a valle. Il riscaldamento climatico può però modificare profondamente tale funzione: una quota crescente delle precipitazioni può cadere sotto forma di pioggia anziché di neve, la fusione nivale può iniziare più precocemente e la durata della copertura nevosa può ridursi. Il risultato non è necessariamente una diminuzione immediata della quantità annuale d’acqua, ma una variazione della sua distribuzione temporale, con maggiori portate durante l’inverno o l’inizio della primavera e una disponibilità più limitata nel periodo estivo, quando la domanda agricola e civile raggiunge spesso il massimo. La carta topografica aiuta dunque a comprendere perché la vulnerabilità climatica delle montagne debba essere valutata non soltanto in termini di temperatura, ma anche attraverso le conseguenze idrologiche del cambiamento della neve e dei ghiacciai. 

Procedendo verso sud-est, il sistema degli Zagros appare come una lunga fascia montuosa disposta approssimativamente da nord-ovest a sud-est lungo il margine occidentale dell’Iran. Questa catena separa l’altopiano iranico dalla pianura mesopotamica e costituisce una delle principali barriere orografiche del Medio Oriente. Durante la stagione fredda, le perturbazioni provenienti dal Mediterraneo possono trasportare umidità verso l’Iraq e l’Iran occidentale; l’ascesa forzata dell’aria sui versanti degli Zagros favorisce precipitazioni che localmente possono risultare molto abbondanti rispetto ai bassopiani circostanti. Le parti orientali e interne dell’altopiano iranico rimangono invece frequentemente sottovento, con condizioni più secche. La forte dipendenza delle precipitazioni dalla direzione delle correnti rende questi territori sensibili a variazioni anche relativamente modeste della circolazione atmosferica. Uno spostamento delle traiettorie cicloniche, una riduzione della frequenza dei sistemi perturbati o un aumento delle temperature può modificare la quantità di neve, il deflusso superficiale e la ricarica delle falde. Lelieveld e collaboratori hanno evidenziato che, mentre sulle grandi catene dell’EMME i quantitativi annui possono raggiungere o superare i 2.000 millimetri, a pochi gradi di latitudine verso sud essi possono diminuire di uno o più ordini di grandezza, fino a valori prossimi allo zero. 

Tra gli Zagros e i rilievi anatolici si estende la pianura mesopotamica, visibile nella figura attraverso le basse quote attraversate dal Tigri e dall’Eufrate. Questa regione rappresenta uno dei più chiari esempi del rapporto tra topografia, acqua e sviluppo delle società umane. Le pianure alluvionali hanno favorito per millenni l’agricoltura irrigua e la formazione di grandi centri urbani, ma la loro dipendenza da corsi d’acqua alimentati prevalentemente nelle regioni montuose poste a monte le rende vulnerabili ai cambiamenti della precipitazione, della neve e della gestione dei bacini. Il clima locale è inoltre caratterizzato da estati estremamente calde, favorite dalla continentalità, dalla bassa quota, dall’aridità del suolo e dalla distanza dalle influenze mitigatrici dei grandi mari aperti. Quando l’umidità del terreno diminuisce, una quota minore dell’energia disponibile viene utilizzata per l’evaporazione e una quota maggiore riscalda direttamente la superficie e gli strati atmosferici inferiori. Questa retroazione tra disseccamento del suolo e aumento della temperatura può contribuire all’intensificazione delle ondate di calore, soprattutto nelle pianure agricole sottoposte a stress idrico. Le proiezioni indicano inoltre che il cambiamento climatico potrebbe ridurre significativamente le risorse idriche rinnovabili in diverse parti dell’EMME, con conseguenze che dipenderanno anche dai prelievi, dalle dighe e dalla cooperazione tra gli Stati attraversati dagli stessi sistemi fluviali. 

Nel settore occidentale della carta è visibile il bacino del Nilo, il cui corso attraversa territori prevalentemente desertici prima di raggiungere il Mediterraneo. La stretta fascia fluviale e il delta contrastano nettamente con l’aridità delle regioni circostanti e dimostrano come la distribuzione della popolazione e delle attività agricole sia concentrata intorno a una risorsa idrica geograficamente limitata. Sebbene una parte considerevole del bacino idrografico del Nilo si trovi al di fuori dell’area mostrata, la carta consente di osservare la sua importanza per l’Egitto e per il Mediterraneo orientale. In regioni di questo tipo, la vulnerabilità climatica non è determinata esclusivamente dalle precipitazioni locali, ma anche dalle condizioni meteorologiche nelle aree sorgentizie lontane, dall’evaporazione lungo il corso del fiume, dalla gestione delle dighe e dalla domanda crescente di acqua. La topografia rivela quindi l’esistenza di una profonda disconnessione spaziale tra il luogo in cui la risorsa idrica viene generata e quello in cui viene maggiormente utilizzata, evidenziando la necessità di valutazioni climatiche e idrologiche su scala di bacino anziché entro i soli confini politici. 

La penisola arabica domina la porzione meridionale della Figura 1 e appare caratterizzata da vaste superfici desertiche relativamente pianeggianti o moderatamente elevate. Queste aree comprendono alcuni dei territori più caldi e aridi del pianeta, dove le precipitazioni annue sono scarse, irregolari e frequentemente concentrate in pochi episodi. L’assenza di una copertura vegetale continua, il ridotto contenuto idrico dei suoli e l’intensa radiazione solare favoriscono temperature superficiali molto elevate. Tuttavia, la penisola non è morfologicamente uniforme. Lungo il margine occidentale, in prossimità del Mar Rosso, si sviluppano rilievi che diventano particolarmente elevati nell’Arabia sud-occidentale e nello Yemen; nel settore sud-orientale emergono i monti Hajar dell’Oman. Queste montagne modificano localmente la circolazione, favoriscono precipitazioni orografiche e possono essere interessate da fenomeni convettivi intensi. Ciò significa che, anche all’interno di un ambiente prevalentemente desertico, la topografia produce nicchie climatiche, gradienti pluviometrici e differenti livelli di esposizione agli eventi estremi. Le simulazioni ad alta risoluzione risultano particolarmente importanti in queste aree, poiché i modelli più grossolani tendono a semplificare i rilievi e possono sottostimare le precipitazioni localizzate e i processi convettivi. 

Il Mar Rosso, raffigurato tra l’Africa nord-orientale e la penisola arabica, costituisce una sorgente di calore e umidità di grande importanza. Le acque molto calde favoriscono un’intensa evaporazione, ma la presenza di vapore acqueo non conduce automaticamente alla formazione di precipitazioni: sono necessari meccanismi dinamici capaci di sollevare l’aria e superare la stabilità degli strati atmosferici. In particolari configurazioni, l’umidità proveniente dal Mar Rosso può essere trasportata verso l’Egitto, il Levante, l’Arabia occidentale o l’Africa nord-orientale, contribuendo a precipitazioni intense e alluvioni improvvise. La topografia può concentrare i flussi, aumentare il sollevamento sui versanti e convogliare il deflusso verso vallate strette e wadi. Questi ultimi sono corsi d’acqua normalmente asciutti che, durante piogge torrenziali, possono riempirsi molto rapidamente. Le inondazioni lampo risultano particolarmente pericolose negli ambienti aridi perché i suoli secchi, compattati o poveri di vegetazione possono presentare una capacità di infiltrazione limitata, mentre gli insediamenti e le infrastrutture sono spesso costruiti nelle aree pianeggianti attraversate dal deflusso. Studi dedicati agli eventi di polvere e pioggia nella regione del Mar Rosso mostrano la complessità dell’interazione tra aerosol minerali, trasporto di umidità, convezione e orografia. 

Nel margine sud-orientale della penisola arabica, i rilievi dell’Oman si affacciano sul Mar Arabico, una regione che può essere occasionalmente raggiunta da cicloni tropicali. La presenza delle montagne può amplificare le precipitazioni quando le masse d’aria umida associate a tali sistemi vengono forzate a salire. L’esempio storico più significativo richiamato nello studio è il ciclone Gonu del 2007, che colpì l’Oman producendo conseguenze eccezionalmente gravi. La Figura 1 permette di comprendere perché l’impatto di un ciclone non dipenda esclusivamente dalla velocità del vento o dall’intensità della pioggia sul mare: la distribuzione dei rilievi, l’orientamento delle vallate, la posizione delle città e la forma delle coste influenzano la concentrazione del deflusso, le inondazioni e i danni. Il cambiamento climatico non implica necessariamente un aumento uniforme del numero dei cicloni in ogni bacino, ma temperature marine e contenuti atmosferici di umidità più elevati possono contribuire a modificare le precipitazioni associate agli eventi più intensi. La valutazione del rischio richiede pertanto modelli capaci di rappresentare insieme il sistema tropicale, la topografia locale e le caratteristiche idrologiche dei bacini. 

La carta mostra anche perché le tempeste di polvere rappresentino un fenomeno strutturale dell’EMME. Le vaste pianure desertiche della penisola arabica, della Mesopotamia, dell’Iran e dell’Africa nord-orientale costituiscono importanti sorgenti di particolato minerale. La produzione e il trasporto delle polveri dipendono dalla disponibilità di sedimenti fini, dalla velocità del vento, dall’umidità del terreno, dalla copertura vegetale e dalla presenza di superfici degradate o laghi prosciugati. I rilievi e i corridoi topografici possono incanalare i venti e favorire accelerazioni locali, mentre le pianure aperte consentono il trasporto delle particelle su distanze molto elevate. La polvere non rappresenta soltanto un problema di visibilità: influenza la qualità dell’aria, la salute respiratoria, il bilancio radiativo, la microfisica delle nubi, gli ecosistemi marini e la resa degli impianti fotovoltaici. Il cambiamento climatico può intervenire attraverso effetti contrapposti, modificando i venti e le precipitazioni, ma siccità, desertificazione, sovrasfruttamento delle risorse idriche e degrado del suolo possono creare o intensificare sorgenti di polvere di origine almeno parzialmente antropica. La Figura 1 consente quindi di collocare questo fenomeno nel suo contesto fisico, mostrando la continuità tra bacini desertici, pianure alluvionali e barriere montuose. 

L’elevata variabilità delle precipitazioni regionali è uno degli aspetti più chiaramente spiegati dalla topografia. Sulle catene esposte alle correnti umide, l’ascesa orografica può produrre quantitativi annui superiori a quelli delle pianure circostanti di uno o più ordini di grandezza. Nelle zone sottovento, invece, la discesa e il riscaldamento adiabatico dell’aria favoriscono condizioni asciutte. La precipitazione invernale del settore settentrionale dell’EMME è in larga misura collegata allo spostamento verso sud della corrente a getto del fronte polare, che indirizza le perturbazioni cicloniche attraverso il Mediterraneo e verso il Medio Oriente. La posizione e l’intensità di tali sistemi determinano quali versanti ricevono pioggia o neve e quali rimangono in ombra pluviometrica. Questa dipendenza dalla circolazione atmosferica implica che il cambiamento climatico possa influire sulle risorse idriche anche senza una trasformazione uniforme dell’umidità atmosferica: variazioni nella frequenza, nella traiettoria o nella persistenza dei cicloni possono ridistribuire le precipitazioni tra regioni vicine. Gli studi sul Mediterraneo hanno infatti evidenziato un robusto segnale futuro di riscaldamento e tendenziale inaridimento, particolarmente pronunciato durante la stagione calda e in alcune aree del bacino orientale. 

L’inaridimento medio non esclude un’intensificazione di specifici eventi di precipitazione. La Figura 1 mostra numerose aree nelle quali l’orografia può trasformare un intenso trasporto di umidità in piogge concentrate, comprese le coste mediterranee, il Tauro, gli Zagros, il Caucaso, l’Arabia sud-occidentale e l’Oman. In un’atmosfera più calda, la maggiore capacità di contenere vapore acqueo può accrescere la quantità di umidità disponibile durante gli eventi favorevoli, mentre i rilievi continuano a fornire un meccanismo efficace di sollevamento. Il risultato può essere un clima caratterizzato da periodi asciutti più lunghi intervallati da precipitazioni intense, anziché da una diminuzione uniforme di tutti gli episodi piovosi. Gli studi sugli estremi mediterranei mostrano una notevole eterogeneità spaziale e sottolineano il ruolo delle configurazioni sinottiche, delle saccature in quota, del trasporto integrato di vapore e delle interazioni con l’orografia. Questa combinazione è particolarmente rilevante per le alluvioni improvvise, perché la severità dell’evento dipende non soltanto dalla quantità totale di pioggia, ma anche dalla sua durata, dall’estensione del bacino, dalla pendenza dei versanti, dalla permeabilità del suolo e dal grado di urbanizzazione. 

La distribuzione delle altitudini influenza anche le temperature e la loro risposta al riscaldamento globale. In condizioni medie, la temperatura dell’aria diminuisce con la quota, ma le tendenze climatiche non seguono necessariamente un gradiente uniforme. La riduzione della copertura nevosa, le variazioni dell’albedo, i cambiamenti dell’umidità del suolo e la modifica della struttura atmosferica possono produrre un riscaldamento dipendente dall’altitudine. Le aree montane dell’EMME possono quindi sperimentare trasformazioni rilevanti anche quando le temperature assolute rimangono inferiori a quelle dei deserti e delle pianure. Una diminuzione della neve modifica la stagione di fusione, espone superfici più scure capaci di assorbire maggiore radiazione e altera gli habitat adattati alle condizioni fredde. Nei bassopiani aridi, invece, il riscaldamento interagisce con il deficit idrico e può determinare estremi termici molto elevati. La carta permette pertanto di distinguere due forme differenti di vulnerabilità: quella delle aree montane, legata alla neve, agli ecosistemi e alla funzione di riserva idrica, e quella delle pianure desertiche e urbane, legata soprattutto al caldo estremo, alla scarsità d’acqua e allo stress fisiologico. 

Un ulteriore valore scientifico della Figura 1 risiede nella dimostrazione della necessità di utilizzare modelli climatici ad alta risoluzione. In un modello globale con celle di decine o centinaia di chilometri, catene relativamente strette come il Tauro, il Libano, i monti Hajar o diversi rilievi costieri possono risultare smussate o rappresentate a quote inferiori a quelle reali. Questa semplificazione modifica i venti, il sollevamento orografico, la distribuzione della neve e la localizzazione delle precipitazioni. Anche le piccole isole, le penisole e le coste articolate del Mediterraneo orientale possono essere scarsamente risolte, limitando la rappresentazione delle brezze, dei contrasti terra-mare e delle precipitazioni convettive. Le simulazioni regionali a pochi chilometri di risoluzione sono più adatte a descrivere numerosi processi locali e, quando permettono di rappresentare esplicitamente parte della convezione, possono migliorare la distribuzione e l’intensità delle piogge. Esse rimangono comunque dipendenti dalle condizioni fornite dai modelli globali e non eliminano le incertezze riguardanti le future emissioni e la circolazione su larga scala. 

La complessità topografica ha profonde conseguenze anche per la biodiversità e gli ecosistemi. I forti gradienti altitudinali e climatici producono una successione di ambienti che comprende ecosistemi costieri, foreste mediterranee, praterie montane, steppe semiaride, zone umide, deserti e ambienti alpini. Questa varietà ha favorito un’elevata ricchezza biologica, ma molte specie sono adattate a intervalli climatici relativamente ristretti. Con l’aumento delle temperature, gli organismi possono spostarsi verso quote maggiori per mantenere condizioni termiche idonee, ma sulle montagne lo spazio disponibile diminuisce progressivamente e le specie già confinate alle sommità possono non disporre di ulteriori aree di rifugio. Nei bassopiani, l’aridità crescente, gli incendi e la frammentazione del territorio possono ostacolare la migrazione. La topografia può dunque offrire rifugi climatici locali grazie alla diversità di esposizioni e microclimi, ma può anche creare barriere e vicoli ciechi ecologici. Cramer e collaboratori hanno evidenziato come nel Mediterraneo i rischi per acqua, ecosistemi, produzione alimentare, salute e sicurezza siano fortemente interconnessi e vengano amplificati dalle trasformazioni dell’uso del suolo e dalla perdita di biodiversità. 

La Figura 1 deve infine essere letta anche in relazione alla distribuzione della popolazione. Molti grandi insediamenti sono concentrati lungo le coste, nelle pianure fluviali, nei delta o ai piedi delle montagne, cioè nelle aree dove l’accessibilità e la disponibilità d’acqua hanno storicamente favorito lo sviluppo urbano e agricolo. Le medesime zone possono però essere esposte all’innalzamento del livello del mare, alle alluvioni, agli smottamenti, alle ondate di calore e alla scarsità idrica. Le montagne forniscono acqua, ma possono generare deflussi rapidi; le coste beneficiano dell’influenza marina, ma sono vulnerabili alle mareggiate e alla salinizzazione; le pianure favoriscono l’agricoltura e l’urbanizzazione, ma possono accumulare calore ed essere attraversate da inondazioni. Il rischio climatico nasce quindi dall’interazione tra il pericolo meteorologico, la configurazione fisica del territorio, l’esposizione di persone e infrastrutture e la capacità sociale di prevenire o assorbire i danni. La topografia non determina inevitabilmente una catastrofe, ma condiziona la modalità con cui un evento atmosferico si traduce in conseguenze ambientali e socioeconomiche. 

Nel complesso, la Figura 1 costituisce molto più di una semplice introduzione geografica allo studio. Essa mostra che il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente formano un mosaico territoriale nel quale altitudine, orografia, distanza dal mare, orientamento dei versanti, grandi bacini fluviali e superfici desertiche regolano la circolazione atmosferica e il ciclo dell’acqua. Le montagne intercettano l’umidità e alimentano i fiumi, ma producono anche ombre pluviometriche; i mari attenuano alcuni contrasti termici, ma possono sostenere umidità elevata e precipitazioni intense; le pianure permettono lo sviluppo agricolo e urbano, ma sono esposte al caldo estremo e dipendono dalle risorse generate altrove; i deserti costituiscono sorgenti di polvere e amplificano il riscaldamento attraverso la scarsità di umidità superficiale. Questa complessa geografia contribuisce a spiegare perché l’EMME sia considerata un importante hotspot climatico e perché il riscaldamento globale produca risposte molto diverse tra regioni montuose, coste, altopiani e bassopiani desertici. L’interpretazione delle successive mappe climatiche dello studio deve quindi partire da questa base topografica: senza considerare la struttura fisica rappresentata nella Figura 1, sarebbe impossibile comprendere pienamente la distribuzione delle precipitazioni, delle temperature estreme, della siccità, delle tempeste di polvere e delle future pressioni sulle risorse idriche. 

2. Emissioni storiche di gas serra e inquinamento – 2.1 Emissioni globali e regionali di gas serra

L’analisi delle emissioni storiche di gas serra costituisce un passaggio essenziale per comprendere il ruolo assunto dal Mediterraneo orientale e dal Medio Oriente nel cambiamento climatico globale. La regione EMME è spesso descritta soprattutto come un’area particolarmente vulnerabile al riscaldamento, alla siccità e agli estremi meteorologici; tuttavia, lo studio Climate Change and Weather Extremes in the Eastern Mediterranean and Middle East mostra che essa è diventata contemporaneamente una sorgente sempre più rilevante di emissioni antropiche. La sua posizione climatica è quindi duplice: da un lato, il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente stanno sperimentando un riscaldamento più rapido rispetto alla media mondiale; dall’altro, l’espansione della produzione e del consumo di energia fossile ha accresciuto progressivamente il contributo regionale alla forzante radiativa globale. Questa convergenza tra elevata vulnerabilità ed emissioni crescenti rende l’EMME un caso particolarmente importante per lo studio dei rapporti tra sviluppo economico, sistemi energetici, mitigazione e adattamento. 

Le stime presentate da Zittis e collaboratori derivano principalmente dalla versione 2.3.1 del dataset PRIMAP-hist, che armonizza differenti inventari nazionali e internazionali per costruire serie storiche annuali delle emissioni dei principali gas regolati dagli accordi climatici. PRIMAP-hist non è una semplice raccolta dei dati comunicati dai governi, ma un sistema di integrazione nel quale le informazioni provenienti da fonti differenti vengono rese maggiormente coerenti in termini di definizioni territoriali, settori economici, gas considerati e intervalli temporali. La metodologia originaria combina inventari ufficiali, stime scientifiche, tassi regionali di crescita ed estrapolazioni, producendo serie riferite ai singoli paesi e alle principali categorie settoriali dell’Intergovernmental Panel on Climate Change. Ciò consente di analizzare periodi molto più lunghi rispetto a quelli coperti uniformemente dalle comunicazioni nazionali, pur introducendo inevitabili margini di incertezza, soprattutto per gli anni più lontani, per i paesi con sistemi statistici meno sviluppati e per le sorgenti diffuse o difficili da misurare. 

Secondo la ricostruzione utilizzata nello studio, le emissioni antropiche complessive della regione EMME sono aumentate di circa sei volte tra gli anni Sessanta e gli anni Dieci del XXI secolo. La media regionale sarebbe passata da circa 0,6 ± 0,1 gigatonnellate di anidride carbonica equivalente all’anno a circa 3,6 ± 0,3 gigatonnellate annue. La notazione in anidride carbonica equivalente permette di sommare gas differenti trasformandone le emissioni in una quantità di CO₂ capace di produrre un effetto climatico comparabile secondo un determinato orizzonte temporale. Si tratta di un procedimento indispensabile per costruire un bilancio aggregato, ma il valore finale non deve far dimenticare che anidride carbonica, metano e protossido di azoto possiedono durate atmosferiche, sorgenti e modalità di mitigazione profondamente diverse. Il totale espresso in CO₂ equivalente costituisce quindi un indicatore sintetico della pressione climatica regionale, non una descrizione completa dei processi fisici e socioeconomici che generano le emissioni. 

L’aumento regionale appare ancora più significativo quando viene confrontato con quello globale. Nello stesso periodo, le emissioni mondiali di gas serra sono cresciute di circa due volte e mezzo, mentre quelle dell’EMME sono aumentate di sei volte. Di conseguenza, il contributo della regione al totale planetario è più che raddoppiato, passando da circa il 3 ± 0,2% negli anni Sessanta al 7,7 ± 0,3% negli anni Dieci del XXI secolo. Questa variazione non riflette soltanto l’incremento demografico, ma anche una profonda trasformazione della struttura economica ed energetica regionale. L’espansione delle attività estrattive, della produzione elettrica, dei trasporti, dell’industria pesante, della petrolchimica, della desalinizzazione e del raffrescamento degli edifici ha aumentato il consumo di combustibili fossili, mentre la crescita urbana ha concentrato popolazione, infrastrutture e domanda energetica in grandi aree metropolitane. Il risultato è stato un aumento delle emissioni molto più rapido di quello medio mondiale. 

Durante gli anni Dieci del XXI secolo, le emissioni regionali stimate in 3,6 ± 0,3 gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno risultavano superiori a quelle dell’India, indicate nello studio in circa 2,8 ± 0,3 gigatonnellate, e prossime al totale dell’Unione europea a ventisette Stati. Il confronto non implica un’identità tra i sistemi economici: l’EMME comprende economie caratterizzate da popolazioni, redditi, livelli di industrializzazione e disponibilità energetiche molto differenti. Esso mostra però che un’area talvolta trattata come periferica nei negoziati climatici aveva già acquisito un peso emissivo paragonabile a quello di uno dei principali blocchi economici mondiali. Gli autori evidenziavano inoltre che la crescita di lungo periodo era stata più ripida di quella indiana, con un aumento medio di circa 0,067 gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno contro circa 0,045. 

Il confronto con l’Unione europea deve essere letto soprattutto in termini dinamici. Nei decenni precedenti, una parte considerevole dei paesi europei aveva iniziato a ridurre o stabilizzare le emissioni attraverso il miglioramento dell’efficienza energetica, la progressiva sostituzione del carbone, l’espansione delle fonti rinnovabili, la regolazione industriale e la delocalizzazione di alcune attività produttive. Nella regione EMME, al contrario, la domanda energetica continuava generalmente a crescere insieme alla popolazione, al reddito, alla mobilità e alla necessità di raffrescamento. Per questo motivo Zittis e collaboratori ritenevano probabile un superamento delle emissioni europee da parte dell’EMME. Tale prospettiva rivela un aspetto centrale della mitigazione climatica: le riduzioni ottenute nelle economie mature possono essere compensate a livello planetario dalla rapida crescita emissiva di regioni nelle quali lo sviluppo urbano ed energetico rimane fortemente legato ai combustibili fossili. 

La traiettoria delle emissioni regionali non è stata lineare. Tra i primi anni Sessanta e la fine degli anni Settanta, l’aumento medio fu stimato in circa 0,04 gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno. Nei primi anni Ottanta si verificò invece una diminuzione prossima al 10%, associata alle conseguenze economiche ed energetiche delle crisi petrolifere. La riduzione non rappresentò una transizione strutturale verso un sistema a basse emissioni, ma una discontinuità temporanea prodotta dalla contrazione della domanda, dalle variazioni dei prezzi e dalla riorganizzazione dei mercati energetici. Dopo tale fase, le emissioni ripresero a salire a un ritmo ancora più rapido, prossimo a 0,076 gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno. La relazione tra emissioni, prezzi dell’energia e instabilità geopolitica mostra come le serie storiche non siano determinate esclusivamente dalla crescita demografica, ma rispondano anche a guerre, recessioni, innovazioni tecnologiche e decisioni politiche. 

Una discontinuità particolarmente evidente è rappresentata dal picco del 1991, durante la Guerra del Golfo. Secondo il dataset impiegato nello studio, le emissioni dell’EMME aumentarono da circa 1,5 gigatonnellate di CO₂ equivalente nel 1990 a 2,0 gigatonnellate nel 1991, per poi ridiscendere a circa 1,6 gigatonnellate nel 1992. L’incremento, quantificato approssimativamente nel 34%, fu legato soprattutto all’incendio deliberato di centinaia di pozzi petroliferi del Kuwait. La combustione incontrollata liberò grandi quantità di CO₂, anidride solforosa, monossido di carbonio, ossidi di azoto, idrocarburi incompletamente bruciati e particolato carbonioso, producendo uno dei più vasti episodi di inquinamento atmosferico connessi a un conflitto moderno. Le misurazioni aerotrasportate indicarono che, durante la fase degli incendi, le emissioni di CO₂ equivalevano a circa il 2% di quelle globali, mentre quelle di fuliggine raggiungevano diverse migliaia di tonnellate al giorno. 

Il caso del Kuwait mostra inoltre la differenza tra una perturbazione emissiva eccezionale e una tendenza strutturale. L’enorme rilascio del 1991 produsse un picco chiaramente riconoscibile, ma cessò con lo spegnimento degli incendi; la crescita di lungo periodo, invece, derivava dalla continua espansione dell’estrazione, della trasformazione e del consumo di combustibili fossili. Dal punto di vista climatico, un’emissione episodica di CO₂ contribuisce comunque all’accumulo atmosferico del gas, ma la stabilizzazione del riscaldamento richiede soprattutto l’eliminazione delle emissioni persistenti. La serie regionale dimostra quindi che gli eventi geopolitici possono alterare temporaneamente il bilancio, mentre la traiettoria pluridecennale dipende dalla struttura del sistema energetico.

L’analisi per gas rivela una profonda trasformazione storica. Nelle prime fasi della serie, le emissioni regionali erano dominate dal metano, seguito dal protossido di azoto, con un contributo rilevante dell’agricoltura e della zootecnia. Il metano agricolo viene prodotto principalmente dalla fermentazione enterica dei ruminanti, dalla gestione dei reflui zootecnici e, in alcuni territori, dalle coltivazioni irrigue; il protossido di azoto deriva soprattutto dai processi microbici che interessano i suoli fertilizzati e i materiali organici. In economie ancora prevalentemente rurali, tali sorgenti possono rappresentare una frazione elevata del bilancio complessivo, soprattutto quando il consumo industriale di carbone, petrolio e gas rimane relativamente limitato. 

Dopo la Seconda guerra mondiale, il rapido sviluppo socioeconomico e l’aumento della domanda mondiale di energia modificarono progressivamente tale composizione. Numerosi paesi dell’EMME ampliarono la produzione di petrolio e gas naturale, costruirono raffinerie, oleodotti, gasdotti, impianti petrolchimici e centrali termoelettriche e utilizzarono una parte crescente delle risorse fossili per sostenere lo sviluppo interno. La produzione energetica divenne gradualmente il settore dominante, sostituendo l’agricoltura come principale sorgente del bilancio regionale. Questa transizione è visibile nell’aumento della quota di anidride carbonica, che divenne il gas prevalente a partire dagli anni Ottanta. 

Secondo la ricostruzione PRIMAP-hist presentata nello studio, CO₂ e CH₄ hanno rappresentato complessivamente tra il 91 e il 96% delle emissioni antropiche regionali durante gli ultimi cinque decenni considerati. Tra l’82 e l’88% di tali emissioni sarebbe stato prodotto dal settore energetico. I due gas avrebbero inoltre spiegato circa il 96% dell’intero incremento verificatosi tra gli anni Sessanta e gli anni Dieci del XXI secolo. Questi valori indicano che la crescita regionale non è stata determinata principalmente da sorgenti marginali, ma dall’espansione del sistema di produzione e consumo dell’energia. La centralità del comparto energetico implica contemporaneamente una grande responsabilità e un ampio potenziale di mitigazione, poiché interventi concentrati su elettricità, estrazione petrolifera, trasporti, edifici e industria potrebbero incidere sulla maggior parte del bilancio. 

L’anidride carbonica deriva soprattutto dalla combustione di petrolio, gas e carbone e dai processi industriali. Il suo ruolo è particolarmente importante perché il riscaldamento prodotto dalla CO₂ è strettamente connesso all’accumulo delle emissioni nel tempo: una parte del gas emesso rimane nel sistema climatico per periodi molto lunghi, rendendo insufficiente una semplice stabilizzazione a valori elevati. La riduzione delle emissioni di CO₂ richiede pertanto una trasformazione strutturale dell’approvvigionamento energetico, dell’efficienza, dei trasporti e dei processi industriali. Nella regione EMME, tale trasformazione presenta difficoltà particolari per la dipendenza economica di diversi paesi dalle esportazioni di idrocarburi, ma anche importanti opportunità legate all’abbondanza di radiazione solare, alla disponibilità di spazi e, in alcune aree, al potenziale eolico.

Il metano presenta caratteristiche differenti. La sua permanenza media nell’atmosfera è molto più breve di quella della CO₂, dell’ordine di circa un decennio, ma il gas esercita un forte effetto riscaldante e contribuisce alla formazione dell’ozono troposferico. Una riduzione rapida delle emissioni di CH₄ può quindi rallentare il riscaldamento nel breve e medio periodo, pur non sostituendo la necessità di portare verso lo zero netto le emissioni di CO₂. Le principali sorgenti regionali comprendono perdite dagli impianti petroliferi e del gas, sfiati intenzionali, combustione incompleta nelle torce, discariche, acque reflue e attività zootecniche. 

La quota relativa del metano raggiunse valori particolarmente elevati tra gli anni Cinquanta e Settanta, soprattutto per effetto delle cosiddette emissioni fuggitive associate all’estrazione e al trasporto degli idrocarburi. L’espansione della produzione di gas comportò la costruzione di vaste infrastrutture nelle quali valvole, compressori, serbatoi, giunti e condotte potevano rilasciare metano. Parte del gas associato alla produzione petrolifera veniva inoltre dispersa o bruciata in torcia. Dopo le crisi petrolifere degli anni Settanta e dei primi anni Ottanta, l’aumento del valore economico del gas e l’adozione di tecnologie più avanzate incentivarono il recupero del prodotto e la riduzione di alcune perdite, contribuendo alla diminuzione della quota relativa del CH₄ ricostruita dagli inventari. 

Questa interpretazione storica deve tuttavia essere trattata con cautela. Gli inventari delle emissioni di metano si basano frequentemente su un approccio bottom-up, nel quale dati relativi alle attività produttive vengono moltiplicati per fattori di emissione medi. Il metodo è necessario quando non esistono misure dirette estese, ma può non rappresentare correttamente perdite accidentali, eventi intermittenti o pochi impianti eccezionalmente emissivi. Le emissioni petrolifere e del gas sono infatti caratterizzate da una distribuzione fortemente irregolare: una quota considerevole del totale può provenire da un numero relativamente piccolo di sorgenti anomale, dovute a guasti, pratiche operative o manutenzione insufficiente. Per questo motivo il picco e la successiva diminuzione del metano ricostruiti per l’EMME non erano stati inizialmente verificati da una rete regionale sufficientemente completa di osservazioni atmosferiche. 

Le carote di ghiaccio offrono un controllo indipendente su parte della storia delle sorgenti fossili. Le misurazioni di gas intrappolati nel ghiaccio polare hanno permesso di ricostruire l’evoluzione atmosferica di composti associati all’estrazione e all’impiego degli idrocarburi. Aydin e collaboratori individuarono un massimo delle emissioni fossili di etano, utilizzato come tracciante delle attività petrolifere e del gas, durante gli anni Sessanta e Settanta, seguito da una marcata diminuzione. Questa evoluzione è coerente con l’introduzione di sistemi più efficienti di recupero e controllo delle perdite, sebbene un segnale atmosferico globale non possa essere attribuito automaticamente ai soli paesi dell’EMME. La concordanza qualitativa rafforza l’interpretazione storica, ma non elimina l’incertezza riguardante la distribuzione geografica delle emissioni. 

Le moderne osservazioni satellitari hanno trasformato radicalmente la capacità di verificare gli inventari del metano. Le concentrazioni atmosferiche misurate dallo strumento TROPOMI possono essere combinate con modelli di trasporto per risalire alle emissioni attraverso tecniche di inversione. Uno studio di Chen e collaboratori riferito al 2019 ha stimato che le emissioni antropiche di metano del Medio Oriente e del Nord Africa fossero complessivamente superiori del 35% rispetto agli inventari bottom-up utilizzati come stima preliminare. Le differenze variavano notevolmente tra i settori: le emissioni associate al gas risultavano più che doppie rispetto alla stima iniziale, mentre quelle petrolifere erano leggermente inferiori. Questo risultato non invalida gli inventari storici, ma dimostra che i valori regionali, in particolare per il metano, devono essere interpretati come stime soggette a revisione. 

La stessa analisi satellitare ha mostrato che petrolio e gas rappresentavano circa il 38% delle emissioni antropiche di metano dell’area più ampia comprendente Medio Oriente e Nord Africa. Iran e Arabia Saudita figuravano tra i maggiori emettitori nazionali, insieme a Turkmenistan, Algeria, Egitto e Turchia. Una parte rilevante proveniva dalle attività di produzione, ma in Iran e Arabia Saudita erano state individuate anche emissioni importanti nelle fasi di trasmissione e distribuzione del gas. Gli autori sottolineavano che il volume prodotto non spiegava da solo la quantità emessa: infrastrutture, manutenzione, recupero del gas associato, sfiati e qualità della gestione risultavano determinanti. 

Questo risultato aiuta a interpretare la distribuzione nazionale descritta da Zittis e collaboratori. I cinque maggiori emettitori regionali di CO₂ durante gli anni Dieci del XXI secolo erano Iran, Arabia Saudita, Turchia, Egitto e Iraq. Insieme rappresentavano circa il 73% delle emissioni regionali di CO₂ e il 74% della crescita registrata durante i cinque decenni precedenti. La concentrazione del bilancio in un numero limitato di paesi riflette la combinazione tra dimensione demografica, industrializzazione, produzione di idrocarburi, consumo interno e caratteristiche del mix energetico. Iran e Arabia Saudita sono grandi produttori e consumatori di combustibili fossili; la Turchia possiede una vasta economia industriale e una popolazione numerosa; l’Egitto combina crescita demografica, urbanizzazione e produzione energetica; l’Iraq presenta un sistema fortemente legato all’industria petrolifera. 

Il Kuwait occupava soltanto l’ottava posizione nel bilancio ordinario della CO₂ regionale, ma fu responsabile del picco straordinario del 1991. Questa distinzione dimostra l’importanza di separare il livello strutturale delle emissioni dalla variabilità causata da eventi estremi. Un paese relativamente piccolo può produrre temporaneamente un’anomalia regionale molto ampia quando una grande quantità di combustibile viene bruciata in modo incontrollato. Al tempo stesso, il contributo cumulativo di lungo periodo continua a essere dominato dalle economie più grandi e dalle sorgenti che operano ogni anno.

Per quanto riguarda il metano, Iran, Iraq e Arabia Saudita rappresentavano nello studio i tre principali emettitori dell’EMME, con una quota complessiva pari a circa il 53% del totale regionale durante gli anni Dieci del XXI secolo. Gli stessi paesi erano indicati come responsabili di gran parte del massimo osservato nei primi anni Settanta e della successiva diminuzione. Le analisi satellitari più recenti confermano che l’area rimane caratterizzata da grandi emissioni e da notevoli differenze tra inventari, paesi e comparti produttivi. Per l’Iraq, alcune valutazioni hanno stimato intensità di emissione molto elevate rispetto alla quantità di gas prodotto, associate a perdite, sfiati e combustione incompleta. Ciò suggerisce che una parte importante delle emissioni potrebbe essere ridotta attraverso tecnologie già disponibili, senza attendere la completa sostituzione dei combustibili fossili. 

La possibilità di intervenire sul metano presenta una particolare rilevanza climatica ed economica. La riparazione delle perdite, il monitoraggio continuo, il recupero del gas associato, la sostituzione dei dispositivi pneumatici ad alta emissione e il miglioramento delle torce possono evitare la dispersione di un combustibile commercialmente utilizzabile. Chen e collaboratori hanno stimato che il raggiungimento di un’intensità dello 0,2% nelle attività petrolifere e del gas del Medio Oriente e del Nord Africa potrebbe ridurre del 90% le emissioni upstream del settore e del 26% l’intero bilancio antropico regionale del metano. Si tratta di una valutazione modellistica riferita a un’area più vasta dell’EMME e non di una previsione automatica, ma dimostra l’ordine di grandezza del potenziale di mitigazione. 

Le differenze tra inventari e osservazioni atmosferiche non devono essere interpretate come una semplice contrapposizione tra dati corretti e dati errati. I metodi bottom-up forniscono la struttura settoriale e storica necessaria per comprendere l’evoluzione delle emissioni, mentre quelli top-down misurano il segnale atmosferico complessivo e permettono di correggere il bilancio. Anche le osservazioni satellitari presentano limitazioni legate alla copertura nuvolosa, alla riflettività delle superfici, alla risoluzione spaziale, al trasporto atmosferico e alla difficoltà di distinguere sorgenti vicine. L’approccio più robusto consiste quindi nell’integrazione dei due metodi, utilizzando le misure atmosferiche per verificare e aggiornare gli inventari e le informazioni sugli impianti per attribuire correttamente le emissioni rilevate dall’alto. 

È inoltre necessario distinguere le emissioni di gas serra dall’inquinamento atmosferico tradizionale, pur riconoscendo la presenza di numerose sorgenti comuni. La CO₂ non è normalmente considerata un inquinante tossico alle concentrazioni ambientali, ma altera il bilancio radiativo globale; ossidi di azoto, anidride solforosa, monossido di carbonio, composti organici volatili e particolato producono invece effetti diretti sulla salute e sulla qualità dell’aria. La combustione di combustibili fossili genera contemporaneamente entrambe le categorie. La riduzione del consumo di petrolio, gas e carbone può quindi offrire un doppio beneficio: rallentare il cambiamento climatico e diminuire l’esposizione delle popolazioni a sostanze nocive.

La relazione è particolarmente evidente per il metano, che agisce sia come gas serra sia come precursore dell’ozono troposferico. Ridurne le emissioni può produrre benefici climatici relativamente rapidi e migliorare la qualità dell’aria su scala regionale. Anche la riduzione del flaring può diminuire contemporaneamente lo spreco di gas, le emissioni di metano dovute alla combustione incompleta, la CO₂, il carbonio nero e altri contaminanti. Le politiche climatiche rivolte al comparto energetico devono pertanto essere valutate anche in termini di salute pubblica, visibilità, deposizione degli aerosol e danni agli ecosistemi. 

Le emissioni regionali non possono essere comprese senza considerare il rapporto tra clima e domanda energetica. L’EMME è una delle regioni maggiormente esposte all’aumento delle temperature estreme, e la crescita del caldo determina un uso più intenso del condizionamento. Quando l’elettricità viene generata prevalentemente mediante combustibili fossili, l’adattamento al caldo produce ulteriori emissioni, creando una retroazione socioenergetica: il riscaldamento aumenta la domanda di raffrescamento, la maggiore domanda accresce la combustione fossile e le nuove emissioni contribuiscono al riscaldamento futuro. Interrompere tale relazione richiede edifici più efficienti, progettazione urbana passiva, reti elettriche resilienti e produzione a basse emissioni.

Anche la disponibilità d’acqua è collegata al bilancio emissivo. Nei paesi aridi del Golfo, una quota crescente dell’acqua potabile proviene dalla desalinizzazione, un processo ad alta intensità energetica se alimentato con tecnologie e combustibili convenzionali. Il riscaldamento, la crescita demografica e l’esaurimento delle falde possono aumentare ulteriormente la domanda. La decarbonizzazione dell’elettricità e il miglioramento dell’efficienza idrica rappresentano quindi due componenti inseparabili dell’adattamento climatico regionale.

Dal punto di vista storico, i dati descrivono una transizione da economie nelle quali predominavano le emissioni agricole di metano e protossido di azoto a sistemi dominati dalla CO₂ e dal metano energetico. Tale trasformazione non significa che agricoltura, allevamento e rifiuti siano diventati irrilevanti; indica piuttosto che la crescita del comparto fossile è stata talmente rapida da ridefinire la composizione complessiva del bilancio. La mitigazione richiede quindi strategie differenziate: decarbonizzazione profonda per la CO₂ energetica, controllo delle perdite e degli sfiati per il CH₄ fossile, migliore gestione di allevamenti e fertilizzanti per il settore agricolo e recupero del biogas per discariche e acque reflue.

I risultati del lavoro devono infine essere interpretati nel contesto temporale e metodologico nel quale furono prodotti. La versione 2.3.1 di PRIMAP-hist rappresentava lo stato delle conoscenze disponibile agli autori; il dataset è stato successivamente aggiornato ed esteso, incorporando nuovi anni e revisioni degli inventari. Gli aggiornamenti possono modificare i valori attribuiti a singoli paesi o settori, ma non eliminano il principale risultato storico individuato dallo studio: dalla metà del XX secolo, le emissioni dell’EMME sono cresciute molto più rapidamente di quelle mondiali, assumendo un peso sempre maggiore nel bilancio globale. 

Nel complesso, la sezione dedicata alle emissioni globali e regionali mostra che il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente non possono essere considerati soltanto un’area passivamente esposta agli impatti del cambiamento climatico. La crescita di sei volte delle emissioni, il raddoppio della quota sul totale mondiale, la progressiva dominanza della CO₂ energetica e l’importanza delle perdite di metano indicano una trasformazione strutturale. Al tempo stesso, la concentrazione delle emissioni in pochi paesi e settori rende teoricamente possibile intervenire su una parte consistente del bilancio attraverso politiche mirate. La riduzione del metano può produrre benefici climatici relativamente rapidi, mentre la stabilizzazione di lungo periodo richiede la progressiva eliminazione delle emissioni nette di CO₂. La regione dispone di un grande potenziale per l’energia solare, per l’efficienza e per il recupero delle perdite di gas, ma la transizione implica anche la diversificazione delle economie dipendenti dagli idrocarburi e una cooperazione regionale capace di integrare clima, qualità dell’aria, sicurezza energetica e giustizia sociale. La storia emissiva ricostruita da Zittis e collaboratori non costituisce quindi soltanto una descrizione del passato: rappresenta la base quantitativa necessaria per comprendere le scelte dalle quali dipenderà l’evoluzione climatica futura dell’EMME.

Figura 2 – Evoluzione storica delle emissioni di gas serra nel Mediterraneo orientale e Medio Oriente nel confronto globale

La Figura 2 dello studio Climate Change and Weather Extremes in the Eastern Mediterranean and Middle Eastricostruisce l’evoluzione delle emissioni antropiche di gas serra dalla seconda metà del XIX secolo fino agli anni più recenti disponibili nel dataset impiegato dagli autori, confrontando la regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, indicata con l’acronimo EMME, con Cina, Stati Uniti, Unione europea a ventisette Stati, India e Russia. La rappresentazione permette di osservare contemporaneamente il totale dei gas regolati dal Protocollo di Kyoto e le traiettorie dei singoli gruppi di composti: anidride carbonica, metano, protossido di azoto, esafluoruro di zolfo, idrofluorocarburi e perfluorocarburi. Il valore scientifico della figura non consiste soltanto nel mostrare quale regione emetta maggiormente in un determinato anno, ma soprattutto nel documentare la trasformazione storica della geografia mondiale delle emissioni, il passaggio da sistemi prevalentemente agricoli a economie dominate dal consumo di energia fossile e la crescente importanza climatica assunta dall’EMME durante la seconda metà del Novecento. 

I dati provengono dalla versione 2.3.1 di PRIMAP-hist e, più precisamente, dalla configurazione HISTCR, costruita utilizzando le emissioni dichiarate dai singoli paesi e armonizzate per ottenere serie storiche confrontabili. PRIMAP-hist combina inventari nazionali e dataset scientifici, riconcilia differenze metodologiche e organizza le emissioni secondo le principali categorie settoriali adottate dall’IPCC. Non si tratta quindi di misurazioni dirette della quantità di gas presente nell’atmosfera, ma di stime delle emissioni ottenute a partire da statistiche relative alla produzione energetica, all’uso dei combustibili, alle attività industriali, all’agricoltura, ai rifiuti e ad altri comparti. Questa distinzione è fondamentale: la concentrazione atmosferica indica quanto gas si è accumulato nell’aria dopo l’interazione tra emissioni e assorbimenti naturali, mentre la figura descrive il flusso annuale attribuito alle attività umane di ciascun paese o aggregato regionale. Il dataset è stato successivamente aggiornato e la versione oggi disponibile copre un periodo più esteso, ma per interpretare correttamente la figura occorre riferirsi alla versione 2.3.1 effettivamente utilizzata nello studio. 

L’asse orizzontale rappresenta il tempo, mentre gli assi verticali riportano le emissioni espresse in anidride carbonica equivalente. La conversione in CO₂ equivalente consente di aggregare gas con proprietà fisiche molto diverse attribuendo a ciascuno un peso basato sul suo potenziale di riscaldamento globale durante un determinato intervallo temporale. Una tonnellata di metano, protossido di azoto o gas fluorurato non produce infatti lo stesso effetto climatico di una tonnellata di CO₂. La CO₂ equivalente è quindi necessaria per confrontare e sommare i contributi, ma rimane un indicatore convenzionale: il risultato numerico dipende dall’orizzonte temporale e dai valori di potenziale di riscaldamento adottati. Inoltre, gas differenti possiedono durate atmosferiche e meccanismi di rimozione diversi, per cui due emissioni identiche in CO₂ equivalente non producono necessariamente la medesima evoluzione temporale del riscaldamento. L’IPCC conferma che il riscaldamento antropogenico è dominato dall’anidride carbonica e dal metano, ai quali si aggiungono il protossido di azoto e i gas fluorurati. 

Un’altra precauzione interpretativa riguarda le unità. I pannelli relativi al totale dei gas di Kyoto, alla CO₂, al CH₄ e al N₂O utilizzano le gigatonnellate di CO₂ equivalente, mentre quelli dedicati a SF₆, HFC e PFC sono espressi in megatonnellate. Una gigatonnellata corrisponde a mille megatonnellate. L’altezza visiva delle curve non può pertanto essere confrontata direttamente tra pannelli differenti: una curva che raggiunge il valore 50 nel grafico dell’SF₆ rappresenta un’emissione molto inferiore, in termini assoluti, rispetto a una curva che raggiunge il valore 1 nel pannello della CO₂. La scelta di scale separate è indispensabile per rendere visibili gas emessi in quantità fisiche relativamente piccole, ma dotati di un’efficienza radiativa molto elevata.

Il primo pannello, denominato Kyoto GHGs, sintetizza le emissioni complessive dei gas serra considerati. La traiettoria storica evidenzia inizialmente la predominanza degli Stati Uniti e dell’Europa, che furono tra le prime regioni a industrializzarsi e a utilizzare su larga scala carbone, petrolio e gas naturale. La curva statunitense cresce rapidamente durante gran parte del Novecento, raggiunge un massimo tra la fine del secolo e i primi anni del XXI secolo e mostra successivamente una moderata diminuzione. La curva dell’UE27 aumenta fino agli anni Settanta e Ottanta, per poi assumere una tendenza discendente più netta. La Cina rimane su livelli relativamente contenuti per buona parte della serie, ma accelera fortemente dopo la fine del XX secolo, superando tutte le altre economie rappresentate. India ed EMME mostrano invece traiettorie ancora crescenti nella parte finale del grafico. Questa evoluzione illustra lo spostamento del baricentro delle emissioni dalle economie industrializzate occidentali verso l’Asia e verso regioni caratterizzate da rapida espansione demografica, urbana, industriale ed energetica. 

La curva arancione dell’EMME assume particolare rilevanza perché mostra un aumento molto più rapido rispetto alla media mondiale. Secondo i calcoli di Zittis e collaboratori, le emissioni regionali passarono da circa 0,6 ± 0,1 gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno negli anni Sessanta a 3,6 ± 0,3 gigatonnellate negli anni Dieci del XXI secolo, aumentando quindi di circa sei volte. Nello stesso intervallo, il totale globale crebbe di circa due volte e mezzo. La quota dell’EMME sulle emissioni mondiali passò pertanto da circa il 3 ± 0,2% al 7,7 ± 0,3%. Durante gli anni Dieci, il valore regionale risultava superiore a quello attribuito all’India dal dataset e vicino a quello dell’UE27. Questi numeri mostrano che l’EMME non è soltanto una delle regioni maggiormente esposte alle conseguenze del riscaldamento, ma è diventata anche un contributore significativo alla sua causa antropica. 

Il confronto deve tuttavia essere interpretato come confronto tra emissioni territoriali totali. La figura non tiene conto della popolazione, del reddito, delle emissioni pro capite o di quelle incorporate nei beni importati ed esportati. Due regioni con valori complessivi simili possono quindi presentare responsabilità individuali, strutture economiche e capacità tecnologiche molto diverse. L’EMME riunisce inoltre paesi profondamente eterogenei: grandi economie e popolazioni numerose, come Turchia, Iran ed Egitto, convivono con piccoli Stati del Golfo caratterizzati da emissioni pro capite elevate e da sistemi economici dipendenti dall’estrazione, dalla trasformazione o dall’esportazione di idrocarburi. La curva aggregata descrive il peso climatico complessivo dell’area, ma non deve essere utilizzata per attribuire una responsabilità uniforme a tutti i suoi abitanti o governi.

Il pannello della CO₂ presenta un andamento molto simile a quello del totale dei gas di Kyoto, confermando che l’anidride carbonica è diventata la componente dominante delle emissioni contemporanee. La somiglianza è particolarmente evidente per la Cina, la cui rapida crescita dopo il 2000 determina gran parte dell’impennata osservata nel totale, e per Stati Uniti ed Europa, nei quali la stabilizzazione o la diminuzione della CO₂ si riflette direttamente sul bilancio aggregato. Anche nell’EMME la crescita del totale è strettamente associata all’aumento della CO₂ prodotta dal sistema energetico. Dopo la Seconda guerra mondiale, lo sfruttamento degli idrocarburi, l’espansione della produzione elettrica, l’industrializzazione, i trasporti, la petrolchimica, la desalinizzazione e il raffrescamento degli edifici hanno progressivamente sostituito le sorgenti agricole come componenti dominanti del bilancio regionale. 

Gli autori stimano che CO₂ e CH₄ abbiano rappresentato complessivamente tra il 91 e il 96% delle emissioni antropiche dell’EMME negli ultimi cinque decenni analizzati e che tra l’82 e l’88% di queste emissioni fosse collegato al settore energetico. I due gas avrebbero spiegato circa il 96% dell’intero aumento verificatosi tra gli anni Sessanta e gli anni Dieci del XXI secolo. La CO₂ è diventata la componente dominante a partire dagli anni Ottanta, segnando una transizione strutturale verso un’economia regionale sempre più dipendente dalla combustione fossile. La Figura 2 mostra quindi che la crescita dell’EMME non è determinata principalmente dai gas industriali minori, pur importanti, ma dall’espansione di attività energetiche che rilasciano continuamente grandi quantità di carbonio precedentemente immagazzinato nei giacimenti geologici. 

L’andamento storico della CO₂ non è perfettamente regolare. Nella curva dell’EMME si riconoscono variazioni collegate a crisi economiche, trasformazioni dei mercati energetici e conflitti. Tra i primi anni Sessanta e la fine degli anni Settanta le emissioni crebbero con continuità; tra il 1980 e il 1983 diminuirono di circa il 10% in relazione alla crisi petrolifera; successivamente tornarono a crescere a un ritmo più elevato. Un picco eccezionale si verificò nel 1991, durante la Guerra del Golfo, quando l’incendio dei pozzi petroliferi kuwaitiani determinò un rilascio straordinario di CO₂ e di numerosi inquinanti. Il totale regionale passò da circa 1,5 gigatonnellate di CO₂ equivalente nel 1990 a 2,0 nel 1991, per poi ridiscendere a circa 1,6 nel 1992. La brusca anomalia mostra come un evento geopolitico possa produrre un segnale emissivo enorme ma temporaneo, distinto dalla crescita strutturale generata dal consumo ordinario di energia. 

La traiettoria della Russia nel pannello della CO₂ offre un altro esempio del rapporto tra emissioni ed evoluzione economica. La curva cresce durante il periodo sovietico, raggiunge un massimo intorno alla fine degli anni Ottanta e diminuisce rapidamente negli anni Novanta, in coincidenza con la contrazione della produzione industriale e dei consumi energetici successiva alla dissoluzione dell’Unione Sovietica. Una parziale ripresa compare negli anni successivi. La riduzione non rappresentò originariamente una decarbonizzazione pianificata, ma il risultato di una profonda crisi economica. Ciò evidenzia perché la semplice osservazione di una curva discendente non sia sufficiente a valutare la sostenibilità di una transizione: occorre distinguere le diminuzioni prodotte da efficienza, innovazione e sostituzione delle fonti da quelle determinate da recessioni o instabilità.

Il pannello del metano mostra una geografia e una struttura temporale differenti da quelle della CO₂. Il CH₄ viene emesso dall’estrazione e dal trasporto di combustibili fossili, dalla produzione di carbone, dall’allevamento, dalle risaie, dalle discariche, dal trattamento delle acque reflue e dalla combustione incompleta di biomassa. A livello globale, le valutazioni del Global Methane Budget attribuiscono la maggior parte delle emissioni antropiche dirette all’agricoltura e ai rifiuti, seguiti dal comparto fossile, ma le proporzioni variano notevolmente tra le regioni. Nel Medio Oriente, l’importanza delle attività petrolifere e del gas rende particolarmente rilevanti le emissioni fuggitive, gli sfiati, le perdite dalle infrastrutture e l’inefficienza della combustione in torcia. 

La curva del metano dell’EMME cresce già nella fase centrale del Novecento e accelera con l’espansione dell’estrazione di gas. Il lavoro di Zittis e colleghi indica tuttavia che il contributo relativo del CH₄ raggiunse un massimo tra gli anni Cinquanta e Settanta e diminuì successivamente rispetto alla CO₂. Il calo relativo è attribuito in parte all’introduzione di tecnologie più efficienti per recuperare il gas e limitare le perdite dopo le crisi petrolifere, ma dipende anche dal rapido aumento della CO₂, che divenne numericamente dominante nel bilancio complessivo. Una diminuzione percentuale del metano non implica quindi necessariamente una riduzione assoluta continua: può derivare anche dal fatto che le emissioni di un altro gas aumentano più rapidamente. 

La Cina presenta nel pannello del CH₄ la crescita più pronunciata negli anni recenti, mentre l’Unione europea mostra una diminuzione rispetto al massimo storico. Gli Stati Uniti mantengono valori relativamente elevati ma più stabili; l’India segue una traiettoria crescente collegata alla combinazione di agricoltura, allevamento, rifiuti ed energia; la Russia evidenzia una contrazione dopo la fine del periodo sovietico. Queste differenze mostrano che una stessa quantità espressa in CO₂ equivalente può derivare da strutture socioeconomiche molto diverse. La mitigazione deve quindi essere adattata alle sorgenti: riparazione delle perdite e riduzione degli sfiati nel settore fossile, gestione dei reflui e dell’alimentazione nel settore zootecnico, cattura del biogas nelle discariche e modifiche alle pratiche agricole.

Il metano presenta inoltre una maggiore incertezza rispetto alla CO₂ derivante dalla combustione. Le quantità di carbone, petrolio e gas utilizzate possono essere ricostruite con una precisione relativamente buona attraverso i bilanci energetici, mentre le perdite di CH₄ possono essere intermittenti, concentrate in pochi impianti e fortemente dipendenti dalle pratiche operative. Gli inventari costruiti dal basso possono pertanto non registrare alcuni eventi eccezionali. Studi basati su osservazioni satellitari e inversioni atmosferiche hanno mostrato che un numero limitato di grandi sorgenti può contribuire in modo sproporzionato al bilancio del settore petrolifero e del gas. Una valutazione globale ha inoltre individuato nell’Iraq un’intensità emissiva del comparto petrolifero e del gas particolarmente elevata rispetto alla produzione, evidenziando un importante potenziale di riduzione attraverso tecnologie già disponibili. 

Il pannello del protossido di azoto riflette soprattutto l’evoluzione dell’agricoltura e dell’impiego di azoto reattivo. L’N₂O viene prodotto principalmente dai processi microbici di nitrificazione e denitrificazione nei suoli, intensificati dall’applicazione di fertilizzanti sintetici e organici, dalla gestione dei reflui e dalla deposizione dell’azoto. La curva statunitense cresce durante gran parte del Novecento e successivamente tende a stabilizzarsi; quella europea aumenta fino agli ultimi decenni del secolo e poi diminuisce; la Cina mostra una crescita molto rapida, mentre India ed EMME presentano incrementi più graduali. La diversa configurazione rispetto alla CO₂ dimostra che il protossido di azoto non è controllato prevalentemente dalla produzione elettrica, ma dalla trasformazione dei sistemi agricoli, dall’intensificazione delle coltivazioni e dall’efficienza con cui l’azoto viene utilizzato.

Sebbene il contributo assoluto dell’N₂O sia inferiore a quello di CO₂ e CH₄, la sua rilevanza non deve essere sottovalutata. È un gas serra di lunga durata e costituisce anche una delle principali sostanze responsabili della distruzione dell’ozono stratosferico nel XXI secolo. Le sue emissioni sono inoltre difficili da eliminare completamente perché derivano da processi biologici diffusi e variabili nel tempo. La mitigazione richiede una maggiore efficienza nell’uso dei fertilizzanti, una migliore sincronizzazione tra applicazione e fabbisogno delle colture, sistemi irrigui più razionali, gestione dei reflui e tecniche agricole capaci di limitare l’eccesso di azoto disponibile nei suoli.

I tre pannelli dedicati ai gas fluorurati descrivono emissioni quantitativamente inferiori, ma caratterizzate da potenziali di riscaldamento molto elevati. L’SF₆, o esafluoruro di zolfo, viene utilizzato soprattutto come isolante nelle apparecchiature elettriche ad alta tensione e in alcuni processi industriali. Nel grafico, Stati Uniti ed Europa mostrano incrementi anticipati e successivi cali, mentre la Cina presenta una crescita estremamente rapida nella fase finale della serie. Le emissioni dell’EMME restano molto più contenute, ma l’espansione delle reti elettriche, degli impianti di trasformazione e della domanda energetica può aumentarne l’importanza. L’SF₆ possiede una durata atmosferica molto lunga e produce quindi un contributo climatico sostanzialmente persistente per tempi estremamente estesi. 

Il pannello degli HFC, gli idrofluorocarburi, mostra una crescita relativamente recente perché questi composti si sono diffusi soprattutto dalla fine del XX secolo. Furono introdotti in numerose applicazioni come sostituti di sostanze responsabili della distruzione dell’ozono, trovando largo impiego nella refrigerazione, nella climatizzazione, nelle schiume isolanti e in alcuni aerosol. Pur non danneggiando direttamente lo strato di ozono, molti HFC possiedono un elevato potenziale di riscaldamento globale. La Cina mostra l’incremento più rapido, gli Stati Uniti mantengono livelli elevati, mentre la curva europea tende a stabilizzarsi o a diminuire dopo l’introduzione di politiche di controllo. L’EMME parte da valori bassi ma presenta una crescita chiaramente visibile. 

Questo andamento è particolarmente significativo per una regione esposta a un rapido aumento delle temperature. La crescita del caldo, dell’urbanizzazione e del reddito accresce la domanda di climatizzazione; se gli impianti utilizzano refrigeranti ad alto potenziale di riscaldamento e presentano perdite durante il funzionamento o lo smaltimento, l’adattamento al caldo può generare nuove emissioni che contribuiscono al problema originario. Si forma così una retroazione socioenergetica: il cambiamento climatico aumenta il bisogno di raffrescamento, la maggiore climatizzazione accresce il consumo elettrico e le perdite di refrigerante, e tali emissioni alimentano ulteriore riscaldamento. L’emendamento di Kigali al Protocollo di Montreal è stato adottato proprio per ridurre progressivamente l’uso degli HFC ad alto impatto, associando la sostituzione dei refrigeranti al miglioramento dell’efficienza energetica degli apparecchi. 

I PFC, o perfluorocarburi, sono associati soprattutto alla produzione primaria di alluminio, all’industria elettronica e ad alcuni processi di fabbricazione dei semiconduttori. Il pannello mostra valori storicamente elevati negli Stati Uniti e nell’Europa industriale, seguiti da una riduzione dovuta al miglioramento dei processi e al controllo delle emissioni. Nella fase conclusiva della serie compaiono aumenti in alcune economie asiatiche, mentre l’EMME rimane su livelli relativamente contenuti. Anche in questo caso, però, la piccola quantità emessa non equivale a irrilevanza climatica: diversi PFC restano nell’atmosfera per migliaia o decine di migliaia di anni, rendendo il loro contributo virtualmente permanente alle scale temporali della società umana. 

Considerata nel suo insieme, la Figura 2 illustra una transizione storica in tre fasi. Nella prima, precedente alla piena industrializzazione, le emissioni erano relativamente contenute e il metano e il protossido di azoto provenienti dall’agricoltura rappresentavano componenti importanti. Nella seconda, l’industrializzazione di Stati Uniti ed Europa produsse una rapida crescita della CO₂ fossile e dei primi gas industriali. Nella terza, iniziata nella seconda metà del Novecento e accelerata dopo il 2000, il peso emissivo si spostò verso la Cina, l’India e l’EMME, mentre l’Europa iniziò una traiettoria discendente. Ciò non annulla il contributo storico cumulativo delle economie industrializzate per prime, ma mostra che il controllo del riscaldamento futuro richiede ormai riduzioni estese a tutte le grandi regioni emissive.

La figura evidenzia anche che non esiste un’unica strategia valida per tutti i gas. La CO₂ richiede una progressiva sostituzione dei combustibili fossili, l’elettrificazione dei consumi, l’efficienza energetica e la decarbonizzazione dell’industria. Il metano può essere ridotto più rapidamente attraverso il controllo delle perdite, degli sfiati e della combustione in torcia, insieme a interventi nell’agricoltura e nella gestione dei rifiuti. Il protossido di azoto richiede una trasformazione delle pratiche agricole e dell’uso dei fertilizzanti. Gli HFC possono essere sostituiti con refrigeranti a basso impatto, mentre SF₆ e PFC richiedono apparecchiature alternative, recupero dei gas e processi industriali più efficienti. I percorsi compatibili con gli obiettivi climatici internazionali prevedono riduzioni profonde e rapide dell’intero insieme dei gas serra, non soltanto della CO₂. 

Per l’EMME, la principale conclusione è che il sistema energetico rappresenta contemporaneamente il maggiore responsabile della crescita delle emissioni e il settore con il più ampio potenziale di trasformazione. L’abbondanza di risorse solari ed eoliche può favorire la produzione elettrica a basse emissioni, ma la transizione deve comprendere anche edifici efficienti, raffrescamento sostenibile, trasporti, industria, desalinizzazione e controllo del metano. Nei paesi dipendenti dalle entrate derivanti dagli idrocarburi, la mitigazione implica inoltre una diversificazione economica capace di evitare che la riduzione della domanda fossile produca nuove vulnerabilità sociali.

La Figura 2 deve infine essere letta come una ricostruzione soggetta a incertezza. I valori della CO₂ energetica sono generalmente più solidi, mentre quelli di CH₄, N₂O e gas fluorurati dipendono maggiormente da fattori di emissione, informazioni incomplete e attività difficili da rilevare. Il confronto tra inventari costruiti dal basso e osservazioni atmosferiche mostra che alcune sorgenti di metano possono essere sottostimate o attribuite in modo impreciso. Anche gli aggiornamenti di PRIMAP-hist possono modificare retrospettivamente le serie quando vengono pubblicate nuove comunicazioni nazionali o migliorate le metodologie. Queste incertezze non cancellano tuttavia le differenze di ordine di grandezza e le tendenze principali mostrate nella figura: la crescita della Cina, la diminuzione europea, la trasformazione post-sovietica della Russia e, soprattutto, l’aumento eccezionalmente rapido dell’EMME risultano segnali robusti. 

Nel complesso, la Figura 2 dimostra che il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente hanno attraversato una profonda transizione emissiva. Da una condizione nella quale il contributo regionale era relativamente modesto e maggiormente legato a metano e protossido di azoto agricoli, l’EMME è passata a un sistema dominato dalla CO₂ e dal CH₄ del settore energetico. Le emissioni complessive sono aumentate di circa sei volte, mentre la quota regionale sul totale mondiale è più che raddoppiata. La regione appare quindi coinvolta nel cambiamento climatico in una duplice veste: è uno degli hotspot maggiormente esposti a caldo estremo, siccità e scarsità idrica, ma è anche un importante produttore di gas responsabili del riscaldamento. Il significato scientifico e politico della figura risiede proprio in questa convergenza. La vulnerabilità climatica dell’EMME non può essere affrontata esclusivamente mediante misure di adattamento, perché senza una rapida riduzione delle emissioni regionali e globali la severità degli impatti continuerà ad aumentare. Allo stesso tempo, la mitigazione non può limitarsi a un solo gas o a un solo paese, ma deve trasformare il complesso rapporto tra produzione energetica, sviluppo economico, agricoltura, raffrescamento e qualità dell’aria che le diverse curve della Figura 2 rendono visibile.

Figura 3 – Evoluzione storica delle emissioni nazionali di CO₂ e CH₄ nel Mediterraneo orientale e Medio Oriente

La Figura 3 dello studio Climate Change and Weather Extremes in the Eastern Mediterranean and Middle Eastapprofondisce la distribuzione geografica delle emissioni di gas serra all’interno della regione EMME, distinguendo l’evoluzione storica dell’anidride carbonica e del metano nei paesi che hanno fornito i contributi più rilevanti. Rispetto alla Figura 2, nella quale l’EMME veniva confrontata con grandi economie e aggregati internazionali, questa rappresentazione sposta l’attenzione sulla struttura interna della regione, mostrando come la crescita complessiva non sia stata uniforme, ma si sia concentrata in un numero relativamente limitato di Stati. Il pannello di sinistra riguarda la CO₂ e include Egitto, Iran, Iraq, Kuwait, Arabia Saudita e Turchia; quello di destra riguarda il CH₄ e sostituisce il Kuwait con il Qatar, riflettendo la diversa importanza dei singoli paesi nelle emissioni dei due gas. In entrambi i grafici, la linea nera rappresenta il totale regionale ottenuto sommando le emissioni di tutti i paesi EMME disponibili nel dataset, non soltanto quelle delle nazioni evidenziate con le curve colorate. La Palestina non era compresa nel calcolo aggregato a causa dell’assenza di dati adeguati nella versione utilizzata dagli autori. 

Le serie derivano dalla versione 2.3.1 di PRIMAP-hist, pubblicata nel 2021 e costruita armonizzando dati comunicati dai paesi, inventari internazionali e ricostruzioni storiche. La configurazione HISTCR attribuisce priorità alle emissioni dichiarate ufficialmente dai governi, integrandole quando necessario con altre fonti per ottenere serie annuali continue. Il dataset utilizza le categorie settoriali delle linee guida IPCC e, nella versione impiegata nello studio, ricostruisceva le emissioni fino al 2019. La Figura 3 non descrive pertanto la concentrazione di CO₂ o CH₄ presente nell’atmosfera sopra ciascun paese, bensì le emissioni territoriali annuali attribuite alle attività umane svolte entro i confini nazionali. Una tonnellata di combustibile esportata non viene contabilizzata nel paese produttore quando viene successivamente bruciata all’estero: al produttore sono attribuite le emissioni generate dall’estrazione e dalla lavorazione, mentre la CO₂ della combustione finale compare nell’inventario del paese consumatore. 

Gli assi verticali riportano gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno. La conversione in CO₂ equivalente consente di esprimere anche il metano attraverso una quantità di anidride carbonica che produrrebbe un effetto climatico integrato comparabile nell’orizzonte temporale adottato. Questa normalizzazione è utile per confrontare i gas, ma non li rende fisicamente identici. La CO₂ esercita un effetto climatico strettamente collegato all’accumulo delle emissioni nel tempo e una parte del carbonio rilasciato permane nel sistema atmosferico-oceanico per periodi molto lunghi. Il metano esercita invece un’azione radiativa più intensa per unità di massa, ma possiede una vita atmosferica media molto più breve, stimata in circa nove anni. Esso contribuisce inoltre alla formazione dell’ozono troposferico. La riduzione del CH₄ può quindi rallentare il riscaldamento nel breve e medio periodo, mentre la stabilizzazione climatica di lungo termine richiede soprattutto che le emissioni nette di CO₂ vengano portate verso lo zero. 

Nel pannello della CO₂, la linea nera rimane prossima allo zero durante il XIX secolo e la prima parte del Novecento, riflettendo il limitato sviluppo industriale e il basso consumo regionale di combustibili fossili rispetto alle economie europee e nordamericane. Una prima crescita diventa visibile dopo la Seconda guerra mondiale, quando l’espansione dell’estrazione petrolifera, della produzione elettrica, dell’industria e dei trasporti modifica progressivamente la struttura economica dell’area. L’incremento accelera dagli anni Sessanta e Settanta e diventa particolarmente intenso negli ultimi decenni della serie, portando il totale regionale vicino a tre gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno. Tale andamento documenta il passaggio da economie nelle quali le emissioni agricole di metano e protossido di azoto rivestivano una funzione relativamente importante a un sistema regionale dominato dalla combustione di petrolio, gas naturale e, in alcuni paesi, carbone. 

L’andamento ascendente non dipende esclusivamente dall’aumento della produzione di idrocarburi destinati all’esportazione. Nel corso della seconda metà del XX secolo sono cresciuti rapidamente anche i consumi interni, sostenuti dall’espansione demografica, dall’urbanizzazione, dalla motorizzazione, dallo sviluppo della petrolchimica, dalla costruzione di infrastrutture e dalla produzione di elettricità. Nei paesi più caldi, una quota considerevole della domanda energetica è associata alla climatizzazione degli edifici e, nelle aree caratterizzate da scarsità idrica, alla desalinizzazione dell’acqua marina. Si configura così una relazione problematica tra adattamento e mitigazione: il riscaldamento aumenta la necessità di raffrescamento e di produzione idrica energivora, ma se l’energia impiegata proviene da fonti fossili tali risposte contribuiscono a nuove emissioni, rafforzando il processo climatico dal quale deriva la maggiore domanda.

Tra le curve nazionali della CO₂, quella dell’Iran raggiunge il livello più elevato nella parte finale della serie. La posizione iraniana deriva dalla combinazione tra popolazione numerosa, vasto apparato industriale, produzione di petrolio e gas, generazione termoelettrica, trasporti e forte domanda interna di energia. L’aumento si intensifica soprattutto dagli ultimi decenni del Novecento, rendendo il paese il maggiore contributore individuale tra quelli rappresentati. Il significato della curva non può essere ridotto alla sola estrazione di idrocarburi: l’Iran è contemporaneamente produttore, trasformatore e grande consumatore di energia, e la crescita delle emissioni riflette l’intero sistema economico nazionale. 

L’Arabia Saudita presenta una traiettoria altrettanto significativa, con un aumento rapido legato all’industria petrolifera, alla produzione elettrica, alla raffinazione, alla petrolchimica, ai trasporti e agli elevati consumi energetici degli insediamenti urbani. Nonostante una popolazione inferiore a quella iraniana, la disponibilità di combustibili fossili a basso costo e la struttura economica ad alta intensità energetica determinano un contributo complessivo molto elevato. La curva saudita evidenzia inoltre la necessità di distinguere le emissioni totali da quelle pro capite: la Figura 3 rappresenta valori nazionali assoluti e non consente di confrontare direttamente la responsabilità media di ciascun abitante. Un piccolo Stato produttore può avere emissioni complessive inferiori a quelle di un paese molto popoloso, ma valori pro capite sensibilmente maggiori.

Anche la Turchia mostra una crescita marcata, sebbene la sua struttura energetica sia differente da quella dei maggiori esportatori del Golfo. Il paese possiede una popolazione numerosa, un importante settore manifatturiero, una domanda elettrica crescente e un sistema energetico che ha utilizzato carbone, petrolio e gas naturale. Il progressivo aumento della curva turca riflette quindi principalmente l’espansione industriale, urbana e infrastrutturale. L’Egitto segue una traiettoria più graduale ma persistente, sostenuta dalla crescita demografica, dalla produzione di energia, dall’urbanizzazione, dai trasporti e dallo sviluppo economico concentrato soprattutto nella valle e nel delta del Nilo. Iraq e Kuwait mostrano invece andamenti più irregolari, maggiormente influenzati dalle oscillazioni della produzione petrolifera, dai conflitti e dalle discontinuità economiche.

Lo studio quantifica la concentrazione geografica delle emissioni osservabile nella figura: Iran, Arabia Saudita, Turchia, Egitto e Iraq produssero complessivamente circa il 73% della CO₂ emessa dall’intera EMME durante gli anni Dieci del XXI secolo e furono responsabili del 74% dell’aumento registrato nei cinque decenni precedenti. La linea nera rimane superiore alla somma visivamente immediata delle singole curve perché comprende anche gli altri paesi regionali, ma il dato conferma che la maggior parte della crescita è riconducibile a questi cinque sistemi economici. Tale concentrazione è rilevante per le politiche climatiche: interventi incisivi nei principali paesi e nei settori energetici dominanti potrebbero modificare una parte molto ampia della traiettoria regionale, pur senza eliminare la necessità di strategie estese a tutti gli Stati. 

L’elemento più evidente nel pannello della CO₂ è il picco stretto e improvviso della curva del Kuwait intorno al 1991, riprodotto anche dalla linea nera del totale. Esso corrisponde agli incendi dei pozzi petroliferi appiccati durante la Guerra del Golfo. Le emissioni regionali complessive passarono da circa 1,5 gigatonnellate di CO₂ equivalente nel 1990 a circa 2 gigatonnellate nel 1991, per poi diminuire a circa 1,6 gigatonnellate nel 1992. Le osservazioni aeree condotte durante gli incendi stimarono che, nella fase considerata, la CO₂ rilasciata equivalesse approssimativamente al 2% delle emissioni globali, mentre le emissioni di fuliggine raggiungevano circa 3.400 tonnellate al giorno. Ricostruzioni successive hanno stimato che durante gli otto mesi dell’evento furono bruciate circa 139 milioni di tonnellate di greggio, con il rilascio di enormi quantità di carbonio, anidride solforosa, monossido di carbonio, ossidi di azoto, idrocarburi e particolato. 

Il picco kuwaitiano è scientificamente utile perché permette di distinguere un’anomalia episodica dalla tendenza strutturale. Il brusco incremento del 1991 cessò quando i pozzi furono progressivamente spenti, mentre la crescita successiva della linea nera continuò per effetto del consumo ordinario e persistente di energia fossile. Dal punto di vista climatico, anche un’emissione straordinaria di durata limitata aggiunge CO₂ all’atmosfera, ma la dinamica di lungo periodo è governata soprattutto dai flussi che si ripetono ogni anno. La decarbonizzazione non consiste pertanto soltanto nell’evitare disastri industriali o bellici, bensì nel trasformare centrali elettriche, trasporti, edifici, industrie e sistemi urbani che generano emissioni continue.

Il pannello del CH₄ presenta una struttura temporale più irregolare. La linea nera parte da valori già leggermente superiori allo zero nella parte iniziale della serie, poiché il metano era emesso dall’agricoltura, dall’allevamento e dai rifiuti anche prima dell’espansione dell’industria fossile. La crescita accelera dopo la metà del Novecento, raggiunge un primo massimo intorno agli anni Settanta, diminuisce sensibilmente durante la fase successiva e torna poi ad aumentare fino a superare circa 0,8 gigatonnellate di CO₂ equivalente all’anno nella parte conclusiva. Tale andamento deriva dalla sovrapposizione di sorgenti differenti: estrazione e distribuzione di petrolio e gas, fermentazione enterica degli animali, gestione dei reflui, discariche, acque reflue e altre attività produttive.

Iran, Iraq e Arabia Saudita emergono come i principali contributori regionali al metano. Secondo l’analisi di Zittis e collaboratori, insieme rappresentavano circa il 53% delle emissioni di CH₄ dell’EMME durante gli anni Dieci del XXI secolo ed erano stati responsabili anche del livello eccezionalmente elevato osservato all’inizio degli anni Settanta e della successiva diminuzione. Il ruolo di questi paesi è strettamente connesso alle attività petrolifere e del gas, nelle quali il metano può essere disperso attraverso perdite da pozzi, valvole, compressori, condotte e serbatoi, rilasciato intenzionalmente mediante sfiato oppure emesso in seguito alla combustione incompleta nelle torce. Una parte rilevante di tali emissioni non è intrinseca alla quantità di energia prodotta, ma dipende dalla qualità delle infrastrutture, dalla manutenzione e dalle pratiche operative. 

La curva iraniana del CH₄ raggiunge il valore nazionale più elevato nella fase finale e mostra un incremento particolarmente netto negli ultimi decenni. Il bilancio comprende sia il comparto energetico sia l’allevamento, i rifiuti e le acque reflue, ma le attività legate al gas naturale assumono un’importanza centrale. L’Iraq presenta un forte massimo negli anni Settanta, una diminuzione successiva e una nuova fase crescente. L’irregolarità può riflettere variazioni della produzione, conflitti, trasformazioni delle infrastrutture e cambiamenti nei fattori di emissione utilizzati dagli inventari. L’Arabia Saudita mostra un aumento più graduale e continuo, mentre Egitto e Turchia presentano contributi inferiori ma crescenti, nei quali alle sorgenti energetiche si aggiungono attività agricole e gestione dei rifiuti.

Il Qatar compare nel pannello del metano al posto del Kuwait perché il suo ruolo regionale è particolarmente legato alla produzione e alla trasformazione del gas naturale. La sua curva assoluta rimane più bassa rispetto a quelle dei paesi più grandi, ma il dato deve essere interpretato alla luce delle limitate dimensioni demografiche e dell’elevata specializzazione nel comparto del gas naturale liquefatto. Una parte delle emissioni può originarsi durante estrazione, trattamento, compressione, liquefazione e movimentazione. La quantità effettivamente dispersa non è però proporzionale in modo semplice alla produzione: impianti moderni e centralizzati possono presentare intensità emissive inferiori rispetto a sistemi più frammentati o caratterizzati da manutenzione insufficiente.

Questa interpretazione è stata confermata e affinata da studi successivi basati sulle osservazioni satellitari. Utilizzando i dati TROPOMI del 2019 e un modello di trasporto atmosferico, Chen e collaboratori hanno stimato che le emissioni antropiche di metano dell’area più ampia comprendente Medio Oriente e Nord Africa fossero complessivamente superiori del 35% rispetto agli inventari utilizzati come stima preliminare. Per il comparto del gas la revisione verso l’alto raggiungeva il 103%, mentre petrolio e gas rappresentavano insieme circa il 38% delle emissioni antropiche regionali. Tra i maggiori emettitori individuati figuravano Iran, Arabia Saudita, Egitto e Turchia. Lo studio mostrava inoltre che la produzione nazionale di idrocarburi, considerata isolatamente, non spiegava la quantità di metano rilasciata: infrastrutture e pratiche gestionali erano determinanti. 

Il confronto tra la Figura 3 e le successive valutazioni satellitari evidenzia la diversa affidabilità delle ricostruzioni di CO₂ e CH₄. Le emissioni di anidride carbonica prodotte dalla combustione possono essere stimate con relativa solidità conoscendo quantità e caratteristiche dei combustibili utilizzati. Il metano è invece spesso emesso attraverso perdite intermittenti o grandi eventi localizzati, difficili da rappresentare mediante fattori medi. Gli inventari bottom-upmoltiplicano i dati sulle attività per coefficienti di emissione, ma possono non rilevare guasti, sfiati eccezionali o impianti cosiddetti super-emettitori. Le osservazioni atmosferiche top-down misurano il segnale integrato e permettono di correggere il bilancio, pur dipendendo a loro volta dalla copertura satellitare, dalle condizioni meteorologiche e dall’accuratezza dei modelli di trasporto. I due approcci devono quindi essere considerati complementari, non alternativi. 

La ricostruzione del massimo storico del metano negli anni Sessanta e Settanta deve essere trattata con particolare prudenza. Gli autori ricordano che il picco e la successiva diminuzione derivano dagli inventari e non erano stati verificati direttamente da osservazioni atmosferiche regionali. Esistono tuttavia evidenze indipendenti ricavate dalle carote di ghiaccio secondo cui le sorgenti fossili globali associate all’industria petrolifera e del gas raggiunsero un massimo nella stessa fase storica e diminuirono successivamente, probabilmente in seguito al recupero del gas, alla riduzione delle perdite e al miglioramento delle tecnologie. Questa coerenza temporale sostiene qualitativamente la ricostruzione, ma non consente di attribuire con precisione il segnale globale ai singoli paesi dell’EMME.

La diminuzione del CH₄ dopo il massimo degli anni Settanta non deve inoltre essere interpretata come prova di una decarbonizzazione generale della regione. Una parte del cambiamento può essere derivata dalla valorizzazione economica del gas precedentemente disperso, dall’introduzione di tecnologie più efficienti e dalle conseguenze delle crisi petrolifere. Contemporaneamente, le emissioni di CO₂ continuarono a crescere e divennero dominanti. È quindi possibile ridurre il metano per unità di produzione e, nello stesso periodo, aumentare il contributo climatico complessivo se l’estrazione, il consumo e la combustione dei combustibili fossili continuano a espandersi.

La Figura 3 rende evidente anche la necessità di separare emissioni territoriali, emissioni pro capite, responsabilità storica ed emissioni associate ai consumi. Le curve mostrano quanto viene rilasciato entro i confini dei singoli paesi, ma non indicano chi utilizza i beni e i combustibili prodotti. Una parte del petrolio e del gas estratto nella regione viene esportata e genera CO₂ al momento della combustione in Europa, Asia o altrove. D’altra parte, le emissioni utilizzate per produrre beni importati dai paesi EMME rimangono contabilizzate nei territori di produzione. La figura è pertanto adatta a identificare le sorgenti fisiche e le opportunità di mitigazione nazionali, ma non esaurisce il dibattito sulla responsabilità economica e sulla giustizia climatica.

La forte concentrazione delle emissioni in pochi paesi presenta importanti implicazioni operative. Per ridurre la CO₂ risultano essenziali la decarbonizzazione della produzione elettrica, l’efficienza degli edifici, l’elettrificazione dei trasporti, la sostituzione dei combustibili fossili nell’industria e la diminuzione dell’intensità energetica della desalinizzazione. Il potenziale solare della regione è molto elevato, ma la semplice installazione di nuova capacità rinnovabile non garantisce una riduzione delle emissioni se viene aggiunta a una domanda fossile ancora crescente anziché sostituirla. Nei paesi esportatori è inoltre necessaria una diversificazione economica capace di ridurre la dipendenza delle entrate pubbliche dagli idrocarburi.

Nel caso del metano, numerose misure possono produrre risultati più rapidi: rilevamento e riparazione sistematica delle perdite, eliminazione dello sfiato ordinario, miglioramento delle torce, recupero del gas associato, sostituzione delle apparecchiature pneumatiche emissive e monitoraggio satellitare degli eventi anomali. Lo studio basato su TROPOMI ha stimato che portare l’intensità delle emissioni upstream di petrolio e gas allo 0,2% nell’area Medio Oriente-Nord Africa potrebbe ridurre del 90% il metano di tale segmento produttivo e del 26% le emissioni antropiche regionali complessive di CH₄. La stessa analisi rilevava che Kuwait, Arabia Saudita e Qatar avevano già raggiunto valori prossimi all’obiettivo industriale considerato, suggerendo che infrastrutture moderne, concentrazione delle operazioni e recupero del gas associato possano rendere tecnicamente realizzabili riduzioni molto ampie anche negli altri paesi. 

L’intervento sul metano non può tuttavia sostituire la riduzione della CO₂. Poiché il CH₄ viene rimosso relativamente rapidamente dall’atmosfera, un taglio delle emissioni produce benefici climatici percepibili in tempi più brevi; la CO₂, al contrario, continua ad accumularsi finché le emissioni nette rimangono positive. Una politica regionale fondata esclusivamente sull’eliminazione delle perdite di gas potrebbe rallentare temporaneamente il riscaldamento, ma non arrestarlo se la combustione fossile continuasse ad aumentare. La strategia più efficace richiede dunque un’azione simultanea: riduzione immediata del metano e trasformazione strutturale del sistema energetico responsabile della CO₂.

Nel complesso, la Figura 3 documenta la transizione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente verso un modello emissivo dominato dall’energia fossile. La linea nera della CO₂ cresce quasi ininterrottamente, fatta eccezione per le discontinuità prodotte da crisi e conflitti, mentre quella del CH₄ mostra una storia più articolata, sensibile alla produzione di idrocarburi, alle tecnologie, alle perdite e alle attività agricole. Iran, Arabia Saudita, Turchia, Egitto e Iraq concentrano la maggior parte della CO₂ regionale; Iran, Iraq e Arabia Saudita svolgono un ruolo centrale per il metano; il Kuwait imprime nel 1991 l’anomalia eccezionale degli incendi petroliferi e il Qatar emerge per la specializzazione nel gas. Il significato scientifico della figura risiede quindi non soltanto nella quantificazione delle emissioni, ma nell’identificazione dei processi economici, tecnologici e geopolitici che le hanno generate. L’EMME appare contemporaneamente come una regione particolarmente vulnerabile agli effetti del riscaldamento e come un’area ormai rilevante nella produzione dei gas che lo determinano. Ridurne i rischi climatici richiede perciò che adattamento e mitigazione procedano insieme, trasformando i settori e i paesi che le curve della Figura 3 indicano come principali protagonisti della crescita emissiva.

2.2. Inquinamento regionale da aerosol e polveri

Il Medio Oriente e il Mediterraneo orientale costituiscono uno dei principali sistemi atmosferici mondiali per produzione, sollevamento e trasporto di aerosol minerale. Le stime disponibili attribuiscono alla regione mediorientale circa il 15–20% delle emissioni globali di polvere desertica, una proporzione che riflette non soltanto la vastità delle superfici aride, ma anche la presenza di numerose sorgenti particolarmente efficienti, caratterizzate da sedimenti fini, scarsa copertura vegetale, forte disponibilità di materiale erodibile e frequente esposizione a venti capaci di superare la soglia necessaria al sollevamento delle particelle. Tra le principali aree sorgente figurano i deserti Egiziano e Nubiano nel Sahara nord-orientale, il Rubʿ al-Khali, l’An Nafud e l’Al Dahna nella Penisola Arabica, il Negev, il deserto siro-iracheno, le pianure alluvionali della Mesopotamia, il Dasht-e Kavir e il Dasht-e Lut in Iran, ai quali si aggiungono bacini lacustri prosciugati o soggetti a forte contrazione, come Urmia, Jazmurian e gli Hamoun. Questi ultimi sono particolarmente importanti perché l’inaridimento dei fondali espone sedimenti limosi e salini facilmente mobilizzabili, trasformando corpi idrici degradati in nuove sorgenti di polvere. Ne emerge un mosaico complesso di superfici emissive, nel quale deserti naturali, pianure alluvionali, aree agricole degradate, bacini endoreici disseccati e suoli disturbati dalle attività umane concorrono alla formazione di tempeste di sabbia e polvere di diversa intensità e composizione mineralogica (Huneeus et al., 2011; Ginoux et al., 2012; Cao et al., 2015; Kok et al., 2021). Una simulazione delle emissioni naturali nel Medio Oriente centrale ha inoltre mostrato come la quantità di polvere stimata dipenda sensibilmente dalla rappresentazione modellistica delle proprietà del suolo e della resistenza aerodinamica della superficie: a seconda della parametrizzazione utilizzata, il bilancio emissivo regionale può variare considerevolmente, mentre gli episodi associati allo Shamal possono contribuire da soli con decine di teragrammi di materiale minerale. Ciò evidenzia che la quantificazione delle emissioni rimane affetta da importanti incertezze, soprattutto nelle regioni dove le osservazioni dirette al suolo sono discontinue. 

La polvere atmosferica non deve essere considerata una semplice conseguenza passiva dell’aridità, poiché la sua emissione dipende dall’interazione dinamica tra caratteristiche superficiali e condizioni meteorologiche. Il sollevamento si attiva quando lo stress esercitato dal vento sul terreno supera una determinata soglia, variabile in funzione della granulometria, della coesione dei sedimenti, dell’umidità del suolo, della rugosità superficiale e della presenza di vegetazione. Una riduzione delle precipitazioni o dell’umidità del terreno può quindi aumentare la disponibilità di particelle erodibili, mentre raffiche prodotte da fronti freddi, depressioni, correnti discendenti temporalesche o marcati gradienti di pressione possono fornire l’energia necessaria al loro distacco e alla successiva immissione nello strato limite atmosferico. Le sorgenti più attive non coincidono necessariamente con le aree più sabbiose: le dune costituite da granuli relativamente grossolani possono risultare meno emissive rispetto alle depressioni topografiche, ai depositi alluvionali e ai fondali lacustri, dove si accumulano particelle fini facilmente trasportabili. Questa distinzione è essenziale per comprendere perché alcune aree relativamente ristrette possano contribuire in maniera sproporzionata al carico totale di aerosol. Le osservazioni satellitari, le reti fotometriche AERONET e le rianalisi atmosferiche hanno permesso di identificare numerosi “hotspot” emissivi, ma il confronto tra i diversi prodotti mostra che l’accuratezza della profondità ottica degli aerosol varia in funzione del sensore, del tipo di superficie, della presenza di nubi e delle condizioni ambientali. Uno studio basato sul confronto tra MODIS-Terra, MODIS-Aqua, MISR, OMI e osservazioni AERONET in nove località mediorientali durante il periodo 2007–2021 ha confermato correlazioni generalmente ragionevoli, ma anche differenze rilevanti tra sensori e siti, imponendo cautela nell’interpretazione delle tendenze di lungo periodo ottenute da un singolo prodotto satellitare. 

L’attività delle polveri presenta una stagionalità pronunciata, con valori generalmente più elevati durante la primavera e l’estate e più contenuti durante l’inverno. Questo ciclo dipende dalla struttura stagionale della circolazione atmosferica, dall’essiccamento progressivo dei suoli e dall’azione di sistemi eolici persistenti o ricorrenti. Nella Penisola Arabica e in Iraq assume particolare rilievo lo Shamal, un vento prevalentemente nord-occidentale che può intensificarsi quando si stabilisce un forte gradiente barico tra il Mediterraneo orientale, la Mesopotamia e il Golfo Arabico. Lo Shamal è in grado di sollevare grandi quantità di sedimenti dalle pianure irachene e dalle aree desertiche settentrionali, trasportandole verso Kuwait, Arabia Saudita, Golfo Arabico e Mar Arabico. Nell’Iran orientale e nel bacino del Sistan svolge invece un ruolo fondamentale il Levar, noto anche come “vento dei 120 giorni”, la cui persistenza estiva favorisce l’erosione dei fondali disseccati e il trasporto di polveri saline e minerali. A queste circolazioni si aggiungono i fronti freddi mediterranei, le depressioni sudanesi, i cicloni sottovento, le correnti di densità prodotte dai temporali e le circolazioni di brezza lungo le coste del Mar Rosso e del Golfo. La combinazione tra tali processi determina eventi molto differenti: alcuni rimangono confinati allo strato atmosferico più basso, producendo brusche riduzioni della visibilità e concentrazioni elevate di PM₁₀; altri raggiungono la media troposfera e possono essere trasportati per migliaia di chilometri. Durante il monsone estivo, masse d’aria calde e polverose provenienti dal Medio Oriente e dall’Africa nord-orientale possono scorrere al di sopra del getto monsonico umido, trasferendo aerosol tra circa 2 e 5 chilometri di quota verso il Mar Arabico e il subcontinente indiano, dove una parte del materiale viene successivamente rimossa dalle precipitazioni. 

La variabilità interannuale e decadale delle polveri è ulteriormente modulata dalla circolazione atmosferica su larga scala e dalle teleconnessioni climatiche. Le anomalie dell’El Niño–Oscillazione Meridionale, dell’Oscillazione Decadale del Pacifico, dell’Oscillazione Nord Atlantica e della circolazione monsonica possono modificare le traiettorie delle perturbazioni, la distribuzione delle precipitazioni, la ventilazione regionale e l’umidità del suolo. Anche le variazioni della temperatura superficiale dell’Oceano Indiano e del Mediterraneo orientale, insieme agli spostamenti della Zona di Convergenza Intertropicale, possono alterare la posizione delle fasce di convergenza, dei getti subtropicali e dei principali corridoi di trasporto. Notaro et al. (2015) attribuirono il passaggio osservato nel 2006–2007 da una fase relativamente inattiva a una più polverosa nella Mezzaluna Fertile all’azione congiunta di ENSO e Oscillazione Decadale del Pacifico, che avrebbe favorito condizioni di siccità persistente e una maggiore erodibilità superficiale. Tuttavia, il rapporto tra teleconnessioni e polvere non è necessariamente stazionario: la stessa configurazione oceanica può produrre effetti differenti a seconda dello stato iniziale dell’umidità del suolo, dell’uso del territorio e della circolazione regionale. Studi modellistici hanno inoltre mostrato che la relazione è bidirezionale, perché le polveri mediorientali possono a loro volta modificare i gradienti termici e la circolazione monsonica. Esperimenti condotti con modelli atmosferici accoppiati alla chimica hanno indicato che l’assorbimento della radiazione solare da parte della polvere sospesa sul Medio Oriente e sul Mar Arabico può riscaldare la media troposfera, rafforzare alcune componenti della circolazione monsonica e modificare la distribuzione delle precipitazioni sull’India e sul Pakistan. In uno di questi esperimenti, la presenza della polvere mediorientale è stata associata a un incremento delle precipitazioni dell’ordine di 0,44 millimetri al giorno in alcune aree monsoniche, equivalente a circa il 10% della climatologia modellata, dimostrando che un aerosol emesso in regioni desertiche può influenzare sistemi pluviometrici distanti su scale sub-stagionali (Jin et al., 2015, 2016). 

Dal punto di vista climatico, gli aerosol minerali interagiscono con la radiazione sia direttamente, attraverso diffusione e assorbimento, sia indirettamente, modificando le proprietà microfisiche delle nubi. Durante il giorno, la polvere riduce generalmente la quantità di radiazione solare che raggiunge la superficie, producendo un raffreddamento superficiale; contemporaneamente, l’assorbimento da parte di minerali contenenti ferro può riscaldare lo strato atmosferico nel quale le particelle sono concentrate. Nella banda infrarossa, soprattutto in presenza di particelle grossolane e superfici desertiche molto calde, la polvere può assorbire e riemettere radiazione terrestre, esercitando un effetto riscaldante che compensa parzialmente il raffreddamento solare. Il segno e l’intensità della forzante radiativa netta dipendono pertanto dalle dimensioni delle particelle, dalla loro composizione mineralogica, dall’albedo della superficie, dalla quota dello strato di polvere, dalla presenza di nubi e dall’ora del giorno. Le particelle possono inoltre agire come nuclei di condensazione e di ghiacciamento, alterando il numero e le dimensioni delle goccioline, la durata delle nubi e l’efficienza delle precipitazioni. La rappresentazione di questi processi rimane una delle principali fonti di incertezza nei modelli climatici, poiché molti sistemi tendono a sottostimare la frazione più grossolana dell’aerosol minerale, che possiede proprietà radiative e tempi di sedimentazione differenti da quelli delle particelle fini. Anche i più recenti confronti tra modelli CMIP6 mostrano una notevole dispersione nella stima della forzante radiativa efficace della polvere, dovuta sia alle interazioni dirette con la radiazione sia agli effetti mediati dalle nubi. 

Il Mar Rosso rappresenta un laboratorio naturale particolarmente significativo per studiare tali interazioni, essendo circondato da alcune delle sorgenti di polvere più attive del pianeta. La polvere proveniente dal Sahara orientale, dal Sudan e dalla Penisola Arabica può accumularsi sopra il bacino marino, riducendo fortemente la radiazione solare incidente sulla superficie e riscaldando simultaneamente l’atmosfera sovrastante. Jish Prakash et al. (2015), analizzando un intenso episodio verificatosi nel marzo 2012, hanno quantificato effetti radiativi molto elevati sulla Penisola Arabica e sul Mar Rosso; la forzante media a onde corte attribuita alla polvere sul settore meridionale del bacino può raggiungere valori prossimi a −60 W m⁻², tra i più intensi documentati a livello mondiale. Questo raffreddamento superficiale può influenzare la temperatura marina, i flussi turbolenti di calore e umidità e la stabilità dello strato limite, mentre il riscaldamento atmosferico può modificare la circolazione regionale. L’effetto non si limita alla componente fisica: la deposizione di materiale minerale trasferisce ferro, fosforo e altri micronutrienti agli ecosistemi marini, potenzialmente influenzando la produttività biologica in bacini oligotrofici. Le pianure costiere arabe del Mar Rosso costituiscono esse stesse una sorgente stabile, capace di emettere quantità apprezzabili di ossidi di ferro e fosforo. Tuttavia, una deposizione eccessiva o associata a contaminanti antropogenici può produrre conseguenze diverse, rendendo necessario distinguere la polvere minerale relativamente naturale dal particolato mescolato con solfati, metalli, residui della combustione e composti organici. 

La composizione degli aerosol regionali è infatti più complessa di quanto suggerisca l’immagine di un’atmosfera dominata esclusivamente dalla polvere desertica. Oltre alla componente minerale sono presenti sale marino, solfati, nitrati, ammonio, carbonio organico, carbonio nero e particelle prodotte dai trasporti, dalla produzione energetica, dall’industria petrolifera, dalle raffinerie, dalla combustione della biomassa e dalle attività urbane. Durante il trasporto, le particelle minerali possono rivestirsi di sostanze antropogeniche, modificando la propria igroscopicità, capacità di assorbimento e funzione come nuclei di condensazione. Le interazioni tra polvere e inquinanti possono quindi cambiare sia il tempo di permanenza atmosferica sia la forzante radiativa dell’aerosol. La profondità ottica degli aerosol, pur rappresentando una misura importante dell’attenuazione complessiva della radiazione lungo la colonna atmosferica, non permette da sola di distinguere la pericolosità sanitaria delle diverse componenti: un’elevata AOD può essere prodotta da particelle grossolane minerali, da aerosol fini antropogenici oppure da una miscela delle due categorie. Questa distinzione è cruciale perché la polvere contribuisce soprattutto alla frazione grossolana del particolato, mentre la combustione produce in larga misura particelle fini capaci di penetrare più profondamente nel sistema respiratorio. Le misure effettuate nell’ambito della spedizione AQABA intorno alla Penisola Arabica hanno messo in discussione l’idea che la polvere naturale domini necessariamente anche il PM₂,₅. Secondo Osipov et al. (2022), una parte molto rilevante del particolato fine pericoloso osservato nella regione era di origine antropogenica, mentre gli aerosol prodotti dalle attività umane contribuivano anche in misura sostanziale alla profondità ottica visibile. Ne deriva che attribuire automaticamente alla polvere desertica l’intero carico di particolato mediorientale rischia di sottostimare il ruolo delle emissioni controllabili. 

Le conseguenze sanitarie coinvolgono tanto gli episodi acuti quanto l’esposizione cronica. Durante le tempeste più intense, le concentrazioni di PM₁₀ possono aumentare rapidamente, provocando irritazione delle vie respiratorie, aggravamento dell’asma e delle broncopneumopatie croniche, riduzione della funzionalità polmonare e incremento degli accessi ospedalieri. Le particelle più fini e le componenti antropogeniche associate alla polvere possono raggiungere gli alveoli e, in parte, entrare nella circolazione sistemica, contribuendo a processi infiammatori, stress ossidativo e alterazioni cardiovascolari. Gli effetti dipendono dalla durata dell’esposizione, dalla granulometria, dalla composizione chimica e dalle condizioni della popolazione esposta; bambini, anziani, persone affette da malattie respiratorie o cardiovascolari e lavoratori all’aperto rappresentano gruppi particolarmente vulnerabili. Le revisioni epidemiologiche disponibili associano l’esposizione a tempeste di sabbia e polvere a un aumento di mortalità e morbilità respiratoria e cardiovascolare, pur evidenziando l’eterogeneità dei risultati e la difficoltà di separare l’effetto della componente minerale da quello degli inquinanti coesistenti. Per la regione mediorientale, le valutazioni del carico di malattia indicano che l’inquinamento atmosferico costituisce uno dei principali fattori di rischio ambientale e che una quota sostanziale della mortalità attribuibile al particolato dipende dalla frazione fine antropogenica, sulla quale potrebbero intervenire politiche energetiche e ambientali mirate. 

Le polveri esercitano anche effetti sugli ecosistemi terrestri e sulle attività economiche. La deposizione può apportare nutrienti ai suoli e agli ambienti marini, ma può contemporaneamente danneggiare la vegetazione attraverso l’abrasione fogliare, la copertura degli stomi e la riduzione della fotosintesi. Nei sistemi agricoli, gli eventi intensi possono erodere lo strato fertile superficiale, danneggiare le colture giovani, ridurre la visibilità durante le operazioni meccaniche e favorire la salinizzazione quando il materiale proviene da laghi prosciugati o pianure saline. Le tempeste interferiscono inoltre con l’aviazione, il traffico stradale, la produzione di energia solare e il funzionamento delle infrastrutture. La deposizione sui pannelli fotovoltaici riduce la radiazione disponibile e richiede frequenti operazioni di pulizia, particolarmente onerose in aree dove l’acqua è scarsa. La natura transfrontaliera del trasporto rende insufficiente una gestione esclusivamente nazionale: una tempesta generata in Iraq, Siria, Iran o Arabia Saudita può interessare rapidamente numerosi Paesi, attraversare il Mediterraneo orientale e raggiungere l’Europa sud-orientale. Per questa ragione, il monitoraggio satellitare, le reti di osservazione al suolo, la modellistica chimico-meteorologica e i sistemi di allerta precoce devono essere integrati su scala regionale.

L’analisi delle tendenze di lungo periodo mostra tuttavia una forte eterogeneità spaziale e temporale. Diversi studi hanno individuato un aumento dell’AOD e dell’attività delle polveri nelle pianure irachene e in parti della Penisola Arabica durante i primi anni del XXI secolo, collegandolo a diminuzione delle precipitazioni, riduzione dell’umidità del suolo, aumento delle temperature e maggiore frequenza di venti favorevoli al sollevamento. Yu et al. (2018) riportarono un forte incremento delle emissioni regionali tra il 2001 e il 2012, mentre altre analisi individuarono un’intensificazione dello Shamal in alcuni settori dell’Iraq e della Penisola Arabica. Parallelamente, nell’Iran orientale sono state osservate fasi di diminuzione dell’AOD dopo il 2003, dimostrando che la risposta non è uniforme neppure all’interno delle principali aree desertiche. Le analisi del periodo 1980–2018 hanno generalmente indicato una tendenza decrescente sull’Europa sud-orientale e crescente su diverse zone desertiche mediorientali, ma con inversioni tra un decennio e l’altro. Per l’inverno, Shaheen et al. hanno rilevato un aumento dell’AOD tra il 2000 e il 2010 seguito da una diminuzione tra il 2010 e il 2017, attribuendo gran parte del cambiamento alla variabilità della polvere eolica. Anche l’esame della stagione polverosa primaverile-estiva tra il 2000 e il 2020 ha evidenziato cambiamenti di segno nel corso del periodo, confermando che l’utilizzo di una singola tendenza lineare può nascondere importanti discontinuità climatiche e meteorologiche. 

Nel Mediterraneo orientale, numerose osservazioni hanno invece documentato una riduzione dell’AOD complessiva e del contributo antropogenico durante gli ultimi decenni del XX secolo e i primi decenni del XXI. Tale diminuzione è stata associata alle politiche europee di abbattimento delle emissioni di biossido di zolfo, alla desolforazione dei combustibili e alla riduzione degli aerosol solfatici, che avevano contribuito al cosiddetto “oscuramento globale”. Anche il calo delle emissioni industriali e dei trasporti in alcuni contesti urbani ha ridotto le concentrazioni di precursori degli aerosol secondari. Tuttavia, nei settori meridionali del Mediterraneo la variabilità della polvere sahariana e mediorientale sembra spiegare una parte maggiore delle oscillazioni osservate. Marinou et al. (2017) stimarono, per un intervallo di circa 10–15 anni, una diminuzione della profondità ottica della polvere sul Mediterraneo orientale vicina al 4% annuo, mentre a Cipro è stata rilevata una riduzione statisticamente significativa del numero di eventi polverosi tra il 2006 e il 2017. In Israele sono state invece identificate tendenze crescenti in alcuni intervalli temporali, a dimostrazione del ruolo delle differenze nella posizione geografica, nei sistemi sinottici dominanti e nelle sorgenti considerate. La coesistenza di segnali opposti non costituisce necessariamente una contraddizione: una diminuzione dell’AOD totale può verificarsi anche mentre aumenta la polvere in una specifica stagione, qualora la componente solfatica o antropogenica diminuisca più rapidamente. Analogamente, una riduzione della frequenza degli eventi non implica necessariamente una diminuzione della loro intensità, poiché pochi episodi estremi possono produrre una parte rilevante del carico annuale.

Il cambiamento climatico può modificare l’attività futura delle polveri attraverso processi molteplici e talvolta contrastanti. L’aumento delle temperature e dell’evapotraspirazione, insieme alla possibile riduzione delle precipitazioni in alcune parti del Mediterraneo e del Medio Oriente, può diminuire l’umidità del suolo, degradare la vegetazione e ampliare le superfici erodibili. L’inaridimento dei laghi e la crescente pressione sulle risorse idriche possono creare nuove sorgenti emissive, come già osservato in diversi bacini endoreici. Al contrario, un eventuale aumento delle precipitazioni in specifiche aree potrebbe stabilizzare il suolo e ridurre il sollevamento, mentre variazioni della velocità del vento potrebbero compensare o rafforzare gli effetti dell’aridità. Anche i cambiamenti nell’uso del territorio, nell’irrigazione, nel pascolo, nella gestione delle risorse idriche e nell’urbanizzazione possono risultare altrettanto importanti della sola variazione climatica. Le proiezioni modellistiche non sono quindi uniformi: alcuni studi suggeriscono un’intensificazione degli eventi nel corso del XXI secolo, specialmente presso sorgenti vulnerabili alla siccità e al degrado del suolo, ma l’ampiezza e persino il segno delle variazioni differiscono tra modelli, scenari, stagioni e sottoregioni. Analisi recenti basate sui modelli CMIP6 continuano a indicare la possibilità di cambiamenti rilevanti nelle concentrazioni superficiali e nella dinamica delle principali sorgenti mediorientali, ma sottolineano anche la sensibilità dei risultati alla rappresentazione dei venti superficiali, delle precipitazioni e dell’umidità del terreno. 

Il quadro complessivo mostra pertanto che l’inquinamento da aerosol nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente nasce dalla sovrapposizione di processi naturali e antropogenici, i cui contributi cambiano nello spazio, nel tempo e tra le differenti classi dimensionali del particolato. La polvere minerale domina frequentemente la massa del PM₁₀ e controlla una parte importante della variabilità dell’AOD nelle aree desertiche, ma le emissioni antropogeniche possono costituire la componente principale del particolato fine e del rischio sanitario nelle zone densamente popolate. Sul versante climatico, la polvere raffredda generalmente la superficie, riscalda alcuni strati atmosferici, interagisce con le nubi e può modificare circolazioni regionali come il monsone; sul versante ambientale, trasporta nutrienti ma anche sali e contaminanti, collegando deserti, città, coltivazioni e bacini marini. L’apparente divergenza tra l’aumento osservato in alcune aree mediorientali e la diminuzione registrata nel Mediterraneo orientale riflette quindi la diversa evoluzione delle sorgenti, delle condizioni meteorologiche, delle politiche sulle emissioni e delle componenti aerosoliche. Una valutazione rigorosa richiede serie temporali lunghe, osservazioni integrate da satellite e al suolo, una migliore caratterizzazione mineralogica e chimica delle particelle e modelli capaci di rappresentare correttamente tanto la frazione fine quanto quella grossolana. In questa prospettiva, le strategie di mitigazione dovrebbero combinare la riduzione delle emissioni industriali e dei combustibili fossili con la gestione sostenibile dei suoli, delle risorse idriche e dei bacini lacustri, senza confondere l’inevitabilità della polvere naturale con l’impossibilità di ridurre il rischio complessivo. Sebbene le tempeste desertiche non possano essere eliminate, una quota importante dell’esposizione al particolato, soprattutto nelle aree urbane, può essere contenuta attraverso politiche ambientali, cooperazione transfrontaliera, sistemi di previsione e misure di adattamento fondate su una più accurata distinzione tra aerosol naturale e antropogenico.

3.1. Variabilità nel corso degli ultimi 2.000 anni

La ricostruzione della variabilità climatica del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente negli ultimi due millenni costituisce un passaggio fondamentale per distinguere le oscillazioni naturali del sistema climatico dai cambiamenti che caratterizzano l’epoca contemporanea. Poiché le osservazioni meteorologiche strumentali coprono soltanto una parte molto recente di questo intervallo, la conoscenza del clima precedente dipende principalmente dagli archivi paleoclimatici naturali e dalle testimonianze documentarie. Sedimenti lacustri e marini, speleotemi, anelli di accrescimento degli alberi, pollini fossili, coralli, depositi eolici e testimonianze storiche non misurano direttamente temperatura e precipitazioni come un termometro o un pluviometro, ma conservano segnali fisici, chimici o biologici influenzati dalle condizioni ambientali del passato. L’interpretazione di questi segnali richiede pertanto una calibrazione rispetto al clima osservato, una conoscenza approfondita dei processi che li hanno prodotti e, quando possibile, il confronto tra archivi indipendenti. Le sintesi dedicate agli ultimi duemila anni sottolineano infatti che nessun singolo proxy è sufficiente a descrivere l’intero sistema climatico e che le ricostruzioni più robuste derivano dalla convergenza di indicatori differenti, ciascuno sensibile a particolari stagioni, variabili e scale temporali (Luterbacher et al., 2012; PAGES Hydro2k Consortium, 2017). 

La regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, spesso indicata con l’acronimo EMME, possiede una rete relativamente ricca di archivi naturali e documentari, ma la loro distribuzione è fortemente disomogenea. La maggior parte delle serie lunghe e ben datate proviene dai Balcani, dall’Anatolia, dal Levante, dalla Grecia e da alcune zone montuose o carsiche dell’Iraq e dell’Iran, mentre l’Africa settentrionale, il bacino del Nilo e gran parte della Penisola Arabica rimangono meno documentati. Questa lacuna non dipende soltanto dalla minore intensità delle ricerche, ma anche dalle caratteristiche ambientali delle regioni aride e iperaride, nelle quali laghi permanenti, torbiere e zone umide possono essere rari o soggetti a prosciugamento, erosione e discontinuità sedimentarie. Nei contesti desertici, inoltre, la scarsità della vegetazione limita la disponibilità di lunghe cronologie dendroclimatiche, mentre le elevate temperature e i processi geomorfologici possono compromettere la conservazione di materiale organico e sequenze sedimentarie continue. Le ricostruzioni regionali presentano pertanto una marcata prevalenza di informazioni idroclimatiche, mentre sono molto più rare le serie capaci di fornire stime quantitative e indipendenti della temperatura dell’aria. La review di Finné et al. ha evidenziato come l’eterogeneità degli archivi e la differente sensibilità dei proxy impediscano di trattare il Mediterraneo orientale come un’unica unità climatica, rendendo necessario distinguere almeno tra Balcani, Anatolia, Levante, Mesopotamia, bacino del Mar Nero e Penisola Arabica. 

La risoluzione temporale costituisce un’altra differenza essenziale tra i diversi archivi. Gli anelli degli alberi e alcuni speleotemi laminati possono fornire informazioni annuali o persino stagionali, consentendo di identificare singoli anni estremamente secchi, umidi, caldi o freddi. Al contrario, numerose carote lacustri e marine hanno risoluzione decadale o multidecadale e rappresentano una media delle condizioni prevalenti durante intervalli relativamente lunghi. Questo significa che un evento meteorologico breve ma intenso può risultare chiaramente visibile in un archivio annuale e quasi completamente attenuato in una sequenza sedimentaria a bassa risoluzione. Anche le cronologie sono caratterizzate da precisioni differenti: gli anelli degli alberi possono essere datati all’anno esatto attraverso la dendrocronologia, mentre i sedimenti dipendono spesso da modelli età-profondità costruiti mediante radiocarbonio, tefra vulcaniche o altri marcatori, con margini d’incertezza che possono raggiungere diversi decenni. Tale aspetto è particolarmente importante quando si confrontano due archivi apparentemente discordanti, poiché eventi realmente contemporanei possono apparire sfalsati a causa dell’incertezza di datazione, mentre oscillazioni distinte possono essere erroneamente considerate simultanee. Il progetto PAGES Hydro2k ha quindi raccomandato di valutare esplicitamente risoluzione, stagionalità, incertezza cronologica e area geografica rappresentata da ogni serie prima di confrontarla con altri proxy o con simulazioni climatiche. 

Tra gli archivi più importanti per il Mediterraneo orientale figurano gli speleotemi, cioè stalagmiti, stalattiti e colate calcitiche formatesi all’interno delle grotte. Questi depositi crescono attraverso la precipitazione di carbonato di calcio dalle acque d’infiltrazione e possono essere datati con elevata precisione mediante le serie dell’uranio. Gli isotopi stabili dell’ossigeno, espressi come δ¹⁸O, e quelli del carbonio, espressi come δ¹³C, rappresentano i parametri maggiormente utilizzati. In numerosi siti mediterranei valori più negativi del δ¹⁸O sono stati interpretati come indicativi di maggiori precipitazioni o di una più elevata umidità effettiva, mentre valori meno negativi sono stati associati a condizioni più aride. Tuttavia, questa relazione non è universale né necessariamente lineare. Il δ¹⁸O può essere influenzato dalla provenienza delle masse d’aria, dalla traiettoria seguita dall’umidità, dalla temperatura di condensazione, dalla stagionalità delle piogge, dall’evaporazione, dalla quantità di precipitazione e dai processi idrologici che avvengono nel sistema carsico. Un’analisi globale condotta da Baker et al. ha mostrato che la composizione isotopica degli speleotemi integra molteplici controlli climatici, mentre studi più recenti hanno rilevato che persino stalagmiti della medesima grotta possono mostrare differenze dovute al percorso sotterraneo dell’acqua e ai processi di precipitazione della calcite. Di conseguenza, l’interpretazione più affidabile del δ¹⁸O richiede il monitoraggio moderno della grotta e il confronto con δ¹³C, elementi in traccia, velocità di crescita e altri indicatori indipendenti. 

Il δ¹³C degli speleotemi è generalmente collegato alla vegetazione, alla produttività biologica del suolo, alla respirazione microbica e alla disponibilità di umidità al di sopra della grotta. Condizioni più umide possono favorire una maggiore copertura vegetale e una più intensa attività del suolo, producendo frequentemente valori isotopici differenti rispetto alle fasi aride, durante le quali la minore infiltrazione e la cosiddetta precipitazione preventiva della calcite possono arricchire l’acqua residua in determinati isotopi ed elementi. Anche in questo caso, tuttavia, la risposta dipende dalla geologia locale, dallo spessore del suolo, dalla tipologia della vegetazione e dal tempo di permanenza dell’acqua nel sistema carsico. L’impiego simultaneo di δ¹⁸O, δ¹³C e rapporti tra elementi in traccia consente quindi di separare più efficacemente i segnali relativi alle precipitazioni, all’evapotraspirazione, alla copertura vegetale e ai processi interni alla grotta. Gli speleotemi delle grotte di Soreq, Kuna Ba, Kocain, Uzuntarla, Dim e di altri sistemi carsici dell’Anatolia e del Levante hanno fornito alcune delle sequenze idroclimatiche più importanti dell’area, ma le differenze tra i singoli siti dimostrano che ciascun record descrive soprattutto la propria regione climatica e la specifica stagione in cui avviene l’infiltrazione. Le registrazioni non devono quindi essere interpretate come semplici curve delle precipitazioni medie annuali valide per l’intero Medio Oriente. 

Anche i sedimenti lacustri rappresentano archivi fondamentali, poiché registrano le variazioni del livello dell’acqua, della salinità, dell’erosione del bacino, della produttività biologica e dell’apporto di materiale trasportato dai fiumi o dal vento. Nei laghi idrologicamente chiusi, privi di un emissario superficiale, il bilancio tra precipitazione, afflussi ed evaporazione esercita un forte controllo sul volume e sulla composizione isotopica dell’acqua. Durante una fase di bilancio idrico negativo, il livello tende a diminuire, la salinità aumenta e l’acqua residua può arricchirsi nell’isotopo pesante dell’ossigeno; in una fase relativamente umida si verifica generalmente il processo opposto. Tuttavia, la risposta dipende dalla geometria del bacino, dalle acque sotterranee, dalla variazione stagionale dell’evaporazione e dalla composizione isotopica delle precipitazioni. Il lago Nar, nell’Anatolia centrale, costituisce uno degli esempi più studiati: la sua registrazione isotopica è stata utilizzata per ricostruire le variazioni del rapporto tra precipitazione ed evaporazione e per distinguere periodi relativamente umidi e secchi nel corso dell’ultimo millennio e mezzo. Studi successivi hanno mostrato che il segnale del lago Nar contiene anche informazioni sulla stagionalità delle precipitazioni, aspetto che rende più complessa ma anche più ricca la sua interpretazione paleoclimatica. 

Gli elementi in traccia conservati nei sedimenti forniscono ulteriori informazioni, ma il loro significato deve essere valutato in rapporto alle caratteristiche di ciascun bacino. Il titanio, per esempio, è spesso considerato un indicatore dell’apporto detritico: concentrazioni elevate possono riflettere una maggiore erosione e un trasporto più intenso di materiale minerale durante periodi piovosi, ma in altri contesti possono segnalare un maggiore contributo eolico durante fasi aride. Nel lago Neor, nell’Iran nord-occidentale, l’aumento dell’apporto eolico alla torbiera periferica è stato interpretato come evidenza di periodi secchi e polverosi. Nella laguna costiera di Gialova, nel Peloponneso sud-occidentale, l’analisi multiproxy mediante fluorescenza a raggi X ha permesso invece di identificare oscillazioni idroclimatiche degli ultimi 3.600 anni, combinando segnali relativi all’erosione, alla salinità, alla produttività e alla circolazione delle acque. Questi esempi dimostrano perché lo stesso elemento geochimico non possa essere considerato automaticamente un indicatore universale di aridità o umidità: il suo significato dipende dal meccanismo attraverso il quale viene trasportato e depositato. 

I pollini fossili consentono di ricostruire le trasformazioni della vegetazione e, indirettamente, le variazioni di temperatura e disponibilità idrica. La diffusione di taxa arborei mesofili può suggerire condizioni relativamente umide, mentre l’espansione di piante steppiche e xerofile può essere associata all’aridità. Tuttavia, nell’area mediterranea l’azione umana esercita da millenni un’influenza particolarmente intensa sulla vegetazione. Disboscamento, agricoltura, pascolo, incendi, abbandono dei terreni e introduzione di specie coltivate possono produrre trasformazioni nel diagramma pollinico simili a quelle provocate dal clima. Per questo motivo, una diminuzione del polline arboreo non dimostra necessariamente l’esistenza di una siccità, così come l’espansione di olivo, vite e cereali può riflettere soprattutto un cambiamento nell’uso del territorio. Le ricostruzioni più attendibili integrano pertanto pollini, sedimenti, carbone, indicatori dell’erosione e dati archeologici, cercando di separare la componente climatica da quella antropogenica. Una sintesi dei record pollinici terrestri e marini ha confermato il valore di questi archivi per descrivere le variazioni delle precipitazioni mediterranee, ma anche la necessità di considerare la forte diversità ecologica e climatica tra i settori occidentali, centrali e orientali del bacino. 

Le cronologie dendroclimatiche possiedono il vantaggio di una datazione annuale precisa e possono registrare la variabilità delle temperature estive, delle precipitazioni o dell’umidità del suolo. La larghezza degli anelli, la densità del legno tardivo e la composizione isotopica della cellulosa rispondono però a fattori differenti e spesso rappresentano il clima della stagione di crescita piuttosto che l’intero anno. L’Old World Drought Atlas, elaborato a partire da un’ampia rete di cronologie arboree, ha prodotto mappe annuali delle condizioni estive di umidità e siccità per gran parte dell’Europa e del Mediterraneo durante l’Era comune. Tale ricostruzione ha rivelato la presenza di siccità pluriennali e periodi umidi di ampiezza e durata superiori a quanto suggerito dalle brevi serie strumentali, evidenziando inoltre la marcata struttura spaziale degli eventi: una fase secca nei Balcani poteva coincidere con condizioni normali o umide nel Mediterraneo occidentale e viceversa. La copertura dell’atlante si riduce tuttavia procedendo verso le aree più aride del Medio Oriente e dell’Africa settentrionale, dove le cronologie arboree lunghe sono meno numerose. 

Le fonti documentarie completano il quadro fornito dagli archivi naturali. Cronache, registri amministrativi, resoconti di viaggio, diari, testi religiosi, documenti fiscali, date della vendemmia, livelli fluviali, descrizioni di inondazioni, carestie e gelate possono offrire informazioni ad alta risoluzione, soprattutto per i secoli più recenti. Nel Mediterraneo e nell’Impero ottomano esiste una considerevole quantità di documentazione relativa a siccità, piogge persistenti, nevicate, piene e crisi agricole. Tali informazioni devono però essere sottoposte a una rigorosa critica storica: la presenza di un evento in una cronaca dipende dall’interesse dell’autore, dalla conservazione del documento e dall’impatto dell’evento sulla società, mentre l’assenza di una descrizione non prova che il fenomeno non sia avvenuto. Inoltre, carestie, migrazioni ed epidemie non possono essere attribuite automaticamente al clima, poiché dipendono anche da guerre, istituzioni, commercio, distribuzione delle risorse, tassazione e capacità di adattamento. Gli studi interdisciplinari raccomandano pertanto di evitare spiegazioni deterministiche e di utilizzare le fonti storiche non soltanto come indicatori meteorologici, ma come testimonianze del modo in cui società differenti affrontarono condizioni ambientali simili. 

Nei primi due secoli dell’Era comune numerosi archivi indicano, in alcune parti del Mediterraneo, condizioni relativamente miti e favorevoli, spesso associate al cosiddetto periodo climatico romano. Tuttavia, l’idea di un’unica fase uniformemente calda e umida estesa a tutto il bacino è eccessivamente semplificata. Alcuni sedimenti del Mediterraneo occidentale identificano un “periodo umido romano”, caratterizzato da maggiore apporto fluviale e minore trasporto di polvere sahariana, mentre diversi record del Mediterraneo orientale mostrano sequenze più articolate e talvolta una progressiva tendenza all’inaridimento. Le condizioni climatiche dell’Impero romano variavano quindi tra province e stagioni: annate favorevoli in alcune regioni agricole potevano coincidere con siccità o instabilità idrologica altrove. La relativa prosperità di determinate aree non può essere ricondotta esclusivamente al clima, poiché infrastrutture idrauliche, reti commerciali, sistemi fiscali e capacità di trasferire cereali tra regioni riducevano o amplificavano gli effetti delle anomalie meteorologiche. Il termine “periodo climatico romano” deve perciò essere considerato una descrizione generale di tendenze riscontrate in parte degli archivi, non un intervallo climaticamente omogeneo o perfettamente sincrono. 

Tra il III e il VII secolo i proxy mostrano una marcata variabilità, con alternanza di fasi umide, periodi aridi ed episodi di raffreddamento. La registrazione del lago Nar suggerisce un rapido passaggio a condizioni più umide nel IV secolo, seguito da un intervallo generalmente più secco protrattosi verso la fine del VII secolo. Altri archivi indicano però cronologie differenti, confermando che il cambiamento non avvenne simultaneamente in tutta la regione. Alla variabilità interna del sistema atmosferico si sovrapposero anche forzanti esterne, tra cui importanti eruzioni vulcaniche del VI secolo, capaci di ridurre temporaneamente la radiazione solare e provocare un raffreddamento estivo nell’emisfero settentrionale. Le ricostruzioni dendroclimatiche europee hanno identificato tra il 536 e circa il 660 un intervallo eccezionalmente freddo, spesso definito “Piccola era glaciale tardoantica”, ma la sua espressione idrologica nel Mediterraneo orientale fu complessa e non uniforme. Temperature inferiori non implicavano necessariamente minori precipitazioni, e le risposte locali dipendevano dalla traiettoria delle perturbazioni, dalla circolazione del Nord Atlantico e dalla posizione dei sistemi subtropicali. 

L’Anomalia climatica medievale, generalmente collocata tra circa il 950 e il 1250, rappresenta un altro intervallo spesso descritto in termini troppo uniformi. A scala emisferica fu caratterizzata da temperature relativamente elevate in numerose regioni, ma nel Mediterraneo il suo segnale idroclimatico variò fortemente nello spazio e nel tempo. Alcuni archivi del settore settentrionale e bizantino indicano condizioni miti e relativamente piovose durante la fase iniziale, favorevoli in determinate aree all’agricoltura e all’insediamento. Altri record del Mediterraneo occidentale mostrano invece prevalenza di condizioni aride o una forte alternanza tra decenni piovosi e secchi. La ricerca multiproxy suggerisce che il modello mediterraneo non possa essere spiegato mediante una sola teleconnessione, come l’Oscillazione Nord Atlantica, ma rifletta l’interazione tra circolazione atlantica, temperature marine, posizione delle traiettorie cicloniche, dinamica monsonica e caratteristiche geografiche locali. Anche le simulazioni climatiche confermano che Anomalia medievale e Piccola era glaciale non furono semplicemente due stati opposti e uniformi, ma periodi caratterizzati da configurazioni regionali complesse. 

Nella parte settentrionale della regione EMME, condizioni relativamente favorevoli sembrano essere persistite in alcune aree fino all’inizio o alla metà del XII secolo, quando diversi archivi mostrano un passaggio verso una maggiore aridità. Questo cambiamento non fu però sincrono né generalizzato. Le ricostruzioni della grotta di Kuna Ba, nell’Iraq settentrionale, dimostrano quanto possa essere articolata la relazione tra clima e società: la serie speleotemica, lunga circa quattromila anni e precisamente datata, identifica un intervallo eccezionalmente umido associato alla crescita dell’Impero neo-assiro e successive siccità pluridecadali che avrebbero indebolito la produttività agricola. Gli autori non interpretano tuttavia la siccità come causa unica del declino politico, ma come fattore di pressione capace di aggravare conflitti, instabilità e vulnerabilità economiche già esistenti. Sebbene gli eventi neo-assiri precedano l’Anomalia climatica medievale, questo studio costituisce un esempio metodologico importante: i cambiamenti climatici acquistano significato storico soltanto quando vengono analizzati insieme alle istituzioni, alla demografia, alle tecnologie e alle reti di approvvigionamento. 

La transizione tra Anomalia climatica medievale e Piccola era glaciale, tra il XIII e il XV secolo, fu caratterizzata da una marcata instabilità idroclimatica. Numerose ricostruzioni indicano un aumento della frequenza di oscillazioni pluriennali, con alternanza tra siccità, inverni piovosi, alluvioni e anomalie termiche. Gli eventi vulcanici contribuirono a produrre raffreddamenti temporanei, ma la risposta delle precipitazioni dipese dalla riorganizzazione della circolazione atmosferica. Le testimonianze documentarie mostrano che sequenze di piogge eccessive potevano essere dannose quanto la siccità: tra il 1345 e il 1347, per esempio, condizioni fredde e umide interessarono parti dell’Europa meridionale, provocando inondazioni, erosione dei suoli e difficoltà agricole, con ripercussioni sulle reti commerciali mediterranee. Questo episodio illustra come la vulnerabilità delle società preindustriali dipendesse non soltanto dalla quantità totale di precipitazione, ma anche dalla stagionalità, dalla persistenza e dal momento in cui gli eventi estremi colpivano le colture. 

La Piccola era glaciale, generalmente datata tra circa il 1400 e il 1850, fu contraddistinta da temperature mediamente inferiori in molte regioni dell’emisfero settentrionale, ma non corrispose a un’unica fase costantemente fredda e umida. Nel Mediterraneo orientale si alternarono periodi relativamente piovosi, siccità severe, inverni rigidi e decenni più miti. Le differenze rispetto all’Europa centro-settentrionale furono notevoli: configurazioni atmosferiche che favorivano il freddo sul continente potevano deviare le perturbazioni verso il Mediterraneo, aumentando le precipitazioni in alcune aree, oppure produrre blocchi e siccità in altre. Gli archivi naturali e ottomani mostrano pertanto somiglianze ma anche marcate divergenze rispetto alla Piccola era glaciale europea. La sua evoluzione fu influenzata dalla combinazione di eruzioni vulcaniche, minima attività solare e variabilità interna oceanico-atmosferica, ma la distribuzione regionale delle precipitazioni dipese soprattutto dalla posizione dei centri barici e delle traiettorie cicloniche. L’uso del termine rimane utile come riferimento cronologico generale, purché non venga interpretato come prova di condizioni identiche in tutto il bacino mediterraneo. 

Le differenze tra i laghi Neor e Nar e gli altri archivi evidenziano bene questa complessità. Il record del lago Neor mostra importanti variazioni dell’apporto eolico e documenta un grande evento di polvere atmosferica ancora negli anni Trenta del Novecento, mentre il lago Nar registra condizioni relativamente umide durante parte del XX secolo. Quest’ultimo segnale è stato collegato alla combinazione tra influenze della circolazione nord-atlantica, variazioni della stagionalità delle precipitazioni e connessioni con la dinamica monsonica. Non sarebbe tuttavia corretto considerare il Novecento uniformemente umido nell’intera regione: nello stesso periodo altre aree del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente sperimentarono siccità prolungate e una crescente pressione sulle risorse idriche. I record locali rispondono infatti a bacini di raccolta, sorgenti di umidità e stagioni differenti, per cui il confronto deve essere effettuato tenendo conto della posizione geografica e del funzionamento idrologico di ciascun archivio. 

La ricostruzione degli ultimi duemila anni mostra quindi che i termini “periodo romano”, “Anomalia climatica medievale” e “Piccola era glaciale” non devono essere intesi come successioni di regimi climatici uniformi, ma come intervalli durante i quali alcune caratteristiche termiche o idrologiche risultarono più frequenti in determinate regioni. L’idroclima mediterraneo possiede una struttura spaziale frammentata, dovuta alla posizione intermedia tra circolazione atlantica, sistemi subtropicali, monsone africano e asiatico, masse d’aria continentali e mari regionali. Le catene montuose, la complessa distribuzione delle coste e la presenza di numerosi bacini semichiusi accentuano ulteriormente le differenze locali. L’Old World Drought Atlas e le sintesi multiproxy dimostrano che siccità e periodi umidi possono assumere configurazioni a dipolo, interessando in modo opposto settori differenti del Mediterraneo. Ciò spiega perché due archivi apparentemente discordanti possano essere entrambi corretti: essi possono semplicemente registrare risposte regionali diverse a una medesima riorganizzazione della circolazione atmosferica. 

La scarsità delle ricostruzioni termiche rappresenta uno dei limiti maggiori per la regione EMME. La maggioranza dei proxy disponibili è sensibile all’umidità, alle precipitazioni, al bilancio evaporativo o alla vegetazione, mentre le temperature sono spesso inferite indirettamente. Questo squilibrio rende difficile stabilire quanto le fasi secche dipendessero da una diminuzione delle precipitazioni e quanto da un aumento dell’evaporazione associato a temperature superiori. Una medesima riduzione del livello lacustre, per esempio, può derivare da minori piogge, maggiore evaporazione o interventi umani sul bacino idrografico. Allo stesso modo, un valore isotopico può riflettere simultaneamente cambiamenti di temperatura, sorgente dell’umidità e stagionalità. Le nuove tecniche geochimiche, l’analisi isotopica degli anelli degli alberi, i biomarcatori organici e alcuni rapporti elementari negli speleotemi stanno ampliando la possibilità di ricostruire variabili specifiche, ma rimane indispensabile evitare interpretazioni eccessivamente univoche. 

Un’ulteriore fonte d’incertezza deriva dall’impronta delle attività umane sugli archivi. Il Mediterraneo è stato intensamente trasformato dall’agricoltura, dal pascolo, dalla deforestazione, dall’irrigazione, dalla costruzione di dighe e dalla gestione dei laghi e delle zone umide. Queste attività possono modificare l’erosione, l’apporto di sedimenti, la vegetazione e la salinità, producendo segnali simili a quelli climatici. Nei sedimenti, un aumento del materiale detritico può derivare da piogge più intense, ma anche dal disboscamento di un bacino; una diminuzione del livello lacustre può essere legata all’aridità oppure alla deviazione delle acque per l’irrigazione. Per distinguere le diverse cause è necessario combinare indicatori climatici, archeologici e storici e verificare se i cambiamenti avvengano simultaneamente in più archivi indipendenti. L’approccio multiproxy non elimina completamente l’incertezza, ma consente di restringere il numero delle interpretazioni plausibili e di riconoscere più chiaramente i periodi nei quali clima e uso del territorio agirono congiuntamente. 

Il valore delle ricostruzioni paleoclimatiche non consiste soltanto nel descrivere il passato, ma anche nel fornire un contesto per gli eventi contemporanei. Le serie strumentali possono sottostimare la durata e l’ampiezza della variabilità naturale, poiché coprono pochi decenni rispetto alle oscillazioni multidecadali e secolari del sistema climatico. I proxy documentano siccità prolungate, periodi di precipitazioni persistenti e cambiamenti repentini che non compaiono necessariamente nelle registrazioni meteorologiche moderne. Tuttavia, il confronto con il presente richiede di considerare che il riscaldamento antropogenico aggiunge una componente termica crescente alla variabilità naturale. Una siccità caratterizzata da una determinata anomalia pluviometrica può oggi produrre effetti più intensi rispetto al passato a causa della maggiore evaporazione, della domanda atmosferica di umidità e delle pressioni antropiche sulle risorse idriche. Le ricostruzioni degli ultimi duemila anni permettono quindi di valutare la gamma naturale delle oscillazioni idroclimatiche, ma non implicano che i cambiamenti attuali siano una semplice ripetizione di quelli medievali o romani. 

Nel complesso, l’evidenza disponibile descrive il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente come una regione caratterizzata da una forte variabilità idroclimatica, da frequenti contrasti geografici e da transizioni che raramente avvennero nello stesso momento in tutte le aree. I primi secoli dell’Era comune furono relativamente favorevoli in parte del bacino, ma non uniformemente caldi e umidi; i secoli successivi mostrarono un’alternanza tra fasi più secche, intervalli umidi ed episodi di raffreddamento; l’Anomalia climatica medievale presentò condizioni miti e piovose in alcune zone e siccità in altre; la Piccola era glaciale produsse inverni più freddi e un’elevata instabilità idrologica, senza determinare un unico regime pluviometrico regionale. Speleotemi, sedimenti lacustri e marini, anelli degli alberi, pollini e documenti storici convergono nel mostrare che la variabilità mediterranea è intrinsecamente spaziale e stagionale. Proprio per questo, la ricostruzione futura dovrà ampliare la rete dei proxy nelle aree ancora scarsamente rappresentate, in particolare Africa settentrionale, bacino del Nilo e Penisola Arabica, migliorare la precisione cronologica e integrare osservazioni, modelli climatici e storia ambientale. Soltanto attraverso questa convergenza sarà possibile distinguere più efficacemente le oscillazioni naturali, le trasformazioni provocate dalle società e l’impronta crescente del riscaldamento antropogenico sul clima della regione EMME. 

Figura 4. Distribuzione degli archivi naturali e documentari per la ricostruzione del clima degli ultimi 1.000–2.000 anni nel Mediterraneo orientale e in Medio Oriente

La figura 4 rappresenta la distribuzione geografica dei principali archivi utilizzati per ricostruire la variabilità climatica del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente durante gli ultimi uno o due millenni. Non si tratta, pertanto, di una carta delle temperature o delle precipitazioni passate, ma di una mappa dell’infrastruttura conoscitiva sulla quale si fonda la paleoclimatologia regionale. Ogni simbolo individua un luogo nel quale un archivio naturale o una testimonianza documentaria ha conservato informazioni indirette sulle condizioni climatiche del passato. La figura, tratta dalla valutazione di Zittis et al. dedicata ai cambiamenti climatici e agli eventi meteorologici estremi nella regione EMME, riunisce sedimenti marini e lacustri, speleotemi, anelli degli alberi, pollini e fonti storiche capaci di descrivere la variabilità idroclimatica con risoluzioni comprese tra quella annuale e quella multidecadale. La sua principale importanza scientifica consiste nel mostrare contemporaneamente la diversità degli archivi disponibili, la loro complementarità e le profonde disomogeneità geografiche che ancora condizionano la conoscenza del clima prestrumentale della regione. 

La legenda distingue sei categorie di proxy. Le stelle rosse indicano le testimonianze documentarie; i simboli neri semicircolari gli speleotemi; i cerchi verdi concentrici le cronologie degli anelli degli alberi; i rombi blu scuro i sedimenti marini; i rombi azzurri i sedimenti lacustri; i cerchi arancioni le sequenze polliniche. Questa classificazione non è puramente descrittiva, perché ciascuna tipologia di archivio registra componenti differenti del sistema climatico. Gli anelli degli alberi possono rispondere alla disponibilità idrica durante la stagione vegetativa o alle temperature estive; gli speleotemi alle caratteristiche isotopiche delle precipitazioni e all’umidità sopra la grotta; i sedimenti lacustri al bilancio fra precipitazione ed evaporazione, all’erosione e alla salinità; quelli marini agli apporti fluviali, alla produttività, alla circolazione e alla deposizione di polvere; i pollini alla trasformazione della vegetazione; i documenti storici agli eventi meteorologici che furono osservati e ritenuti socialmente rilevanti. Le ricostruzioni paleoclimatiche non possono quindi essere considerate equivalenti a serie pluviometriche o termometriche: ogni proxy costituisce una misura mediata, influenzata da processi fisici, chimici, biologici e, in alcuni casi, antropici. Il confronto fra archivi differenti richiede di valutare la stagionalità del segnale, la risoluzione temporale, l’incertezza cronologica e l’estensione geografica effettivamente rappresentata da ciascun sito. 

La caratteristica spaziale più evidente è la concentrazione degli archivi nei Balcani meridionali, in Grecia, nell’Anatolia e lungo il Levante. Nell’area balcanica e greca compaiono, fra gli altri, i laghi di Shkodra, Ohrid, Dojran, Ioannina e Trichonida, la laguna di Gialova, Lerna e Butrint, oltre a siti marini e alle limitate cronologie dendroclimatiche della Grecia settentrionale. In Anatolia sono presenti numerosi laghi e sistemi carsici, fra cui Gölhisar, Salda, Eski Acıgöl, Nar, Tecer, Van, Kocain, Uzuntarla e Sofular. Il Levante include gli speleotemi di Jeita e Soreq, le sequenze polliniche di Tell Tweini, Pyla e Wadi Jarrah e alcuni archivi marini prossimi alla costa e al bacino del Nilo. Più a est, i laghi Neor, Zeribar e Mirabad e le grotte di Gejkar, Shalaii e Kuna Ba estendono la rete verso l’Iran occidentale e l’Iraq settentrionale. Questa distribuzione relativamente fitta dipende dalla presenza di bacini lacustri, aree carsiche, rilievi montuosi e ambienti nei quali sedimenti, carbonati e materiale biologico hanno potuto conservarsi per secoli o millenni.

Al contrario, il Nord Africa, l’interno della Penisola Arabica, gran parte della Mesopotamia meridionale e vaste porzioni dell’Iran risultano scarsamente rappresentati. Nel settore arabico compaiono soprattutto gli speleotemi di Hoti, Defore e Qunf, localizzati in Oman e nella parte meridionale della penisola. La scarsità di simboli non significa che queste aree abbiano sperimentato una minore variabilità climatica, ma riflette una combinazione di limitazioni naturali e scientifiche. Nei climi aridi e iperaridi, laghi, torbiere e zone umide possono scomparire o lasciare sequenze discontinue; la vegetazione arborea longeva è meno diffusa; l’erosione eolica può rimuovere o rimaneggiare i depositi; le condizioni logistiche e politiche possono limitare il campionamento e il monitoraggio. La figura mostra quindi non soltanto dove possediamo informazioni, ma anche dove la conoscenza rimane più incerta. Le apparenti lacune climatiche della mappa sono in larga misura lacune archivistiche, conservative e di ricerca, e devono essere tenute presenti quando si tenta di generalizzare un segnale locale all’intera regione EMME. 

Le cronologie degli anelli degli alberi, rappresentate dai cerchi verdi, sono concentrate soprattutto nella parte settentrionale della Grecia. Il loro principale vantaggio consiste nella datazione annuale: ogni anello può essere assegnato a uno specifico anno mediante la sovrapposizione delle sequenze di crescita di alberi viventi, legname storico e materiale archeologico. L’ampiezza degli anelli, la densità del legno tardivo e la composizione isotopica della cellulosa possono essere calibrate rispetto a temperatura, precipitazione, umidità del suolo e deficit di pressione di vapore. Il segnale è tuttavia generalmente stagionale: nelle regioni mediterranee la crescita può dipendere in misura particolarmente forte dalle precipitazioni invernali e primaverili che riforniscono il suolo prima della stagione vegetativa. La scarsità di siti dendrocronologici nel Medio Oriente arido limita quindi la possibilità di ottenere ricostruzioni annuali continue paragonabili a quelle disponibili per l’Europa. L’Old World Drought Atlas, costruito a partire da un’estesa rete di cronologie arboree, ha dimostrato che le siccità del Mediterraneo presentano configurazioni spaziali complesse e che condizioni opposte possono verificarsi contemporaneamente in settori differenti del bacino. La ridotta copertura orientale visibile nella figura 4 rappresenta perciò un’importante fonte di incertezza nelle ricostruzioni regionali ad alta risoluzione. 

Gli speleotemi costituiscono una delle categorie più numerose e geograficamente estese. Stalagmiti e colate calcitiche crescono attraverso la deposizione di carbonato di calcio trasportato dalle acque che attraversano il suolo e la roccia sovrastante la grotta. La loro datazione mediante isotopi dell’uranio e del torio può raggiungere una precisione elevata, mentre le variazioni del δ¹⁸O, del δ¹³C, degli elementi in traccia e della velocità di crescita possono fornire informazioni sulle precipitazioni, sulle sorgenti dell’umidità, sull’evapotraspirazione, sulla vegetazione e sull’attività biologica del suolo. La mappa mostra una fascia di siti carsici che si estende dalla Tracia e dall’Anatolia fino al Levante, all’Iraq e all’Oman. Uzuntarla, Sofular e Kocain documentano il clima dell’Anatolia e dell’area egea; Jeita e Soreq rappresentano il Levante mediterraneo; Gejkar, Shalaii e Kuna Ba forniscono informazioni per la Mesopotamia settentrionale; Hoti, Defore e Qunf sono essenziali per ricostruire il clima della Penisola Arabica meridionale.

L’interpretazione degli isotopi degli speleotemi richiede però particolare cautela. Nel Mediterraneo orientale valori più negativi del δ¹⁸O vengono spesso associati a condizioni relativamente umide, ma il segnale può dipendere anche dalla temperatura, dalla provenienza delle masse d’aria, dalla stagionalità delle precipitazioni, dall’evaporazione sotto la nube e dal percorso compiuto dall’acqua all’interno del sistema carsico. Il δ¹³C è influenzato dalla vegetazione, dalla respirazione del suolo, dall’umidità e dalla precipitazione preventiva della calcite. Uno speleotema non registra quindi automaticamente la precipitazione media annuale: può essere maggiormente sensibile alla stagione fredda, al periodo di ricarica dell’acquifero o a specifici processi locali. Gli studi della grotta di Soreq hanno comunque dimostrato che, quando la geochimica moderna del sistema viene adeguatamente caratterizzata, le variazioni isotopiche possono fornire un segnale climatico regionale robusto. Analogamente, la registrazione ad alta risoluzione della grotta di Kuna Ba ha permesso di ricostruire circa quattromila anni di variabilità idroclimatica nell’Iraq settentrionale, individuando periodi umidi pluridecadali e siccità persistenti rilevanti anche per la storia dell’Impero neo-assiro. 

Il caso di Kuna Ba evidenzia anche il valore dell’integrazione fra paleoclimatologia, archeologia e storia. Sinha et al. hanno identificato un intervallo eccezionalmente umido durato circa due secoli, coincidente con una fase di espansione agricola e politica neo-assira, seguito da siccità pluridecadali potenzialmente capaci di ridurre la produttività delle terre non irrigate. Il risultato non implica un rapporto causale semplice fra clima e collasso politico: guerre, conflitti interni, sovraestensione territoriale e instabilità economica conservarono un ruolo decisivo. Lo studio mostra piuttosto come un cambiamento idroclimatico possa agire da moltiplicatore di vulnerabilità in una società fortemente dipendente dall’agricoltura. La posizione del sito di Kuna Ba sulla figura 4 assume pertanto un significato che va oltre la mera localizzazione geografica: rappresenta un esempio di archivio naturale precisamente datato capace di essere confrontato con testimonianze archeologiche e documentarie indipendenti. 

I sedimenti lacustri, indicati dai rombi azzurri, formano un’altra componente centrale della rete. Laghi come Nar, Van, Neor, Zeribar, Mirabad, Ohrid e Trichonida accumulano progressivamente materiale minerale, organico e biologico proveniente dal bacino idrografico e dall’atmosfera. Nei laghi chiusi, privi di un emissario permanente, il livello e la salinità sono particolarmente sensibili al rapporto fra precipitazione, afflussi ed evaporazione. Una fase di bilancio idrico negativo può produrre abbassamento del livello, maggiore concentrazione salina e variazioni nella composizione isotopica dei carbonati; una fase umida può determinare una risposta opposta. Tuttavia, il segnale è influenzato anche dalle acque sotterranee, dalla morfologia del bacino, dalla stagionalità delle precipitazioni e dalle trasformazioni antropiche. I sedimenti lacustri devono essere quindi analizzati mediante più indicatori, come isotopi dell’ossigeno e del carbonio, pollini, diatomee, materia organica, mineralogia ed elementi in traccia.

Il lago Nar, nell’Anatolia centrale, è particolarmente importante perché i suoi carbonati e la silice delle diatomee conservano informazioni sul bilancio fra precipitazione ed evaporazione e sulla stagionalità idrologica. Le ricerche hanno mostrato che le variazioni del δ¹⁸O non riflettono esclusivamente una semplice alternanza fra umido e secco: anche uno spostamento delle precipitazioni fra inverno ed estate può modificare la composizione isotopica del lago. La ricostruzione ad alta risoluzione, con intervalli medi dell’ordine di alcuni decenni per le sezioni più antiche, consente di riconoscere transizioni relativamente rapide, ma rimane meno precisa, su scala annuale, rispetto alle cronologie arboree o ad alcuni speleotemi laminati. Questo chiarisce perché archivi differenti possano mostrare il medesimo cambiamento con ampiezza o cronologia apparentemente diverse. 

Il lago Neor, nell’Iran nord-occidentale, mostra invece come i sedimenti possano registrare l’attività eolica. Lo studio multiproxy della torbiera periferica ha utilizzato concentrazioni elementari, carbonio organico, isotopi e flussi di materiale per ricostruire le variazioni dell’apporto di polvere. In questo contesto, l’aumento del titanio e della componente minerale è stato associato a condizioni più secche e polverose, durante le quali il trasporto eolico diveniva più efficiente. Ciò non significa che il titanio rappresenti ovunque un indicatore automatico di aridità. In altri laghi, maggiori concentrazioni di Ti possono derivare dall’erosione del bacino durante periodi più piovosi e da un più intenso trasporto fluviale. Il significato climatico dell’elemento dipende quindi dal meccanismo sedimentario dominante nel singolo sito. La figura 4 deve essere letta alla luce di questa specificità: due rombi azzurri appartengono alla medesima categoria generale, ma possono registrare processi idroclimatici differenti. 

La laguna di Gialova, nel Peloponneso sud-occidentale, costituisce un esempio particolarmente significativo di approccio multiproxy. Katrantsiotis et al. hanno analizzato una carota sedimentaria estesa sugli ultimi 3.600 anni attraverso la distribuzione degli n-alcani, gli isotopi del carbonio e dell’idrogeno, le proprietà della materia organica e la fluorescenza a raggi X. La prima componente principale dei dati XRF sintetizza variazioni correlate al funzionamento idroclimatico del bacino, mentre biomarcatori e isotopi aiutano a distinguere le sorgenti della materia organica e i cambiamenti nella disponibilità idrica. Un simile approccio riduce il rischio di interpretare in modo univoco un solo indicatore e consente di confrontare la storia della laguna con quella di altri archivi dell’Egeo e del Mediterraneo orientale. La localizzazione di Gialova sulla figura illustra inoltre il valore delle lagune costiere, ambienti di transizione che rispondono contemporaneamente alle precipitazioni continentali, agli apporti sedimentari, alla salinità e alle variazioni marine. 

I sedimenti marini, rappresentati dai rombi blu scuro, sono distribuiti soprattutto nel Mediterraneo orientale, nel Mar Egeo e lungo il margine del Mar Rosso. Le carote marine possono contenere microfossili, pollini trasportati dal continente, polvere eolica, sedimenti fluviali, biomarcatori organici e segnali isotopici sensibili alla temperatura superficiale, alla salinità e alla circolazione delle acque. Diversamente da una piccola grotta o da un lago circoscritto, un sito marino può integrare processi provenienti da un’area geografica molto ampia. Ciò rappresenta contemporaneamente un vantaggio e un limite: il segnale può risultare più rappresentativo della scala regionale, ma diviene più difficile attribuirlo a una singola sorgente o variabile. Le carote prossime al delta del Nilo possono registrare le variazioni dell’apporto fluviale e, indirettamente, delle precipitazioni sul bacino etiopico e dell’intensità del monsone africano; quelle del Mar Egeo e del Mediterraneo orientale possono integrare cambiamenti della temperatura marina, della ventilazione e del trasporto di polvere. La loro risoluzione è spesso decadale o multidecadale e dipende fortemente dalla velocità di sedimentazione e dalla precisione del modello cronologico. 

Le sequenze polliniche indicate dai cerchi arancioni, come quelle di Tell Tweini, Pyla e Wadi Jarrah, permettono di ricostruire i cambiamenti della vegetazione. L’espansione di specie arboree sensibili all’umidità può essere associata a condizioni relativamente favorevoli, mentre una maggiore presenza di piante steppiche e xerofile può segnalare un ambiente più arido. Nel Mediterraneo, tuttavia, il polline è fortemente influenzato dalle attività umane. La diminuzione delle foreste può dipendere dalla siccità, ma anche dal disboscamento, dal pascolo, dagli incendi o dall’espansione agricola; l’aumento di olivo, vite e cereali può riflettere strategie economiche più che condizioni climatiche. Per questo le ricostruzioni polliniche acquistano maggiore solidità quando vengono confrontate con dati sedimentologici, archeologici e storici. La limitata presenza dei cerchi arancioni nella figura non riduce il valore del polline, ma dimostra che serie continue e adeguatamente datate per gli ultimi due millenni sono disponibili soltanto in alcuni settori della regione.

Le stelle rosse individuano le aree rappresentate da fonti documentarie, fra cui Bisanzio, Siria-Palestina, Iraq e bacino del Nilo. Cronache, annali, registri fiscali, testi religiosi, descrizioni di inondazioni e siccità, informazioni sui raccolti e resoconti di carestie possono offrire una risoluzione annuale o persino stagionale. A differenza degli archivi naturali, tuttavia, i documenti registrano principalmente eventi percepiti, descritti e conservati dalle società. Un’alluvione catastrofica ha maggiori probabilità di essere ricordata rispetto a un’anomalia moderata; la mancanza di una testimonianza non dimostra che un evento non si sia verificato. Anche la continuità delle fonti varia in funzione della stabilità amministrativa, della diffusione della scrittura e della conservazione degli archivi. Gli studi sul clima di Bisanzio hanno mostrato che la combinazione di documenti, dati archeologici e proxy fisici è indispensabile per valutare le relazioni fra condizioni climatiche, produzione agricola e trasformazioni sociali, evitando spiegazioni deterministiche che attribuiscano al clima un ruolo esclusivo. 

La vicinanza fra simboli differenti costituisce uno degli aspetti più preziosi della figura. Nell’Anatolia nord-occidentale, per esempio, le testimonianze storiche di Bisanzio possono essere confrontate con gli speleotemi di Uzuntarla e Sofular e con gli archivi marini e lacustri circostanti. Nel Levante, le fonti documentarie di Siria-Palestina possono essere integrate con Jeita, Soreq, Tell Tweini, Wadi Jarrah e le carote marine. In Iraq, la documentazione storica può essere valutata insieme agli speleotemi di Kuna Ba, Gejkar e Shalaii e ai laghi dell’Iran occidentale. Questa sovrapposizione consente di verificare se un’anomalia sia presente in archivi indipendenti e di distinguere i segnali locali da quelli più estesi. La convergenza fra speleotemi, sedimenti e documenti rafforza l’interpretazione di una fase idroclimatica; la divergenza non implica necessariamente che uno dei record sia errato, perché può derivare da differenti stagioni di sensibilità, incertezze di datazione o reali contrasti geografici.

La distribuzione riportata nella figura aiuta infatti a comprendere perché le principali fasi climatiche degli ultimi due millenni non debbano essere considerate uniformi. Il cosiddetto periodo climatico romano, l’Anomalia climatica medievale e la Piccola era glaciale non produssero ovunque le medesime condizioni. Durante l’Anomalia climatica medievale, generalmente collocata fra il X e il XIII secolo, alcune aree dell’Anatolia e del Mediterraneo settentrionale sperimentarono fasi miti e relativamente umide, mentre altri settori risultarono più aridi o caratterizzati da una forte variabilità. Dopo circa il 1100, diversi archivi indicano un aumento dell’instabilità e un progressivo inaridimento in parti della regione bizantina, ma il cambiamento non fu sincrono in tutti i siti. Analogamente, la Piccola era glaciale fu caratterizzata da temperature mediamente inferiori a scala emisferica, ma nel Mediterraneo orientale le precipitazioni alternarono fasi umide, siccità e forti differenze regionali. La rete della figura 4 permette di ricostruire proprio questa eterogeneità e impedisce di trasformare etichette cronologiche generali in descrizioni climatiche valide per ogni luogo. 

La mappa rivela anche una chiara prevalenza di proxy idroclimatici rispetto a quelli direttamente sensibili alla temperatura. Sedimenti, speleotemi, pollini e anelli degli alberi descrivono soprattutto precipitazioni, umidità effettiva, bilancio idrico, siccità ed erosione. Le ricostruzioni termiche sono meno numerose e spesso dipendono da relazioni indirette. Questa asimmetria è cruciale: un lago che si contrae può indicare minori precipitazioni, maggiore evaporazione causata da temperature elevate, prelievi antropici oppure una combinazione di tali fattori. Un valore isotopico più positivo in uno speleotema può dipendere da aridità, variazioni stagionali, sorgenti differenti dell’umidità o processi interni alla grotta. La figura documenta pertanto una rete molto utile per ricostruire la storia dell’acqua, ma meno capace di fornire una curva termica uniforme e quantitativa per l’intera regione EMME. La distinzione fra cambiamenti idrologici e termici è indispensabile anche nel confronto con il riscaldamento contemporaneo, durante il quale l’aumento dell’evapotraspirazione può intensificare gli effetti di una riduzione pluviometrica moderata.

Nel complesso, la figura 4 deve essere interpretata come la rappresentazione di un mosaico di osservatori naturali e storici, non come una rete meteorologica omogenea. La densità dei siti nei Balcani, in Grecia, Anatolia e Levante consente ricostruzioni relativamente articolate, mentre le ampie lacune del Nord Africa e della Penisola Arabica impongono maggiore prudenza. Gli archivi ad alta risoluzione, come alberi, documenti e alcuni speleotemi, possono identificare singoli anni o decenni; quelli lacustri e marini descrivono meglio le tendenze multidecadali e secolari; pollini e biomarcatori permettono di collegare il clima alle trasformazioni ecologiche. La qualità della ricostruzione dipende dalla capacità di integrare queste scale senza confonderle, tenendo conto della cronologia, della stagionalità e dei processi locali.

La figura offre quindi due messaggi scientifici complementari. Il primo è positivo: il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente possiedono una varietà eccezionale di archivi capaci di documentare le oscillazioni idroclimatiche degli ultimi due millenni e di collegarle, con la necessaria cautela, alla storia degli ecosistemi e delle società. Il secondo riguarda i limiti: la rete è geograficamente sbilanciata, prevalentemente idrologica e composta da indicatori che non rispondono tutti alla stessa variabile o stagione. Le future ricerche dovranno ampliare il numero di siti nell’Africa settentrionale, nel bacino del Nilo, in Mesopotamia e nella Penisola Arabica; migliorare la precisione cronologica; monitorare le grotte e i laghi moderni; recuperare documenti storici ancora poco studiati; integrare proxy, osservazioni strumentali e simulazioni climatiche. In questo modo la figura 4 non rappresenta soltanto lo stato attuale delle conoscenze, ma indica anche la geografia delle principali priorità scientifiche necessarie per comprendere la variabilità naturale e distinguere più chiaramente la sua impronta dal cambiamento climatico antropogenico.

3.2.1. Temperatura

L’evoluzione termica osservata nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente durante gli ultimi centoventi anni si inserisce nel quadro del riscaldamento globale, ma presenta un’intensità regionale particolarmente marcata. Le serie osservative mostrano un aumento persistente delle temperature medie, divenuto più rapido a partire dagli ultimi decenni del XX secolo. Nell’analisi di Zittis et al., l’incremento complessivo rispetto all’inizio del Novecento raggiungeva circa 1,4–1,5 °C, con un’accelerazione particolarmente evidente dopo il 1980. Questo comportamento consente di classificare la regione EMME, comprendente Mediterraneo orientale e Medio Oriente, come uno dei principali hotspot climatici abitati del pianeta. La causa dominante non risiede nella sola variabilità naturale, ma nell’aumento delle concentrazioni atmosferiche di anidride carbonica, metano e altri gas serra prodotti dalle attività umane. L’IPCC considera inequivocabile l’influenza antropica sul riscaldamento dell’atmosfera, degli oceani e delle terre emerse e attribuisce con elevata confidenza all’azione umana l’aumento degli estremi caldi osservato nel Mediterraneo e nelle regioni circostanti. 

La stima di un riscaldamento medio regionale pari a circa 0,45 °C per decennio nel periodo 1981–2019 è particolarmente significativa perché risulta quasi doppia rispetto alla tendenza globale di circa 0,27 °C per decennio calcolata nello stesso intervallo. Tali valori sono stati ricavati dal dataset CRU-TS4.04 della Climatic Research Unit dell’Università dell’East Anglia, costruito interpolando le anomalie climatiche mensili provenienti da un’ampia rete di stazioni meteorologiche su una griglia terrestre con risoluzione di 0,5° di latitudine e longitudine. Se si considera invece l’intero periodo 1901–2019, la tendenza regionale e quella globale risultano entrambe vicine a 0,11 °C per decennio. Questa apparente differenza non è contraddittoria: dimostra che il riscaldamento della regione EMME si è intensificato soprattutto negli ultimi quarant’anni, mentre la tendenza secolare include decenni iniziali caratterizzati da variazioni più modeste, oscillazioni naturali e fasi nelle quali l’effetto raffreddante degli aerosol antropogenici compensava parzialmente la forzante dei gas serra. 

Il valore medio regionale non deve essere interpretato come un incremento identico in ogni località. Le tendenze osservate variano generalmente tra circa 0,1 e 0,6 °C per decennio in funzione del Paese, dell’altitudine, della distanza dal mare, della stagione considerata, della variabile analizzata e dell’intervallo temporale scelto. Stazioni costiere, altopiani anatolici, pianure urbane, deserti interni e regioni montuose rispondono in modo differente alla medesima forzante globale. Anche la selezione del dataset può produrre risultati parzialmente diversi: le osservazioni puntuali mantengono meglio le caratteristiche locali, mentre i prodotti grigliati attenuano gli estremi spaziali; le rianalisi garantiscono una maggiore continuità geografica, ma dipendono dai modelli e dai sistemi di assimilazione impiegati. Le differenze fra i singoli studi non mettono quindi in discussione il segnale generale, poiché quasi tutte le analisi convergono verso un aumento delle temperature medie, delle minime e delle massime in Egitto, Grecia, Turchia, Levante, Iraq, Iran e Penisola Arabica. 

Una parte dell’accelerazione regionale è collegata al diverso comportamento termico delle terre emerse rispetto agli oceani. I continenti possiedono una capacità termica inferiore a quella marina, dispongono di minori riserve d’acqua per l’evaporazione e possono quindi riscaldarsi più rapidamente. Nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente questo contrasto è rafforzato dall’ampia presenza di superfici aride e semiaride. Quando l’umidità del suolo diminuisce, una quota minore dell’energia disponibile viene utilizzata per l’evapotraspirazione e una frazione maggiore viene convertita in calore sensibile, aumentando la temperatura dell’aria prossima alla superficie. Il riscaldamento favorisce a sua volta l’essiccamento del terreno, instaurando una retroazione positiva fra aridità e temperatura. Questo meccanismo diventa particolarmente efficace durante l’estate, quando l’irraggiamento solare è elevato, le precipitazioni sono scarse e la circolazione subtropicale favorisce subsidenza, cieli sereni e persistenza delle masse d’aria calde.

Il fenomeno dell’“amplificazione desertica” rappresenta una manifestazione particolarmente evidente di tali processi. Cook e Vizy, analizzando osservazioni e rianalisi per il periodo 1979–2012, rilevarono che la temperatura dell’aria superficiale del Sahara era aumentata a un ritmo da due a quattro volte superiore rispetto alla media tropicale. L’amplificazione non risultava uniforme durante l’anno, ma dipendeva dalla stagione, dalla copertura nuvolosa, dai flussi radiativi e dalle modificazioni del bilancio energetico superficiale. Ricerche successive hanno confermato che le aree desertiche possono mostrare risposte termiche particolarmente intense alla forzante dei gas serra, pur sottolineando il ruolo della circolazione atmosferica, del gradiente termico verticale e dell’influenza oceanica nel determinare la distribuzione spaziale del segnale. Il concetto non implica quindi che ogni deserto si riscaldi sempre allo stesso ritmo, ma identifica una maggiore sensibilità potenziale delle superfici aride quando diminuiscono le possibilità di dissipare energia attraverso l’evaporazione. 

Alle retroazioni terra-atmosfera si aggiungono le modificazioni della circolazione su larga scala. La posizione e l’intensità dell’anticiclone subtropicale, le ondulazioni del getto, la frequenza delle depressioni mediterranee, la ventilazione etesiana e le configurazioni di blocco possono modulare fortemente la temperatura di una determinata stagione. Le oscillazioni naturali spiegano una parte della variabilità interannuale e decadale, ma non possono riprodurre da sole la persistenza e l’ampiezza del riscaldamento osservato. In un clima più caldo, le configurazioni meteorologiche che in passato producevano estati calde si sviluppano sopra una temperatura di fondo già più elevata: anche senza un cambiamento sostanziale della circolazione, la medesima massa d’aria tende pertanto a raggiungere valori superiori. Quando il riscaldamento di fondo si combina con subsidenza, suoli secchi, avvezione sahariana e prolungata assenza di nubi, la probabilità di superare soglie estreme aumenta in maniera non lineare.

La stagione estiva costituisce il periodo più sensibile. Nel Mediterraneo e nel Medio Oriente il riscaldamento estivo è spesso più intenso rispetto a quello medio annuale, contrariamente a quanto avviene in altre regioni continentali dove il massimo incremento può manifestarsi in inverno. La riduzione dell’umidità del suolo, la maggiore persistenza anticiclonica e l’elevata disponibilità di energia solare amplificano il segnale durante i mesi caldi. Le analisi modellistiche di Lelieveld et al. hanno evidenziato che il riscaldamento della regione MENA tende a raggiungere la massima intensità proprio in estate, mentre gli studi CMIP5 e CMIP6 confermano che il Mediterraneo rappresenta un hotspot nel quale temperature elevate e progressiva aridificazione possono rafforzarsi reciprocamente. Le proiezioni presentano una dispersione legata agli scenari emissivi, ma concordano sul fatto che il riscaldamento estivo sarà superiore a quello medio annuo, soprattutto nelle aree continentali interne. 

Il mutamento climatico non riguarda soltanto la media stagionale, ma l’intera distribuzione delle temperature. Un aumento della media sposta la distribuzione verso valori più elevati, rendendo più frequenti condizioni che in passato occupavano la parte estrema della curva. Se alla traslazione della media si associa anche un cambiamento della variabilità o della persistenza meteorologica, gli estremi possono aumentare più rapidamente della temperatura media. Per questa ragione, il riscaldamento di pochi decimi di grado per decennio può tradursi in un incremento molto più consistente della frequenza dei giorni eccezionalmente caldi, delle notti tropicali e delle ondate di calore prolungate. Gli indicatori basati sulle temperature massime e minime mostrano generalmente un aumento dei giorni caldi e una diminuzione di quelli freddi, mentre in numerose località le temperature minime notturne crescono altrettanto rapidamente, o persino più rapidamente, delle massime diurne. L’assenza di raffrescamento notturno è particolarmente rilevante per la salute, poiché riduce la capacità fisiologica di recuperare dall’esposizione diurna.

Lo studio globale di Perkins-Kirkpatrick e Lewis ha mostrato che, dalla metà del XX secolo, le ondate di calore sono aumentate in frequenza, durata e intensità nella maggior parte delle regioni analizzate. Per il Medio Oriente risulta particolarmente pronunciato l’incremento del “calore cumulativo”, una metrica che combina il numero totale dei giorni interessati, la frequenza degli eventi e l’intensità media delle anomalie. La tendenza riportata raggiunge circa il 50% per decennio, collocandosi fra le più elevate al mondo. Ciò significa che il cambiamento non consiste soltanto in picchi termici più alti: le popolazioni sono esposte a un numero crescente di giornate calde, inserite in episodi più lunghi e spesso ripetuti all’interno della stessa stagione. Un’ondata moderatamente intensa ma molto persistente può produrre conseguenze sanitarie, agricole ed energetiche superiori a quelle di un picco più elevato ma di breve durata. 

La frequenza e la durata degli episodi sono influenzate anche dall’urbanizzazione, particolarmente rapida in molte città della regione. Asfalto, cemento e superfici impermeabili assorbono energia durante il giorno e la rilasciano lentamente durante la notte, mentre la scarsità di vegetazione limita il raffrescamento evaporativo. Il calore prodotto dai trasporti, dagli edifici e dai sistemi di condizionamento contribuisce ulteriormente all’isola di calore urbana. Questo effetto non è la causa del riscaldamento regionale osservato su vasta scala, ma può amplificare localmente le temperature minime e l’esposizione umana, soprattutto nei quartieri densamente edificati. La crescita urbana modifica inoltre la rappresentatività di alcune stazioni, rendendo indispensabili procedure di omogeneizzazione capaci di distinguere i cambiamenti climatici reali dalle discontinuità strumentali, dagli spostamenti dei sensori e dalle trasformazioni del territorio circostante.

Gli eventi record verificatisi negli ultimi anni costituiscono manifestazioni locali di questa nuova distribuzione termica, ma devono essere interpretati con rigore metrologico. Il valore di 48,8 °C misurato l’11 agosto 2021 in Sicilia è stato ufficialmente convalidato nel 2024 dall’Organizzazione meteorologica mondiale come record di temperatura dell’aria per l’Europa continentale. La verifica ha richiesto l’esame dello strumento, della schermatura, del sito, dei dati circostanti e delle condizioni meteorologiche, mostrando perché un valore estremo non possa essere considerato record sulla base della sola comunicazione iniziale. Analogamente, per Mitribah, in Kuwait, la valutazione WMO ha stabilito un massimo di 53,9 ± 0,1 °C il 21 luglio 2016, frequentemente arrotondato a 54 °C. Questi valori appartengono alla temperatura dell’aria misurata secondo criteri meteorologici e possono quindi essere confrontati con le serie climatiche ufficiali. 

È invece necessario distinguere nettamente la temperatura dell’aria dalla temperatura radiometrica della superficie terrestre. Gli oltre 60 °C frequentemente osservati nei deserti arabici e iraniani e il valore massimo satellitare di 80,8 °C rilevato nel deserto di Lut nel 2018 riguardano la cosiddetta land surface temperature, ossia la temperatura della “pelle” del suolo vista dal sensore satellitare. Una superficie rocciosa o sabbiosa scura, asciutta e direttamente esposta al Sole può diventare molto più calda dell’aria misurata a circa due metri d’altezza all’interno di uno schermo ventilato. Il valore di 80,8 °C non rappresenta quindi un record meteorologico dell’aria, ma un estremo della temperatura superficiale, scientificamente importante per studiare bilancio energetico, stress degli ecosistemi e condizioni dei deserti. Confondere le due grandezze conduce a confronti impropri e a una sovrastima del calore direttamente sperimentato dall’atmosfera e dall’organismo umano. 

Il riscaldamento interessa anche i mari regionali. Il Mediterraneo orientale, il Mar Rosso e il Golfo Persico accumulano una quantità crescente di calore, con episodi di temperatura superficiale marina eccezionalmente elevata. Nel Golfo, la ridotta profondità, il limitato ricambio con l’oceano aperto, l’intensa radiazione solare e le temperature atmosferiche estreme possono portare le acque costiere a valori prossimi o superiori a 35 °C; nella baia del Kuwait sono stati riportati 37,6 °C nel luglio 2020. Il riscaldamento marino può aumentare il contenuto di vapore dell’atmosfera, accentuare lo stress termico nelle aree costiere e ridurre il raffrescamento notturno. Poiché il corpo umano dissipa calore soprattutto attraverso l’evaporazione del sudore, l’associazione tra temperature elevate e forte umidità può risultare più pericolosa di un valore termometrico superiore registrato in aria molto secca. Inoltre, le acque eccezionalmente calde esercitano pressioni sugli ecosistemi marini, favorendo sbiancamento dei coralli, mortalità di organismi e alterazioni della distribuzione delle specie.

Parallelamente all’aumento degli estremi caldi, si osserva una diminuzione della frequenza e della durata degli estremi freddi. Il numero dei giorni di gelo, delle notti fredde e degli episodi di freddo persistente tende a ridursi in molte aree, mentre le soglie minime vengono superate meno frequentemente. Il segnale risulta tuttavia meno uniforme e statisticamente meno pronunciato di quello relativo al caldo, perché gli episodi freddi dipendono fortemente dalla variabilità della circolazione e possono ancora verificarsi durante improvvise irruzioni continentali. Il riscaldamento globale non elimina quindi singole ondate di freddo, ma modifica la loro probabilità di fondo, rendendole mediamente meno frequenti e meno persistenti. La possibile sopravvivenza di eventi locali intensi non contraddice la tendenza climatica, così come una singola giornata fresca non annulla l’aumento pluridecadale delle temperature.

Il confronto fra i diversi indicatori mostra che la temperatura media annuale, pur essendo fondamentale, non descrive interamente la trasformazione climatica della regione EMME. Per valutare gli impatti è necessario considerare temperature massime e minime, durata delle stagioni calde, numero di notti tropicali, persistenza delle ondate, umidità atmosferica, temperatura marina e capacità del territorio di dissipare il calore. Una città costiera può registrare massime inferiori rispetto a una località desertica interna, ma sperimentare un rischio sanitario maggiore a causa dell’umidità elevata e delle notti molto calde. Analogamente, un’area agricola può essere danneggiata non dal record assoluto, ma dalla successione di giornate sopra le soglie fisiologiche delle colture, dall’aumento dell’evapotraspirazione e dalla maggiore domanda irrigua.

Le osservazioni più recenti confermano che il segnale descritto per il periodo 1981–2019 non si è interrotto. Il primo rapporto dell’Organizzazione meteorologica mondiale sullo stato del clima nella regione araba, pubblicato nel dicembre 2025, ha identificato il 2024 come l’anno più caldo mai registrato nell’area, con una temperatura media superiore di 1,08 °C rispetto al periodo 1991–2020. Lo stesso rapporto indica che il ritmo di riscaldamento regionale negli ultimi decenni è stato prossimo al doppio della media globale e che le ondate di calore sono diventate più lunghe, soprattutto nell’Africa settentrionale e nel Vicino Oriente. Questo aggiornamento amplia temporalmente le conclusioni di Zittis et al. e mostra che l’accelerazione rilevata alla fine del XX e all’inizio del XXI secolo rappresenta una tendenza ancora in corso, non un’anomalia limitata al periodo analizzato nello studio originario. 

Nel complesso, la regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente sta sperimentando un cambiamento termico più rapido rispetto a molte altre aree abitate. La forzante dei gas serra fornisce il segnale di fondo, mentre aridità, retroazioni del suolo, circolazione atmosferica, contrasto terra-mare e urbanizzazione ne modulano l’espressione locale. L’incremento medio di circa 0,45 °C per decennio osservato tra il 1981 e il 2019 è accompagnato da estati che si riscaldano più rapidamente, ondate di calore più frequenti e persistenti, notti meno capaci di offrire sollievo e una progressiva riduzione degli estremi freddi. I record superiori a 50 °C rappresentano la manifestazione più spettacolare del fenomeno, ma il cambiamento climaticamente più rilevante consiste nell’accumulo crescente di calore durante intere stagioni. È questa trasformazione della normalità termica, più ancora del singolo primato, a determinare le conseguenze maggiori per salute pubblica, risorse idriche, agricoltura, ecosistemi, domanda energetica e vivibilità degli ambienti urbani.

Figura 5. Variabilità idroclimatica nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente durante gli ultimi 2.000 anni

La figura 5 riunisce alcune delle principali registrazioni paleoclimatiche utilizzate per ricostruire l’evoluzione dell’idroclima nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente durante gli ultimi due millenni. Il grafico comprende archivi provenienti dall’Iran nord-occidentale, dall’Anatolia centrale e meridionale, dal Peloponneso, dal Levante e dall’Iraq settentrionale, offrendo una visione comparativa delle variazioni della disponibilità idrica, dell’aridità, della stagionalità delle precipitazioni e dell’attività eolica. Le curve non rappresentano misurazioni strumentali dirette, ma segnali indiretti conservati nei sedimenti di laghi e lagune e nei depositi carbonatici delle grotte. La figura, aggiornata nell’ambito della valutazione climatica regionale di Zittis et al., combina dati originariamente sintetizzati da Luterbacher e Xoplaki e da successive ricostruzioni dedicate alla variabilità climatica del Mediterraneo orientale. Il suo principale valore scientifico consiste nella possibilità di osservare contemporaneamente le analogie e le divergenze fra archivi geograficamente lontani, evitando di descrivere l’intera regione attraverso una singola sequenza locale. 

L’asse orizzontale copre approssimativamente gli anni compresi fra l’inizio dell’Era comune e il XX secolo. Le fasce colorate individuano tre intervalli climatici convenzionali: il Periodo caldo romano nei primi due secoli, l’Anomalia climatica medievale approssimativamente fra il IX e il XIII secolo e la Piccola era glaciale fra il XIV e la metà del XIX secolo. Queste denominazioni devono essere interpretate come riferimenti cronologici generali, non come periodi nei quali tutto il Mediterraneo orientale avrebbe sperimentato condizioni uniformemente calde, fredde, umide o aride. Gli studi multiproxy mostrano infatti una marcata eterogeneità spaziale: la stessa fase può risultare umida in Anatolia centrale, secca nel Peloponneso e intermedia nel Levante, oppure produrre risposte differenti fra aree costiere e regioni continentali. La figura non è quindi costruita per dimostrare l’esistenza di tre stati climatici omogenei, ma per verificare come tali intervalli si manifestino in differenti archivi regionali. 

Un elemento essenziale per interpretare correttamente il grafico è rappresentato dalle scale verticali. Le sette curve non utilizzano la stessa unità di misura e numerosi assi sono invertiti, in modo che le condizioni generalmente associate a una maggiore disponibilità idrica tendano a comparire verso la parte superiore e quelle relativamente più aride verso il basso. Questo accorgimento grafico facilita il confronto visivo, ma non rende i proxy direttamente equivalenti. Una variazione di mille conteggi di titanio nel lago Neor, per esempio, non può essere confrontata quantitativamente con uno spostamento di un millesimo nel δ¹⁸O del lago Nar o con una variazione del δ¹³C di una stalagmite. È possibile confrontare soprattutto la cronologia, la direzione e la persistenza delle oscillazioni, non la loro ampiezza numerica assoluta. Inoltre, ciascun archivio risponde a una combinazione specifica di precipitazioni, evaporazione, temperatura, vegetazione, erosione, provenienza delle masse d’aria e processi interni al bacino o alla grotta. 

La curva superiore proviene dal lago Neor, nell’Iran nord-occidentale, e rappresenta la concentrazione di titanio misurata mediante conteggi al secondo. In questo archivio il titanio è utilizzato soprattutto come indicatore dell’apporto di materiale minerale eolico alla torbiera periferica del lago. Durante periodi aridi, la diminuzione dell’umidità del suolo e della copertura vegetale può favorire l’erosione e il trasporto atmosferico delle particelle, aumentando il contributo detritico. L’asse del Ti è invertito: i valori più bassi sono collocati in alto, mentre quelli più elevati, associati in questo contesto a un maggiore apporto di polvere, scendono verso la parte inferiore del grafico. Le profonde escursioni della curva indicano quindi episodi durante i quali l’attività eolica aumentò notevolmente. Il record non misura direttamente la quantità di pioggia, ma registra una risposta ambientale alla combinazione fra aridità superficiale, disponibilità di sedimenti e intensità del vento. La sequenza di Neor mostra oscillazioni multidecadali molto pronunciate e suggerisce che le condizioni polverose non furono confinate a un singolo periodo climatico, ma ricorsero ripetutamente durante gli ultimi due millenni. 

L’interpretazione del titanio deve comunque rimanere specifica del sito. In alcuni bacini lacustri, concentrazioni elevate di Ti possono riflettere una maggiore erosione fluviale durante periodi piovosi, mentre a Neor il segnale è stato messo in relazione soprattutto con l’apporto eolico durante fasi secche. Ciò dipende dalla provenienza del materiale, dalla morfologia del bacino e dai meccanismi dominanti di trasporto. La figura 5 ricorda quindi che non esiste un significato paleoclimatico universale per un determinato elemento chimico: il proxy acquisisce valore soltanto dopo che il funzionamento del bacino è stato ricostruito attraverso granulometria, geochimica, materia organica e confronto con altri indicatori. Il marcato minimo grafico osservabile nel settore più recente di Neor corrisponde a un forte aumento dei conteggi di titanio e documenta una delle ultime importanti fasi di deposizione atmosferica di polvere, attribuita dagli autori agli eventi verificatisi ancora nel corso del XX secolo. 

La seconda curva, relativa al lago Nar nell’Anatolia centrale, rappresenta il δ¹⁸O dei carbonati lacustri. Nar è un lago craterico chiuso, nel quale la composizione isotopica dell’acqua risponde in misura rilevante al bilancio fra precipitazione ed evaporazione. In termini generali, un’elevata evaporazione tende ad arricchire l’acqua nell’isotopo pesante dell’ossigeno, producendo valori di δ¹⁸O più elevati, mentre un maggiore apporto di acqua meteorica può determinare valori più negativi. Nel grafico l’asse è invertito, con i valori più negativi collocati verso l’alto; una risalita della curva viene quindi letta prevalentemente come segnale di un bilancio idrico più favorevole. Tuttavia, le ricerche sul lago Nar hanno mostrato che il δ¹⁸O non registra soltanto la quantità totale delle precipitazioni. Il segnale dipende anche dalla loro stagionalità, dalla fusione nivale e dal periodo dell’anno nel quale si formano i carbonati. 

Il confronto fra gli isotopi dei carbonati e quelli della silice delle diatomee ha dimostrato, per esempio, che fra il 301 e il 561 d.C. il lago Nar sperimentò condizioni estive compatibili con una forte siccità, ma contemporaneamente ricevette un consistente apporto primaverile di acqua derivante dalla fusione della neve. Condizioni con maggiore contributo nivale sono state ricostruite anche fra il 561 e l’801, fra il 921 e il 1071 e nella parte finale della Piccola era glaciale. Il record di Nar non può quindi essere ridotto a una semplice curva “più pioggia–meno pioggia”: esso contiene informazioni sulla distribuzione stagionale delle risorse idriche. Una medesima quantità annuale di precipitazione può produrre effetti differenti se cade prevalentemente come neve invernale, come pioggia primaverile oppure durante episodi estivi. Questo spiega perché il comportamento di Nar possa divergere da quello di grotte e lagune sensibili soprattutto alle precipitazioni della stagione fredda. 

Nei primi secoli dell’Era comune, la curva di Nar mostra valori relativamente meno negativi e quindi un bilancio idrico non particolarmente favorevole. Intorno al IV secolo si osserva però un brusco spostamento verso l’alto, seguito da condizioni isotopiche fortemente negative e da oscillazioni successive. Tale cambiamento non deve essere interpretato esclusivamente come un improvviso aumento delle precipitazioni annuali, poiché la ricostruzione stagionale suggerisce un ruolo importante degli inverni rigidi e della fusione nivale. Fra il VI e l’VIII secolo il sistema evolve nuovamente, mentre durante l’Anomalia climatica medievale si alternano fasi differenti, senza una condizione costantemente umida. La serie conserva valori relativamente favorevoli anche in alcune parti del periodo moderno, distinguendosi da archivi che mostrano invece una tendenza più netta all’inaridimento. Il comportamento peculiare del lago evidenzia il ruolo dell’altitudine, della neve e della continentalità anatolica. 

La terza curva proviene dalla laguna di Gialova, nel Peloponneso sud-occidentale, e rappresenta la prima componente principale, PC1, ricavata dall’analisi statistica dei dati di fluorescenza a raggi X. La PC1 non corrisponde a una singola sostanza, ma sintetizza il comportamento congiunto di più elementi chimici presenti nei sedimenti. Lo studio di Gialova ha integrato dati XRF, distribuzione degli n-alcani, isotopi del carbonio e dell’idrogeno e proprietà della materia organica, ottenendo una ricostruzione multiproxy degli ultimi 3.600 anni. Questa combinazione consente di distinguere, almeno in parte, i cambiamenti dell’apporto continentale, della salinità, della vegetazione acquatica, della temperatura e della disponibilità idrica. Il segnale PC1 riportato nella figura riassume quindi la risposta complessa di un ecosistema costiero poco profondo, nel quale interagiscono processi terrestri e marini. 

La curva di Gialova presenta una risoluzione più bassa e un andamento più regolare rispetto alle serie speleotemiche. Nei primi secoli scende verso valori relativamente ridotti, raggiungendo un minimo intorno alla parte centrale del primo millennio. Successivamente mostra una marcata risalita fra il VII e il IX secolo, con valori elevati all’inizio dell’Anomalia climatica medievale, seguiti da un progressivo ritorno verso condizioni intermedie. Durante la Piccola era glaciale il segnale appare relativamente stabile, pur con oscillazioni. Le ricostruzioni multiproxy di Gialova indicano che alcune fasi fredde o umide favorirono l’espansione della vegetazione acquatica, mentre nei primi secoli dell’Era comune e in altri intervalli furono individuate condizioni relativamente più aride. Tuttavia, essendo una laguna costiera, Gialova può rispondere anche alle modificazioni dell’idrodinamica, della salinità e dell’apporto sedimentario, e non soltanto alla precipitazione regionale. 

Le due curve successive, Uzuntarla e Kocain, derivano da stalagmiti di grotte turche e mostrano le variazioni del δ¹³C. Il carbonio isotopico degli speleotemi è influenzato dalla quantità e dal tipo di vegetazione sopra la grotta, dall’attività microbica del suolo, dall’umidità, dalla velocità d’infiltrazione e dai processi di precipitazione della calcite lungo il percorso sotterraneo dell’acqua. In numerosi ambienti mediterranei, valori più negativi possono essere associati a suoli più attivi e condizioni relativamente umide, mentre valori meno negativi possono accompagnare una riduzione della copertura vegetale o una maggiore aridità. Questa relazione non è però automatica, perché la precipitazione preventiva della calcite e altri processi carsici possono alterare significativamente il δ¹³C anche senza un cambiamento proporzionale delle precipitazioni. 

Uzuntarla mostra oscillazioni frequenti durante l’intera serie, suggerendo una marcata variabilità su scala pluridecadale. I primi secoli non risultano perfettamente stabili e sono seguiti da fasi alternate durante la parte centrale del primo millennio. All’inizio dell’Anomalia climatica medievale la curva si colloca prevalentemente su valori più negativi, compatibili con condizioni relativamente favorevoli all’umidità e all’attività del suolo. Fra XI e XII secolo si osserva invece un importante cambiamento verso valori meno negativi, interpretabile come una fase di riduzione dell’umidità effettiva. Durante la Piccola era glaciale permane una forte variabilità, con alternanza di intervalli più umidi e più secchi. Il record non sostiene quindi l’esistenza di una Piccola era glaciale uniformemente piovosa, ma documenta una sequenza di oscillazioni rapide e non sempre concordanti con gli altri siti.

La registrazione di Kocain, proveniente dalla Turchia sud-occidentale, è particolarmente importante perché il relativo studio multiproxy ha evidenziato una risposta climatica diversa rispetto a numerosi archivi dell’interno anatolico. Kocain registra un periodo umido fra circa il 330 e il 460 d.C., seguito da un rapido passaggio a condizioni secche protrattesi fra il 460 e l’830. Per il periodo medievale e la Piccola era glaciale emerge invece una configurazione prevalentemente secca durante l’Anomalia climatica medievale e più umida durante la Piccola era glaciale. Gli autori hanno sottolineato che il record di Kocain presenta maggiori somiglianze con alcuni archivi costieri del Mediterraneo orientale che con altre serie turche, fornendo una chiara dimostrazione dell’eterogeneità climatica regionale. Le differenze possono dipendere dalla posizione rispetto alle traiettorie cicloniche, dalle sorgenti dell’umidità e dal diverso peso delle precipitazioni invernali. 

Il confronto fra Uzuntarla e Kocain mostra perché persino due speleotemi situati nello stesso Paese non debbano essere considerati repliche perfette. La Turchia occupa una zona di transizione fra Mediterraneo, Mar Nero, altopiani continentali e Medio Oriente. La regione sud-occidentale può ricevere precipitazioni dalle depressioni mediterranee, mentre le aree settentrionali e interne risentono maggiormente di altre traiettorie e della continentalità. Le grotte possiedono inoltre differenti profondità, coperture vegetali, sistemi di fratture e tempi di trasferimento dell’acqua. Le discrepanze fra le curve possono quindi derivare sia da autentici contrasti climatici sia dalla diversa risposta dei sistemi carsici. La loro presenza non indebolisce necessariamente la ricostruzione; al contrario, consente di riconoscere una variabilità spaziale che andrebbe perduta utilizzando un solo archivio. 

La curva di Soreq deriva da una delle grotte paleoclimatiche più studiate del Levante, situata in Israele. Anche in questo caso viene mostrato il δ¹³C, ma la risoluzione appare inferiore rispetto alle serie di Uzuntarla e Kocain. Gli speleotemi di Soreq hanno fornito registrazioni estese della variabilità climatica del Mediterraneo orientale e sono stati calibrati attraverso lo studio del sistema moderno acqua-suolo-carbonato. I risultati hanno dimostrato che il segnale isotopico è legato alle precipitazioni e alle condizioni ambientali regionali, ma anche alla sorgente dell’umidità e ai processi interni alla grotta. La posizione di Soreq nel Levante meridionale rende il sito sensibile soprattutto alle perturbazioni della stagione fresca provenienti dal Mediterraneo. 

La serie di Soreq mostra oscillazioni relativamente ampie ma smussate. Durante i primi secoli compaiono variazioni compatibili con l’alternanza di condizioni più e meno favorevoli all’umidità, mentre nel periodo medievale il segnale non coincide perfettamente con quello anatolico. Durante la Piccola era glaciale si osservano sia intervalli relativamente umidi sia brusche escursioni verso condizioni meno favorevoli. La curva conferma pertanto che l’idroclima del Levante non seguì passivamente l’evoluzione della temperatura emisferica. Una fase mediamente più fredda poteva modificare la posizione delle depressioni mediterranee e aumentare le precipitazioni in alcuni decenni, ma poteva anche essere accompagnata da periodi siccitosi qualora le traiettorie perturbate si spostassero verso nord o verso ovest.

La curva inferiore proviene dalla grotta di Kuna Ba, nell’Iraq settentrionale, e rappresenta il δ¹⁸O di una stalagmite. La registrazione è stata utilizzata per ricostruire la variabilità dell’umidità effettiva nella Mesopotamia settentrionale, una regione di grande rilevanza storica e archeologica. In questo sito valori più negativi sono generalmente associati a condizioni relativamente umide, mentre valori più positivi indicano una riduzione dell’apporto idrico. Anche l’asse di Kuna Ba è invertito, cosicché una risalita visiva corrisponde a valori isotopici più negativi. Lo studio originario ha mostrato che la grotta conserva una sequenza di fasi umide e siccità pluridecadali, alcune delle quali coincidenti con importanti trasformazioni delle società mesopotamiche. 

Il record di Kuna Ba presenta una progressiva risalita durante parte del primo millennio, indicando condizioni relativamente favorevoli rispetto all’inizio dell’Era comune. Intorno al periodo medievale si osservano oscillazioni marcate, seguite da un evidente spostamento verso valori più positivi tra XII e XIII secolo, compatibile con un inaridimento. Durante la Piccola era glaciale la curva rimane fortemente variabile, mentre nel settore più recente tende nuovamente verso valori associati a una minore umidità effettiva. La serie di Kuna Ba è stata inoltre impiegata per analizzare il rapporto fra clima e sviluppo dell’Impero neo-assiro in un periodo precedente a quello maggiormente evidenziato nella figura. Gli autori hanno riconosciuto una fase eccezionalmente umida durata circa due secoli e successive siccità persistenti, interpretando il clima non come causa unica delle trasformazioni politiche, ma come fattore capace di aggravare vulnerabilità economiche e sociali. 

Considerando il Periodo caldo romano, la figura non mostra una perfetta convergenza fra tutti gli archivi. Alcune curve suggeriscono condizioni relativamente stabili o favorevoli, mentre altre mostrano tendenze verso una maggiore aridità. L’espressione “caldo romano” si riferisce soprattutto a una tendenza termica riconosciuta in varie ricostruzioni dell’emisfero settentrionale e del Mediterraneo, ma non implica automaticamente un bilancio idrico positivo. Temperatura e precipitazione possono infatti evolvere in modo parzialmente indipendente. Un clima relativamente caldo può essere umido quando le traiettorie cicloniche rimangono favorevoli, oppure secco quando il riscaldamento si accompagna a una minore frequenza delle perturbazioni e a una maggiore evaporazione. La figura mostra quindi che persino nei primi due secoli dell’Era comune il Mediterraneo orientale era caratterizzato da differenze regionali significative. 

Durante i secoli centrali del primo millennio emerge una delle principali divergenze del grafico. Nar registra un importante cambiamento idrologico, influenzato dalla neve e dalla stagionalità, mentre Kocain identifica una fase umida fra il IV e la metà del V secolo seguita da un prolungato periodo secco. Gialova si sposta gradualmente verso valori ridotti, mentre Neor mostra importanti episodi di trasporto eolico. Queste differenze possono riflettere una riorganizzazione delle traiettorie delle perturbazioni fra Mediterraneo, Anatolia e Mesopotamia. Possono inoltre essere accentuate dalle incertezze cronologiche: le sequenze sedimentarie datate al radiocarbonio possono avere margini di diversi decenni, mentre gli speleotemi datati con uranio-torio possiedono spesso una precisione maggiore. Due eventi realmente contemporanei possono quindi apparire leggermente sfalsati nel grafico. 

L’Anomalia climatica medievale mostra una relativa convergenza verso condizioni inizialmente favorevoli in alcuni archivi, ma tale segnale non è universale. Uzuntarla e Kuna Ba presentano fasi compatibili con maggiore umidità effettiva, mentre Gialova raggiunge valori elevati all’inizio dell’intervallo. Nar mostra una dinamica più complessa, condizionata dalla stagionalità, e Kocain indica un quadro prevalentemente più secco. Verso il XII secolo numerose serie mostrano transizioni rapide e un aumento dell’aridità, ma il momento e l’intensità del cambiamento variano da un sito all’altro. La figura smentisce pertanto l’immagine dell’Anomalia medievale come un periodo costantemente caldo e favorevole per tutto il Mediterraneo orientale. Si trattò piuttosto di un intervallo pluricentenario nel quale si alternarono fasi umide, siccità e riorganizzazioni regionali della circolazione atmosferica. 

La Piccola era glaciale, evidenziata dalla fascia azzurra, appare caratterizzata soprattutto da una notevole variabilità multidecadale. Kocain registra condizioni mediamente più umide rispetto all’Anomalia medievale, mentre Gialova presenta un andamento relativamente stabile e Nar conserva oscillazioni legate anche alla componente nivale. Uzuntarla, Soreq e Kuna Ba alternano invece rapidamente fasi differenti. Neor mostra diversi episodi di forte apporto eolico, dimostrando che un periodo mediamente più freddo non era necessariamente privo di siccità e tempeste di polvere. La denominazione “Piccola era glaciale” descrive quindi prevalentemente un raffreddamento su scala emisferica, ma non definisce in modo univoco le precipitazioni del Mediterraneo orientale. La risposta idrologica dipendeva dalla posizione dei venti occidentali, dalla traiettoria delle depressioni e dalla distribuzione stagionale delle piogge. 

Una parte dell’eterogeneità può essere ricondotta ai grandi modi della circolazione atmosferica. Le variazioni dell’Oscillazione Nord Atlantica possono modificare la posizione delle perturbazioni mediterranee, mentre le interazioni con la circolazione asiatica e con il monsone indiano possono influire sulle regioni più orientali. Anche le temperature superficiali del Mediterraneo, la posizione del getto subtropicale, l’intensità dell’anticiclone arabico e le irruzioni continentali contribuiscono alla distribuzione delle precipitazioni. Non è tuttavia possibile associare meccanicamente ogni oscillazione della figura a una singola teleconnessione. Le relazioni fra gli indici atmosferici e l’idroclima regionale possono cambiare nel tempo, e il segnale registrato da un archivio dipende dalla stagione alla quale esso è maggiormente sensibile. 

La diversa risoluzione temporale rappresenta un’altra chiave interpretativa. Le curve di Uzuntarla, Kocain e Kuna Ba presentano numerose oscillazioni rapide, mentre Gialova e Soreq appaiono più smussate. Ciò non significa necessariamente che le prime regioni fossero climaticamente più variabili. Uno speleotema a crescita relativamente rapida può conservare cambiamenti di pochi anni o decenni; un sedimento lagunare campionato a intervalli più ampi integra invece il segnale di periodi più lunghi. Gli episodi brevi vengono così attenuati o scompaiono completamente. Anche i processi biologici e chimici possono filtrare il segnale: la materia organica di una laguna può rispondere lentamente a un cambiamento, mentre la composizione isotopica di una nuova lamina calcitica può reagire più rapidamente alla variazione delle acque d’infiltrazione. 

La figura sottolinea inoltre la necessità di non attribuire automaticamente alle oscillazioni climatiche conseguenze sociali dirette. I periodi indicati comprendono l’Impero romano, la società bizantina, gli Stati medievali e le civiltà mesopotamiche, ma una correlazione cronologica fra siccità e trasformazione politica non dimostra un rapporto causale semplice. Gli effetti di una crisi idrica dipendono dall’agricoltura, dall’irrigazione, dalle reti commerciali, dalla distribuzione delle risorse, dalla stabilità politica e dalla capacità di adattamento. Lo studio di Kuna Ba, per esempio, considera le siccità un fattore di pressione che può aver aggravato difficoltà già esistenti, non una spiegazione esclusiva del declino neo-assiro. Analogamente, condizioni relativamente umide non garantiscono automaticamente prosperità, poiché precipitazioni eccessive, alluvioni o cambiamenti stagionali possono danneggiare raccolti e infrastrutture. 

Nel complesso, la figura 5 documenta una variabilità idroclimatica intensa e persistente, espressa su scale pluridecadali e secolari. Non emerge una successione semplice da un Periodo romano caldo e umido a un Medioevo uniformemente favorevole e infine a una Piccola era glaciale fredda e piovosa. Emerge invece un mosaico nel quale i periodi relativamente umidi o secchi si spostano nello spazio, iniziano e terminano in momenti differenti e vengono registrati attraverso processi naturali diversi. Quando più curve mostrano variazioni concordanti, aumenta la probabilità che si tratti di una riorganizzazione climatica su vasta scala; quando divergono, occorre considerare la reale eterogeneità geografica, la stagionalità, il funzionamento del proxy e le incertezze cronologiche.

Il principale insegnamento scientifico della figura consiste pertanto nella necessità di adottare un approccio multiproxy. Neor informa sull’attività eolica e sulla disponibilità di polvere; Nar sul bilancio idrico e sulla stagionalità delle precipitazioni; Gialova sull’evoluzione di un sistema lagunare costiero; Uzuntarla, Kocain e Soreq sulle condizioni del suolo, della vegetazione e dell’infiltrazione carsica; Kuna Ba sull’umidità effettiva della Mesopotamia settentrionale. Nessuna di queste curve, isolatamente, può rappresentare l’intera regione. La loro integrazione consente però di ricostruire la complessa dinamica del Mediterraneo orientale, un’area di transizione nella quale influenze atlantiche, mediterranee, continentali e monsoniche hanno interagito per almeno due millenni. 

Il confronto con il clima contemporaneo richiede infine un’ulteriore cautela. La figura dimostra che siccità pluridecadali e oscillazioni pronunciate esistevano anche prima della crescita industriale delle emissioni di gas serra, ma ciò non significa che il riscaldamento moderno costituisca una semplice ripetizione di fasi romane o medievali. I proxy della figura descrivono prevalentemente l’idroclima, mentre il cambiamento attuale è caratterizzato da un aumento termico rapido e geograficamente esteso, capace di intensificare l’evaporazione e lo stress idrico anche in assenza di una riduzione proporzionale delle precipitazioni. Le ricostruzioni degli ultimi duemila anni forniscono quindi il contesto della variabilità naturale, mentre le osservazioni moderne permettono di identificare la crescente sovrapposizione della forzante antropica. La figura 5 non ridimensiona il cambiamento climatico contemporaneo: mostra, piuttosto, come il riscaldamento attuale stia agendo su una regione già naturalmente esposta a forti oscillazioni idrologiche e a marcati contrasti geografici.

Figura 6. Accelerazione del riscaldamento nel Mediterraneo orientale e in Medio Oriente rispetto alla media globale e alle altre regioni continentali

La figura 6 offre una rappresentazione sintetica ma particolarmente significativa dell’evoluzione termica osservata dal 1901 al 2019 nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, indicata con l’acronimo EMME. Il grafico non riporta temperature assolute, bensì anomalie della temperatura media annuale rispetto al trentennio climatologico 1961–1990. La linea orizzontale tratteggiata corrisponde quindi alla media di quel periodo: i valori positivi identificano anni più caldi rispetto al riferimento, mentre quelli negativi indicano anni relativamente più freddi. La scelta del periodo di riferimento modifica la posizione dello zero, ma non altera l’ampiezza delle variazioni da un anno all’altro né il valore della tendenza lineare. Le curve sottili rappresentano le anomalie annuali, mentre quelle spesse sono spline cubiche di livellamento, introdotte per filtrare la variabilità interannuale e mettere in evidenza l’evoluzione pluridecadale. La spline non deve essere interpretata come una previsione o come una relazione causale: è uno strumento descrittivo che permette di distinguere più chiaramente il segnale climatico di lungo periodo dalle oscillazioni meteorologiche annuali. La figura deriva dall’analisi di Zittis et al. e utilizza le osservazioni terrestri grigliate CRU-TS4.04 della Climatic Research Unit dell’Università dell’East Anglia. 

Il dataset CRU TS è costruito mediante l’interpolazione delle anomalie mensili provenienti da reti di stazioni meteorologiche su una griglia di 0,5° per 0,5° che copre le terre emerse, con l’esclusione dell’Antartide. Questa precisazione è importante perché la curva denominata “globale” nella figura rappresenta essenzialmente una media delle superfici continentali considerate dal prodotto CRU, non una media combinata fra terre e oceani analoga a quella utilizzata nei principali indicatori della temperatura globale. Le terre emerse si riscaldano generalmente più rapidamente degli oceani a causa della minore capacità termica, della ridotta disponibilità di acqua per l’evaporazione e delle differenti risposte del bilancio energetico superficiale. Il confronto della figura rimane pienamente valido all’interno del medesimo dataset, poiché tutte le regioni sono calcolate con criteri coerenti; tuttavia, i valori non devono essere sovrapposti senza cautela alle serie globali terra-oceano prodotte da altri centri climatologici. Anche la qualità spaziale dell’informazione varia in funzione della densità delle stazioni, generalmente maggiore in Europa e più discontinua in alcune zone desertiche, montuose o politicamente instabili del Medio Oriente e dell’Africa settentrionale. 

Il pannello sinistro confronta la regione EMME con la media globale delle terre emerse. All’inizio del XX secolo entrambe le serie si collocano prevalentemente al di sotto della media 1961–1990. Segue un primo riscaldamento fra gli anni Dieci e Quaranta, quindi una fase centrale del secolo caratterizzata da oscillazioni e da una tendenza relativamente debole. Il cambiamento più evidente si manifesta dopo gli anni Settanta e soprattutto dall’inizio degli anni Ottanta, quando le due curve iniziano a crescere rapidamente. La traiettoria della regione EMME diventa progressivamente più ripida di quella globale e, negli ultimi decenni della serie, la linea arancione si porta nettamente al di sopra di quella nera. Alla fine del periodo considerato, l’anomalia regionale smussata raggiunge approssimativamente 1,4–1,5 °C rispetto al trentennio 1961–1990, mentre quella globale terrestre rimane più vicina a 1 °C. Il messaggio centrale non consiste semplicemente nel fatto che la regione si sia riscaldata, ma nella forte accelerazione del riscaldamento regionale durante la parte più recente della serie. 

La dipendenza della tendenza dall’intervallo temporale è uno degli aspetti più istruttivi della figura. Nel periodo completo 1901–2019 il riscaldamento medio risulta pari a circa 0,11 °C per decennio nella regione EMME e a circa 0,10 °C per decennio nella media globale riportata nel grafico. Le due tendenze secolari sono quindi molto simili. Considerando invece soltanto il periodo 1981–2019, il valore regionale sale a 0,45 °C per decennio, mentre quello globale è pari a 0,27 °C per decennio. In questo intervallo recente, la regione EMME si è dunque riscaldata a un ritmo circa 1,7 volte superiore rispetto alla media globale del dataset. Il contrasto fra le due finestre temporali dimostra perché una tendenza climatica debba essere sempre accompagnata dall’indicazione precisa degli anni analizzati: una regressione calcolata su oltre un secolo integra fasi di riscaldamento lento, periodi di relativa stabilità e l’accelerazione finale, mentre una tendenza limitata agli ultimi quattro decenni descrive soprattutto la fase di più rapida crescita termica. 

La relativa stabilità osservabile nella parte centrale del Novecento non costituisce una prova dell’assenza di forzanti climatiche. Il sistema atmosferico-oceanico presenta una considerevole variabilità interna, capace di rallentare o accelerare temporaneamente l’aumento delle temperature regionali. A questa variabilità si sono sovrapposti gli effetti degli aerosol antropogenici, delle eruzioni vulcaniche, delle modificazioni dell’uso del suolo e della crescente concentrazione dei gas serra. La curva annuale mostra quindi il risultato combinato di una tendenza forzata e di oscillazioni naturali su scale comprese fra pochi anni e diversi decenni. Dopo il 1980, l’incremento della forzante radiativa dei gas serra diventa sempre più dominante e il segnale di riscaldamento emerge con chiarezza in tutte le regioni rappresentate. L’IPCC ha concluso che l’influenza umana sul riscaldamento dell’atmosfera, degli oceani e delle terre emerse è inequivocabile e che l’aumento osservato degli estremi caldi non può essere spiegato dalla sola variabilità naturale. 

Il pannello destro estende il confronto a Europa, Stati Uniti, Africa, Australia e America meridionale. Anche in questo caso tutte le curve mostrano una chiara crescita dopo gli anni Ottanta, ma con velocità differenti. La regione EMME presenta la tendenza più elevata nel periodo 1981–2019, pari a 0,45 °C per decennio, seguita molto da vicino dall’Europa con 0,41 °C per decennio. Gli Stati Uniti mostrano un incremento di circa 0,26 °C per decennio, Africa e America meridionale di circa 0,19 °C per decennio e Australia di circa 0,17 °C per decennio. Le cifre non devono essere considerate una graduatoria immutabile della vulnerabilità climatica, perché dipendono dalla finestra temporale, dai confini regionali e dal dataset utilizzato; mostrano tuttavia che, durante gli ultimi quattro decenni analizzati, Mediterraneo orientale, Medio Oriente ed Europa hanno sperimentato una delle accelerazioni termiche più intense fra le grandi regioni continentali abitate. 

La vicinanza fra le curve EMME ed europea riflette parzialmente la continuità geografica e dinamica fra Europa meridionale, Mediterraneo e Asia occidentale. Le due regioni sono influenzate dalle variazioni della circolazione euro-atlantica, dalle ondulazioni del getto, dalle configurazioni di blocco e dagli scambi di masse d’aria fra Nord Africa, Mediterraneo ed Eurasia. Nonostante ciò, la regione EMME presenta una componente continentale e desertica più estesa, che può amplificare il riscaldamento superficiale. L’Europa include inoltre zone settentrionali nelle quali il massimo riscaldamento stagionale tende a manifestarsi durante l’inverno, mentre nel Mediterraneo e in Medio Oriente l’amplificazione è particolarmente intensa nella stagione estiva. Le medie annuali della figura integrano tali differenze stagionali e non mostrano direttamente quando, nel corso dell’anno, il riscaldamento sia più rapido. Le analisi regionali e le simulazioni CMIP5 e CMIP6 indicano però che l’amplificazione mediterranea rispetto alla media globale emerge soprattutto in estate, quando suoli secchi, forte insolazione e condizioni anticicloniche persistenti favoriscono temperature molto elevate. 

Uno dei meccanismi fondamentali è la retroazione fra umidità del suolo e temperatura. Quando il terreno contiene acqua, una parte significativa dell’energia solare disponibile viene impiegata nell’evaporazione e nella traspirazione vegetale. Quando il suolo si asciuga, diminuisce il flusso di calore latente e aumenta la quota di energia convertita in calore sensibile, con un riscaldamento più intenso dell’aria prossima alla superficie. Le temperature elevate aumentano a loro volta la domanda evaporativa atmosferica e accelerano la perdita di umidità, generando una retroazione positiva. Questo processo è particolarmente efficace nelle aree mediterranee e mediorientali durante l’estate, quando le precipitazioni sono naturalmente scarse e il terreno può raggiungere condizioni di forte deficit idrico. La combinazione fra riscaldamento antropogenico e progressivo essiccamento superficiale contribuisce quindi a spiegare perché la risposta regionale possa superare quella media globale. Le proiezioni climatiche indicano che tale amplificazione estiva è robusta nei diversi insiemi modellistici, pur con differenze quantitative fra CMIP5 e CMIP6. 

Un comportamento ancora più marcato è stato osservato nelle aree desertiche. Cook e Vizy hanno documentato un’amplificazione del riscaldamento sahariano, con tendenze da circa due a più di due volte e mezzo superiori a quelle tropicali nei principali prodotti di rianalisi esaminati; alcune configurazioni stagionali e locali possono mostrare fattori ancora maggiori. La scarsità di umidità, l’intenso riscaldamento radiativo, le modificazioni del gradiente verticale della temperatura e le interazioni con la circolazione africana concorrono a produrre questa risposta. La cosiddetta amplificazione desertica non agisce in modo uniforme su tutta la regione EMME, ma contribuisce a innalzare la media nelle vaste aree aride del Sahara orientale, della Penisola Arabica e degli altopiani mediorientali. La presenza simultanea di zone costiere mitigate dal mare, regioni montuose e deserti continentali spiega inoltre la forte eterogeneità interna nascosta dalla singola curva arancione. 

Le linee sottili mostrano che la variabilità annuale rimane ampia anche in presenza di un forte riscaldamento. Un anno relativamente fresco può seguire un anno eccezionalmente caldo e la curva può temporaneamente scendere, senza che la tendenza climatica venga interrotta. Fenomeni come El Niño e La Niña, l’Oscillazione Nord Atlantica, le variazioni della circolazione mediterranea, le eruzioni vulcaniche e le anomalie della copertura nevosa possono modulare le temperature di singoli anni o gruppi di anni. Il clima non evolve quindi attraverso un aumento regolare della stessa entità ogni anno, ma mediante la sovrapposizione fra una tendenza di fondo e fluttuazioni naturali. La linea spessa aiuta a riconoscere tale distinzione: dopo il 1980, nonostante le oscillazioni delle linee sottili, tutte le curve smussate si spostano stabilmente verso anomalie positive.

È inoltre necessario distinguere la spline cubica dalla retta utilizzata per calcolare il tasso espresso in gradi per decennio. La spline segue in maniera flessibile l’andamento dei dati e può mettere in risalto accelerazioni, rallentamenti e oscillazioni pluridecadali; la tendenza lineare sintetizza invece l’intero intervallo mediante un unico valore medio. Due serie possono quindi avere la stessa tendenza lineare ma evoluzioni temporali differenti, oppure mostrare spline simili in una fase e tendenze complessive diverse. Gli estremi delle curve smussate, soprattutto in prossimità del 1901 e del 2019, possono essere più sensibili al metodo di livellamento, perché mancano dati precedenti o successivi che vincolino la forma della spline. Per interpretare il grafico è pertanto preferibile concentrarsi sull’andamento generale e sui valori delle regressioni dichiarati dagli autori, evitando di attribuire un significato eccessivo a ogni piccola ondulazione della linea spessa.

La media EMME riunisce territori climaticamente molto differenti, comprendendo Balcani meridionali, Anatolia, Levante, Mesopotamia, Iran, Penisola Arabica, Egitto e altri settori del Mediterraneo orientale. Il valore di 0,45 °C per decennio non implica che ogni punto della regione abbia seguito esattamente quel ritmo. Le tendenze locali possono variare sensibilmente in funzione dell’altitudine, della distanza dal mare, della copertura vegetale, dell’urbanizzazione e della stagione. Le aree continentali interne e desertiche possono mostrare un incremento più rapido, mentre coste e isole risentono dell’inerzia termica marina. Anche le temperature minime e massime possono evolvere diversamente: nelle città, l’isola di calore urbana tende spesso ad accentuare soprattutto le temperature notturne, mentre nelle zone rurali aride le massime diurne possono essere fortemente influenzate dall’umidità del suolo. La figura descrive quindi un segnale regionale integrato e non sostituisce le analisi spaziali necessarie a individuare le aree di maggiore amplificazione.

La dipendenza dal dataset richiede un’ulteriore cautela. CRU TS viene costruito a partire dalle anomalie delle stazioni e utilizza procedure di interpolazione per stimare le condizioni nelle celle prive di osservazioni dirette. Il prodotto è concepito soprattutto per analisi climatiche terrestri su scala regionale e globale, ma l’incertezza può essere maggiore nelle aree con reti osservative rade. Inoltre, l’interpolazione attenua inevitabilmente alcuni contrasti locali, mentre le medie regionali riducono l’influenza dei singoli estremi. La concordanza con altri studi osservativi e con le rianalisi, tuttavia, sostiene la robustezza del segnale di rapido riscaldamento nella regione EMME. Le differenze fra i prodotti possono modificare di qualche centesimo il valore della tendenza, ma non alterano la conclusione generale secondo cui il riscaldamento regionale recente è molto pronunciato. 

La figura non costituisce da sola uno studio di attribuzione, perché mostra associazioni temporali e confronti geografici senza separare quantitativamente le diverse forzanti. L’attribuzione all’influenza umana deriva dalla convergenza di molte altre linee di evidenza: comprensione fisica dell’effetto serra, misure dell’aumento dei gas atmosferici, impronte verticali del riscaldamento, bilancio energetico planetario e confronti fra simulazioni con sole forzanti naturali e simulazioni comprensive delle emissioni antropiche. I modelli non riescono a riprodurre il riscaldamento osservato dalla seconda metà del XX secolo quando includono soltanto variazioni solari ed eruzioni vulcaniche, mentre lo rappresentano in maniera coerente quando vengono aggiunte le forzanti umane. Per il Mediterraneo esiste inoltre elevata confidenza nell’aumento delle temperature medie e degli estremi caldi e nella diminuzione degli estremi freddi. 

L’accelerazione della media termica possiede conseguenze più ampie di quanto suggerisca il semplice valore di 0,45 °C per decennio. Lo spostamento della distribuzione delle temperature verso valori più alti aumenta la probabilità di superare soglie che in passato erano rare. Se la variabilità rimanesse invariata, il solo aumento della media sarebbe sufficiente a moltiplicare la frequenza delle giornate molto calde; quando cambiano anche persistenza, aridità del suolo e circolazione atmosferica, l’incremento degli estremi può diventare ancora maggiore. Gli studi sulle ondate di calore mostrano un aumento diffuso della loro frequenza, durata e intensità e indicano che il calore cumulativo è cresciuto in quasi tutte le regioni analizzate dalla metà del XX secolo. Il Medio Oriente figura fra le aree con le tendenze più pronunciate, un risultato coerente con la rapida salita della curva EMME mostrata nella figura. 

L’incremento delle temperature medie e degli estremi ha effetti diretti sulla salute umana, sul fabbisogno energetico, sull’agricoltura e sulle risorse idriche. Un’atmosfera più calda aumenta la domanda evaporativa, accelera la perdita di umidità dai suoli e dalle colture e può aggravare le siccità agricole anche quando la diminuzione delle precipitazioni non è eccezionale. Nelle aree costiere del Golfo Persico, del Mar Rosso e del Mediterraneo orientale, l’elevata umidità può limitare l’efficacia della sudorazione, rendendo particolarmente pericolose le combinazioni fra calore e vapore acqueo. Nelle città, l’accumulo di calore negli edifici e nelle superfici impermeabili ostacola il raffrescamento notturno. Il dato medio regionale deve quindi essere interpretato come il segnale di fondo sul quale agiscono fattori locali capaci di amplificare o attenuare l’esposizione effettiva delle popolazioni.

Il confronto con Africa, Australia e America meridionale non implica che queste regioni siano scarsamente interessate dal cambiamento climatico. Un tasso medio inferiore può essere accompagnato da vulnerabilità molto elevate, forti differenze interne e impatti severi. L’ampia influenza degli oceani nell’emisfero meridionale tende a moderare il riscaldamento medio delle terre emerse, ma non impedisce il verificarsi di ondate di calore, siccità e incendi estremi. Analogamente, il valore europeo comprende aree climatiche molto diverse e non significa che tutta l’Europa si sia riscaldata allo stesso modo. La figura serve a confrontare la velocità media dell’incremento termico, non a misurare direttamente il rischio complessivo, che dipende anche dall’esposizione, dalla vulnerabilità socioeconomica, dalla disponibilità idrica e dalla capacità di adattamento.

Nel suo insieme, la figura 6 documenta una transizione fondamentale. Durante l’intero periodo 1901–2019, la regione EMME presenta una tendenza secolare simile a quella globale terrestre; negli ultimi quattro decenni, tuttavia, il suo riscaldamento accelera fino a superare nettamente la media mondiale e quella delle altre grandi regioni confrontate, con la sola Europa su valori relativamente vicini. La curva arancione non rappresenta quindi una semplice replica regionale del cambiamento globale, ma l’espressione amplificata di una forzante planetaria modulata dalle caratteristiche del territorio: predominanza delle terre emerse, vaste superfici aride, retroazioni fra suolo e atmosfera, intensa risposta estiva e particolare sensibilità della circolazione mediterranea e subtropicale.

Il messaggio scientifico conclusivo è che il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente sono entrati in una fase di rapido cambiamento termico, nella quale le condizioni che nel clima del Novecento erano considerate eccezionalmente calde stanno diventando progressivamente più frequenti. Le oscillazioni annuali continuano a produrre anni relativamente freschi o caldi, ma non modificano la direzione della tendenza pluridecadale. La figura 6 rappresenta perciò una delle evidenze più immediate della condizione di hotspot climatico della regione EMME: non soltanto le temperature stanno aumentando, ma dalla fine del XX secolo lo stanno facendo a una velocità significativamente superiore alla media globale, con implicazioni crescenti per ondate di calore, disponibilità idrica, produzione alimentare, ecosistemi e vivibilità degli insediamenti umani. 

3.2.2. Precipitazioni

L’evoluzione delle precipitazioni nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, regione comunemente indicata con l’acronimo EMME, rappresenta uno degli aspetti più complessi del cambiamento climatico regionale. A differenza della temperatura, per la quale il segnale di riscaldamento è spazialmente esteso, persistente e statisticamente robusto, la precipitazione è caratterizzata da una variabilità molto più elevata alle scale giornaliere, stagionali, interannuali e decadali. Essa dipende infatti dall’interazione fra circolazione atmosferica su vasta scala, traiettorie delle perturbazioni, disponibilità di umidità, temperatura superficiale del mare, orografia, convezione e processi locali. Di conseguenza, l’individuazione di tendenze climatiche significative richiede serie osservative lunghe, omogenee e spazialmente dense, condizioni che non sono sempre soddisfatte in una regione vasta e climaticamente eterogenea come quella compresa tra i Balcani meridionali, il Mediterraneo orientale, il Levante, la Mesopotamia, la Penisola Arabica e l’Iran. Le valutazioni dell’IPCC confermano tuttavia che il Mediterraneo costituisce un’area particolarmente vulnerabile alla combinazione di diminuzione delle risorse idriche, aumento delle siccità e crescente domanda evaporativa associata al riscaldamento atmosferico. 

Nel corso del XX secolo e dei primi decenni del XXI, l’alternanza tra periodi relativamente umidi e secchi è stata influenzata in misura considerevole dalla variabilità climatica naturale. Le oscillazioni della circolazione atmosferica euro-atlantica, la variabilità della corrente a getto, le modificazioni della posizione e dell’intensità dell’anticiclone subtropicale e le anomalie delle temperature superficiali dell’Atlantico e del Mediterraneo possono produrre variazioni pluriennali o decadali delle precipitazioni, talvolta paragonabili o superiori al segnale antropogenico durante intervalli temporali relativamente brevi. Questo contribuisce a spiegare perché una tendenza negativa calcolata sull’intero periodo 1950–2018 possa coesistere, in alcune aree, con una parziale ripresa delle precipitazioni negli ultimi decenni. Tali inversioni locali non implicano necessariamente la scomparsa del processo di lungo periodo, ma evidenziano come il segnale climatico emerga da un fondo estremamente rumoroso. La scelta dell’anno iniziale e finale, la presenza di singole stagioni eccezionalmente piovose o siccitose e la diversa qualità delle reti pluviometriche possono modificare in modo sostanziale il segno e la significatività statistica delle tendenze.

Nonostante queste incertezze, una parte consistente della letteratura indica una progressiva riduzione delle precipitazioni medie in numerosi settori dell’EMME, soprattutto durante la stagione umida. Questa caratteristica è particolarmente importante perché gran parte delle risorse idriche regionali viene accumulata tra l’autunno e la primavera, quando le depressioni delle medie latitudini e i sistemi frontali attraversano il bacino mediterraneo. Una diminuzione delle precipitazioni invernali non comporta soltanto una riduzione del totale annuo, ma incide sulla ricarica delle falde, sull’accumulo nevoso montano, sulla portata dei fiumi, sul riempimento degli invasi e sulla disponibilità d’acqua durante la successiva stagione calda. Il segnale non è però uniforme. Nella parte meridionale della Penisola Arabica sono state osservate tendenze positive in alcuni periodi e stagioni, associate alla variabilità dei flussi monsonici, alla posizione della Zona di Convergenza Intertropicale, alle intrusioni di umidità provenienti dal Mar Arabico e all’attività dei sistemi convettivi primaverili ed estivi. Ne deriva un quadro spazialmente articolato nel quale la tendenza prevalente all’inaridimento del Mediterraneo orientale può coesistere con aumenti locali delle precipitazioni in aree sottoposte a meccanismi climatici differenti.

Il progressivo prosciugamento mediterraneo viene generalmente interpretato come il risultato combinato di processi dinamici e termodinamici. Dal punto di vista dinamico, l’aumento della pressione media e della subsidenza subtropicale può ostacolare la formazione delle nubi e deviare verso latitudini più settentrionali una parte delle perturbazioni atlantiche. Lo spostamento o la riorganizzazione delle storm track riduce così il numero di sistemi ciclonici capaci di raggiungere il Mediterraneo, soprattutto durante la stagione fredda. La persistenza di configurazioni atmosferiche assimilabili a una fase positiva della North Atlantic Oscillation può inoltre favorire flussi settentrionali o nordoccidentali secchi verso alcuni settori del bacino, mentre le principali traiettorie perturbate rimangono concentrate sull’Europa centro-settentrionale. Studi recenti hanno ulteriormente approfondito il legame tra la tendenza verso una NAO più positiva e l’inaridimento mediterraneo, evidenziando il ruolo della subsidenza e dell’avvezione di masse d’aria continentali relativamente povere di umidità. 

Dal punto di vista termodinamico, il riscaldamento accresce la domanda evaporativa dell’atmosfera. Anche in assenza di una marcata diminuzione delle precipitazioni, temperature più elevate favoriscono una maggiore evaporazione dalle superfici idriche e una più intensa evapotraspirazione da suoli e vegetazione. Aumenta inoltre il deficit di pressione di vapore, cioè la capacità dell’atmosfera di sottrarre umidità alle superfici terrestri. Per questa ragione, una variazione pluviometrica modesta può tradursi in una diminuzione molto più consistente dell’umidità del suolo e della disponibilità idrica per gli ecosistemi e le colture. Tale distinzione è essenziale per comprendere perché le siccità agricole ed ecologiche possano intensificarsi più rapidamente delle sole siccità meteorologiche. Gli indici basati esclusivamente sulle precipitazioni, come lo Standardized Precipitation Index, descrivono il deficit pluviometrico, mentre quelli che includono anche l’evapotraspirazione potenziale tendono a mostrare un aggravamento più pronunciato delle condizioni siccitose in un clima più caldo.

Le evidenze paleoclimatiche consentono di collocare le siccità contemporanee nel contesto della variabilità degli ultimi secoli. Le ricostruzioni basate sugli anelli di accrescimento degli alberi, riunite nell’Old World Drought Atlas, mostrano che il Mediterraneo ha sperimentato numerosi periodi siccitosi e umidi durante l’era comune. La variabilità naturale è quindi capace di produrre anomalie idrologiche prolungate e geograficamente estese. Tuttavia, l’analisi condotta da Cook e colleghi sulla variabilità delle siccità mediterranee degli ultimi novecento anni ha indicato che l’evento iniziato alla fine degli anni Novanta nel Levante è stato probabilmente eccezionale rispetto alla variabilità ricostruita. Gli autori hanno stimato un’elevata probabilità che la sua gravità fosse superiore a quella delle altre siccità pluriennali presenti nella ricostruzione regionale. Questo risultato non significa che la siccità sia stata interamente prodotta dalle emissioni antropogeniche, ma suggerisce che la combinazione tra variabilità naturale e riscaldamento di fondo abbia generato condizioni difficilmente spiegabili mediante la sola dinamica climatica preindustriale. 

Un caso particolarmente studiato è quello della siccità che colpì la Siria e la Mezzaluna Fertile tra il 2006 e il 2010. Kelley et al. hanno mostrato che l’evento si sviluppò sopra una tendenza di lungo periodo caratterizzata da diminuzione delle precipitazioni, aumento della pressione atmosferica sul Mediterraneo orientale e incremento delle temperature. Il riscaldamento contribuì ad accelerare la perdita di umidità del suolo, aggravando gli effetti del deficit pluviometrico sull’agricoltura. Lo studio concluse che la gravità della siccità sarebbe stata molto meno probabile in assenza della tendenza climatica di fondo. È comunque necessario evitare interpretazioni deterministiche delle sue conseguenze sociali: la siccità contribuì ad accrescere la vulnerabilità delle comunità rurali, le perdite agricole e le migrazioni interne, ma gli sviluppi politici e sociali successivi furono condizionati da molteplici fattori economici, istituzionali e geopolitici. Il cambiamento climatico deve quindi essere considerato un moltiplicatore di rischio e non una spiegazione unica dei processi storici regionali. 

L’importanza delle siccità nell’EMME emerge anche dalle analisi globali. Il database elaborato da Spinoni et al., comprendente oltre 4.500 eventi meteorologici siccitosi verificatisi tra il 1951 e il 2016, identifica il Mediterraneo tra le regioni nelle quali frequenza e gravità delle siccità sono aumentate in modo relativamente robusto. Nel medesimo periodo furono individuate 52 megasiccità di dimensione macroregionale, una quota rilevante delle quali interessò il Mediterraneo e le aree limitrofe. Tra gli eventi maggiormente significativi figurano la siccità dei Balcani meridionali del 1989–1991, quella che colpì Cipro e la Grecia tra il 2000 e il 2002, l’evento del 2007–2008 in Turchia e a Cipro e le prolungate crisi idriche che coinvolsero Siria, Iraq e Iran. Queste siccità non furono episodi esclusivamente meteorologici: produssero riduzioni delle rese agricole, impoverimento dei pascoli, diminuzione delle portate fluviali, abbassamento dei livelli delle falde, degradazione del suolo e aumento della frequenza delle tempeste di polvere. 

La vulnerabilità regionale deriva inoltre dal fatto che il deficit di precipitazione interagisce con pressioni antropiche già molto elevate. Crescita demografica, urbanizzazione, irrigazione intensiva, sovrasfruttamento delle falde, inefficienza delle reti idriche e trasformazioni dell’uso del suolo possono amplificare gli effetti climatici. Una siccità meteorologica non conduce automaticamente a una crisi idrica; ciò avviene quando la riduzione dell’apporto atmosferico si combina con una domanda superiore alla disponibilità e con una limitata capacità di gestione. In alcune aree dell’EMME, il prelievo delle acque sotterranee durante i periodi siccitosi consente di compensare temporaneamente il deficit, ma può compromettere la sostenibilità delle risorse nel lungo periodo, favorendo l’abbassamento piezometrico, la salinizzazione delle falde costiere e il deterioramento della qualità dell’acqua. L’IPCC sottolinea che il riscaldamento, le siccità più intense e il continuo prelievo per l’irrigazione possono contribuire alla salinizzazione delle acque e dei suoli, aggravando ulteriormente l’insicurezza idrica. 

Uno degli aspetti apparentemente paradossali del cambiamento idrologico mediterraneo è la possibilità che la diminuzione delle precipitazioni medie sia accompagnata da un’intensificazione degli episodi più estremi. I due fenomeni non sono contraddittori. Il totale annuo può diminuire perché piove in un numero inferiore di giorni o perché si allungano gli intervalli asciutti, mentre una quota crescente della pioggia può concentrarsi in pochi eventi molto intensi. In altri termini, il clima può divenire contemporaneamente più arido nelle condizioni medie e più esposto a precipitazioni torrenziali. Uno studio modellistico pubblicato nel 2026 ha mostrato che il riscaldamento del Mediterraneo può favorire, in alcuni settori dell’Europa meridionale, un aumento degli estremi giornalieri nonostante la diminuzione delle precipitazioni annuali. Anche le proiezioni regionali indicano che gli eventi associati a tempi di ritorno elevati possono intensificarsi considerevolmente, soprattutto nelle parti più aride del bacino. 

La spiegazione termodinamica fondamentale risiede nell’aumento della capacità dell’atmosfera di contenere vapore acqueo con l’innalzamento della temperatura. Tuttavia, una maggiore disponibilità potenziale di umidità non garantisce un aumento uniforme delle precipitazioni: è necessario che si sviluppino condizioni dinamiche capaci di sollevare l’aria, raffreddarla e condensarne il contenuto di vapore. Quando un sistema depressionario, una linea di convergenza, una forzante orografica o un’anomalia in quota produce un sollevamento sufficientemente intenso, l’atmosfera più calda può alimentare precipitazioni più abbondanti. Al contrario, durante le lunghe fasi anticicloniche, la maggiore capacità di trattenere umidità e l’intensificazione dell’evaporazione possono favorire l’essiccamento delle superfici senza produrre pioggia. Il risultato è un ciclo idrologico più intermittente, contraddistinto da periodi asciutti prolungati interrotti da episodi brevi ma potenzialmente violenti.

Nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, gli eventi pluviometrici estremi sono spesso associati a interazioni tra la circolazione tropicale e quella extratropicale. Un meccanismo particolarmente importante è l’Active Red Sea Trough, ossia la configurazione attiva della saccatura del Mar Rosso. Si tratta di una situazione nella quale una depressione termica o una saccatura nei bassi strati lungo il Mar Rosso interagisce con un disturbo proveniente dalle medie latitudini. Questa configurazione può richiamare grandi quantità di aria calda e umida dal Mar Rosso, dal Mar Arabico o dalle regioni tropicali africane, convogliandole verso l’Egitto, il Levante, la Penisola Arabica e talvolta il Mediterraneo orientale. Se il flusso umido incontra aria più fredda in quota, forte instabilità e adeguata divergenza atmosferica, possono svilupparsi temporali organizzati e precipitazioni eccezionali. De Vries et al. hanno mostrato che gli Active Red Sea Troughs, pur essendo relativamente infrequenti, sono responsabili di alcuni degli eventi alluvionali più distruttivi della regione. 

Un ulteriore ruolo è svolto dalle depressioni isolate in quota, comunemente definite cut-off lows. Questi sistemi si separano dal flusso principale occidentale e possono permanere per più giorni sulla stessa area. La presenza di aria fredda nella media e alta troposfera sopra superfici marine relativamente calde aumenta il gradiente termico verticale e favorisce l’instabilità. Se la circolazione richiama contemporaneamente aria molto umida dal Mediterraneo, dal Mar Rosso o dall’Oceano Indiano, possono prodursi sistemi convettivi a mesoscala capaci di scaricare grandi quantità di pioggia in poche ore. La lentezza del movimento della depressione e la rigenerazione delle celle temporalesche lungo linee di convergenza quasi stazionarie possono moltiplicare gli accumuli locali. L’orografia costiera e montuosa del Mediterraneo orientale, della Turchia, del Levante e della Penisola Arabica può intensificare ulteriormente il sollevamento dell’aria umida, creando forti differenze pluviometriche anche su distanze relativamente brevi.

Alle quote superiori, gli streamer di vorticità potenziale stratosferica costituiscono un importante indicatore della penetrazione di aria di origine stratosferica verso latitudini subtropicali. Queste strutture allungate sono spesso associate alla deformazione e alla rottura delle onde di Rossby. Quando uno streamer di vorticità potenziale si sovrappone a un intenso trasporto di umidità nei bassi strati, aumenta la probabilità di forte instabilità, ciclogenesi e precipitazioni estreme. Gli studi climatologici mostrano che la combinazione tra rottura delle onde di Rossby e trasporto concentrato di vapore è un elemento ricorrente in numerose alluvioni estreme, comprese quelle del Mediterraneo e del Medio Oriente. Non è quindi sufficiente analizzare la sola quantità di umidità atmosferica: la struttura tridimensionale della circolazione e l’interazione tra anomalie troposferiche e stratosferiche risultano decisive nel determinare dove e quando l’umidità verrà convertita in precipitazione. 

Anche gli aerosol minerali possono intervenire nel sistema idrologico regionale. Le polveri desertiche modificano il bilancio radiativo assorbendo e diffondendo la radiazione solare e influenzando la stabilità atmosferica, la temperatura della superficie e la circolazione. In determinate configurazioni, il riscaldamento atmosferico prodotto dall’assorbimento radiativo delle polveri può contribuire a modificare i gradienti termici e la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale, influenzando il trasporto di umidità verso la Penisola Arabica sudoccidentale. Le particelle possono inoltre agire come nuclei di condensazione o di congelamento, alterando la microfisica delle nubi. L’effetto complessivo non è però univoco, poiché dipende dalla concentrazione, dalla composizione, dall’altitudine dello strato di polvere, dalle proprietà delle nubi e dalle condizioni dinamiche preesistenti. In alcuni casi gli aerosol possono favorire lo sviluppo di nubi profonde; in altri possono ridurre la radiazione disponibile alla superficie, stabilizzare gli strati inferiori o ritardare la formazione della precipitazione.

Gli eventi estremi assumono particolare rilevanza nella Penisola Arabica, dove precipitazioni rare ma molto intense possono interessare bacini piccoli, ripidi e scarsamente vegetati. I suoli aridi, talvolta compattati o impermeabilizzati, hanno una capacità limitata di assorbire rapidamente l’acqua; una parte consistente della pioggia si trasforma quindi in deflusso superficiale. Le acque si concentrano negli uadi, corsi d’acqua normalmente asciutti che possono riempirsi in pochi minuti e produrre piene improvvise. L’espansione urbana nelle aree di drenaggio naturale, l’impermeabilizzazione del suolo e l’inadeguatezza delle reti di smaltimento amplificano l’esposizione. Per questo motivo, un episodio pluviometrico localizzato può provocare danni economici e perdite umane sproporzionati rispetto alla sua estensione geografica. Al tempo stesso, tali eventi possono fornire una quota significativa dell’acqua dolce annuale, alimentando invasi, falde e zone umide. La stessa precipitazione può dunque rappresentare contemporaneamente una risorsa essenziale e un grave pericolo.

L’interpretazione delle tendenze degli estremi rimane tuttavia difficile. Gli eventi più intensi sono per definizione rari e le serie osservative disponibili possono contenerne un numero insufficiente per distinguere un cambiamento climatico sistematico dalla variabilità casuale. Un singolo evento eccezionale può influenzare notevolmente la tendenza calcolata su pochi decenni, mentre cambiamenti nella posizione delle stazioni, negli strumenti o nelle procedure di registrazione possono introdurre discontinuità. Anche la risoluzione spaziale è determinante: le reti poco dense possono non rilevare temporali molto localizzati, mentre i prodotti satellitari e le rianalisi, pur offrendo una copertura più uniforme, presentano limitazioni nella rappresentazione della convezione e dell’orografia. Per questo motivo, l’assenza di una tendenza statisticamente significativa non deve essere automaticamente interpretata come prova dell’assenza di cambiamento. Può riflettere un basso rapporto segnale-rumore, una serie troppo breve o una copertura osservativa insufficiente.

Nel complesso, il quadro scientifico indica che il ciclo idrologico dell’EMME sta evolvendo verso una maggiore irregolarità. La tendenza dominante in molti settori è rappresentata dalla riduzione delle precipitazioni medie durante la stagione umida, dall’aumento della domanda evaporativa e dall’intensificazione delle siccità agricole ed ecologiche. Contemporaneamente, la maggiore disponibilità atmosferica di vapore acqueo e il riscaldamento dei mari regionali possono accrescere l’intensità delle precipitazioni quando si verificano configurazioni dinamiche favorevoli. Il futuro idrologico della regione non può quindi essere descritto semplicemente come una diminuzione uniforme della pioggia: è più corretto parlare di una redistribuzione temporale e spaziale delle precipitazioni, con periodi asciutti più lunghi, maggiore pressione sulle risorse idriche e possibili episodi pluviometrici estremi più intensi.

Questa trasformazione rende necessario superare una gestione basata sulle condizioni climatiche del passato. Le infrastrutture idriche, agricole e urbane devono essere progettate considerando sia la riduzione dell’apporto medio sia la possibilità di eventi brevi e molto intensi. Conservazione dell’umidità del suolo, riduzione delle perdite nelle reti, riutilizzo delle acque reflue, protezione delle falde, sistemi di allerta rapida e pianificazione delle aree alluvionali costituiscono componenti complementari della stessa strategia di adattamento. La sfida principale consiste nel prepararsi a un regime nel quale siccità e alluvioni improvvise non sono rischi alternativi, ma manifestazioni interconnesse di un ciclo idrologico sempre più variabile e sottoposto all’influenza crescente del riscaldamento antropogenico.

Proiezioni del riscaldamento nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente durante il XXI secolo

La figura 7 offre una rappresentazione sintetica, ma scientificamente molto significativa, dell’evoluzione attesa della temperatura media annua sulle terre emerse del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, indicate complessivamente con l’acronimo EMME. La regione comprende sistemi climatici molto differenti, dalle coste e dalle isole del Mediterraneo orientale alle aree continentali dell’Anatolia, del Levante, della Mesopotamia, della Penisola Arabica e dell’Iran; nonostante tale eterogeneità, le osservazioni e le simulazioni climatiche concordano nel classificarla come uno dei principali punti caldi del cambiamento climatico globale. Il concetto di climate-change hotspot non implica soltanto un rapido aumento della temperatura, ma descrive una regione nella quale il riscaldamento interagisce con aridità naturale, scarsità idrica, forte crescita demografica, urbanizzazione, degrado del suolo ed elevata esposizione alle ondate di calore. La sintesi scientifica di Zittis et al. ha stimato per l’EMME un recente incremento termico medio prossimo a 0,45 °C per decennio, superiore a quello osservato in molte altre regioni abitate, mentre l’IPCC indica che dagli anni Ottanta il Mediterraneo si è riscaldato più rapidamente della media globale. 

Le curve della figura esprimono anomalie termiche rispetto al periodo climatico 1986–2005. Ciò significa che lo zero della scala verticale non rappresenta l’assenza di riscaldamento rispetto all’epoca preindustriale, ma semplicemente la temperatura media della regione durante quel ventennio. Poiché nel 1986–2005 una parte rilevante del riscaldamento antropogenico si era già manifestata, i valori indicati nel grafico non devono essere confusi con l’incremento rispetto al 1850–1900. Un’anomalia di +5 °C rispetto al 1986–2005 corrisponderebbe pertanto a un riscaldamento ancora maggiore se rapportato alle condizioni preindustriali. Questa distinzione è essenziale per interpretare correttamente le proiezioni e per confrontarle con gli obiettivi climatici internazionali di 1,5 o 2 °C, formulati rispetto al clima della seconda metà del XIX secolo.

La linea nera, accompagnata dalla fascia grigia, rappresenta le simulazioni storiche. Essa mostra il passaggio da anomalie prevalentemente negative negli anni Settanta e Ottanta a valori prossimi o superiori allo zero all’inizio del XXI secolo. Le oscillazioni della curva riflettono la variabilità climatica interannuale e decadale, associata a modificazioni della circolazione atmosferica euro-atlantica, alla variabilità delle temperature marine e ad altre componenti interne del sistema climatico. La tendenza di fondo è però chiaramente positiva. Il fatto che alcuni anni risultino temporaneamente meno caldi non contraddice il riscaldamento climatico, poiché una tendenza pluridecadale non richiede che ogni anno sia più caldo del precedente. I modelli riproducono quindi sia la crescita del segnale antropogenico sia le variazioni naturali che si sovrappongono a esso.

Le fasce colorate attorno alle curve future esprimono la dispersione delle simulazioni e non devono essere interpretate come semplici errori sperimentali. Ogni modello rappresenta in maniera leggermente diversa la sensibilità del clima ai gas serra, le nubi, gli aerosol, la circolazione atmosferica, l’umidità del suolo, la vegetazione e gli scambi energetici tra superficie e atmosfera. L’ampiezza delle fasce comprende pertanto una combinazione di variabilità interna e incertezza modellistica. Le proiezioni sono ottenute attraverso CORDEX-CORE, un’iniziativa internazionale dedicata alla regionalizzazione dinamica delle simulazioni climatiche globali. I modelli climatici regionali ricevono ai propri confini le informazioni provenienti dai modelli globali e le rielaborano a una risoluzione più elevata, rappresentando con maggiore dettaglio coste, rilievi, contrasti terra-mare e processi atmosferici regionali. Questo approccio è particolarmente utile nell’EMME, dove l’orografia e la presenza di numerosi bacini marini producono forti differenze climatiche su distanze relativamente brevi, sebbene la regionalizzazione non elimini le incertezze ereditate dai modelli globali. 

Durante i primi decenni delle proiezioni, le traiettorie RCP2.6 e RCP8.5 rimangono relativamente vicine. Entrambe indicano un’anomalia regionale che si avvicina a circa 1–1,5 °C intorno agli anni Trenta. Questa iniziale somiglianza dipende dall’inerzia del sistema climatico, dalle emissioni già avvenute e dalla limitata divergenza delle concentrazioni atmosferiche dei gas serra nelle prime fasi degli scenari. Gli oceani accumulano e rilasciano calore lentamente, mentre l’anidride carbonica persiste a lungo nell’atmosfera; per tale ragione, una parte del cambiamento climatico dei prossimi decenni è già incorporata nella risposta del sistema terrestre. La variabilità naturale può inoltre amplificare o attenuare temporaneamente la tendenza, rendendo meno immediata la separazione statistica fra scenari nella prima metà del secolo.

Dopo il 2040–2050, la differenza tra le due traiettorie diviene invece molto ampia. Nello scenario RCP2.6, associato a una forte mitigazione e a una riduzione della forzante radiativa dopo il suo massimo, l’anomalia media si stabilizza intorno a 1–1,5 °C rispetto al 1986–2005. La curva blu raggiunge un massimo durante la parte centrale del secolo e successivamente mostra una lieve flessione, pur senza ritornare alle condizioni climatiche del periodo di riferimento. Nello scenario RCP8.5, caratterizzato da una forzante radiativa molto elevata e crescente, il riscaldamento accelera invece durante la seconda metà del secolo: la curva rossa raggiunge approssimativamente 2–2,5 °C intorno alla metà del XXI secolo, supera 4 °C negli ultimi decenni e si avvicina a 5,5 °C nel 2100. Tali risultati sono coerenti con l’analisi di Zittis et al., secondo la quale le simulazioni CORDEX-CORE indicano per la fine del secolo uno spostamento mediano di circa +5 °C sotto RCP8.5, contro valori generalmente compresi tra +1 e +1,5 °C sotto RCP2.6. 

Il messaggio più rilevante della figura non è quindi rappresentato dal singolo valore previsto per un determinato anno, ma dalla crescente separazione fra le due traiettorie. Alla fine del secolo, la differenza tra la curva blu e quella rossa supera i 4 °C nella media delle terre emerse dell’EMME. In termini climatici, si tratta di una distanza enorme: non equivale a una semplice variazione del tempo quotidiano, ma a uno spostamento permanente dello stato medio dell’atmosfera regionale. Un cambiamento di questa grandezza modificherebbe l’intera distribuzione delle temperature, facendo sì che condizioni oggi considerate eccezionalmente calde diventino progressivamente normali e che gli estremi futuri raggiungano valori privi di equivalenti nelle serie climatiche recenti.

La parte destra del grafico amplia il confronto attraverso quattro boxplot riferiti al periodo 2091–2100. I due boxplot pieni rappresentano le simulazioni regionali CORDEX-CORE per RCP2.6 e RCP8.5, mentre quelli vuoti derivano dai modelli globali CMIP6 sotto SSP1-2.6 e SSP5-8.5. Gli RCP descrivono principalmente traiettorie della forzante radiativa, mentre gli SSP combinano differenti evoluzioni socioeconomiche, energetiche ed emissive con livelli finali di forzante. RCP2.6 e SSP1-2.6 appartengono alla famiglia degli scenari a bassa forzante; RCP8.5 e SSP5-8.5 rappresentano invece traiettorie di forzante molto elevata. Il loro confronto non costituisce una sovrapposizione perfetta, perché cambia sia la generazione dei modelli sia la composizione degli insiemi, ma permette di verificare la robustezza generale della risposta climatica.

Nei percorsi a bassa forzante, le mediane dei boxplot si collocano approssimativamente tra +1,2 e +1,6 °C, con una dispersione relativamente contenuta. Nei percorsi ad alta forzante, la mediana CORDEX-CORE si avvicina a +5,2 °C, mentre quella CMIP6 SSP5-8.5 appare prossima o superiore a +6 °C. Alcune simulazioni globali raggiungono anomalie superiori a +8 °C. La maggiore risposta di parte dell’insieme CMIP6 può derivare dalla presenza di modelli con sensibilità climatica relativamente elevata, dalle differenti forzanti applicate e dal particolare sottoinsieme di modelli globali utilizzato per guidare le simulazioni regionali CORDEX. I boxplot non dimostrano quindi che un insieme sia corretto e l’altro errato, ma rappresentano differenti campionamenti delle incertezze fisiche e modellistiche. La convergenza qualitativa rimane comunque molto forte: tutti gli insiemi indicano un riscaldamento limitato ma non annullato negli scenari di forte mitigazione e un incremento eccezionalmente grande negli scenari ad alta forzante.

L’amplificazione del riscaldamento nell’EMME dipende in primo luogo dal fatto che la figura considera soltanto le superfici terrestri. Le terre emerse possiedono una capacità termica inferiore a quella degli oceani e non possono distribuire il calore in profondità con la stessa efficienza. Esse si riscaldano pertanto più rapidamente del mare circostante, soprattutto durante l’estate. Il Mediterraneo esercita una certa azione moderatrice sulle aree costiere, ma tale effetto diminuisce procedendo verso l’interno dell’Anatolia, della Mesopotamia, dell’Arabia e dell’Iran. La media regionale risulta quindi fortemente influenzata da vaste superfici continentali aride e semiaride, nelle quali l’energia solare disponibile viene convertita prevalentemente in calore sensibile anziché in evaporazione.

Un ulteriore meccanismo di amplificazione è costituito dall’interazione tra umidità del terreno e temperatura. Quando le precipitazioni diminuiscono e i suoli si asciugano, una quota minore dell’energia disponibile viene impiegata nell’evapotraspirazione. Diminuisce quindi il raffreddamento evaporativo e una parte maggiore dell’energia riscalda direttamente il suolo e l’aria sovrastante. L’aumento della temperatura accelera a sua volta l’evaporazione residua e favorisce un ulteriore disseccamento, generando una retroazione positiva. Gli studi di Diffenbaugh, Vogel, Donat e altri autori hanno dimostrato che questo accoppiamento può amplificare soprattutto le temperature più elevate e spiegare perché i giorni estremamente caldi aumentino spesso più rapidamente della temperatura media globale. La sintesi sull’EMME collega esplicitamente l’eccezionale riscaldamento estivo alla diminuzione delle precipitazioni, del contenuto idrico dei suoli e del conseguente raffreddamento evaporativo. 

La risposta regionale presenta inoltre una forte stagionalità. L’IPCC stima che il riscaldamento medio annuo futuro del Mediterraneo possa risultare circa il 20% più elevato rispetto alla media globale, mentre quello estivo potrebbe superarla di circa il 50%. L’estate è infatti la stagione nella quale il deficit di umidità del terreno raggiunge la massima intensità, la copertura nuvolosa è generalmente ridotta e l’insolazione è molto elevata. Studi recenti hanno evidenziato anche un’amplificazione della stagionalità termica mediterranea, con estati che si riscaldano più rapidamente degli inverni. Un valore medio annuo di +5 °C può pertanto comprendere incrementi estivi ancora superiori in alcune zone interne, mentre l’aumento può essere relativamente più contenuto durante la stagione fredda e lungo le coste. 

Il riscaldamento estivo dell’EMME è collegato anche alla riorganizzazione della circolazione atmosferica subtropicale. Le simulazioni indicano una possibile espansione verso occidente della depressione termica indo-pakistana e della saccatura persiana, in interazione con il rafforzamento della bassa termica sahariana. Queste configurazioni possono favorire la persistenza di masse d’aria molto calde, subsidenza e cieli sereni su vaste porzioni del Medio Oriente e del Mediterraneo orientale. La dinamica atmosferica non sostituisce l’effetto radiativo dei gas serra, ma può modularne l’espressione regionale, concentrando e prolungando il calore in determinate stagioni e aree geografiche. 

La figura rappresenta una temperatura media annuale calcolata su un dominio molto esteso e non mostra quindi le forti differenze locali. Le aree desertiche e continentali possono riscaldarsi più delle coste, mentre i rilievi possono presentare risposte differenti a seconda dell’altitudine, della copertura nevosa e dell’umidità del terreno. Anche le città possono discostarsi dalla media regionale a causa dell’isola di calore urbana, dell’elevata impermeabilizzazione del suolo, della limitata ventilazione e del calore prodotto dalle attività umane. Il valore regionale non deve pertanto essere utilizzato come previsione diretta per una singola località. La sua funzione è descrivere lo spostamento complessivo dello stato climatico entro il quale si svilupperanno fenomeni locali più complessi.

È inoltre fondamentale distinguere tra temperatura media ed estremi termici. Un aumento della media annua di 5 o 6 °C non significa semplicemente che ogni giorno sarà più caldo della stessa quantità. Lo spostamento della distribuzione termica modifica in modo non lineare la frequenza degli estremi: una soglia che nel clima attuale si trova nella coda più rara della distribuzione può essere superata molto più spesso in un clima futuro. Nelle aree nelle quali le temperature massime si avvicinano già a 45–50 °C, anche un ulteriore riscaldamento medio di pochi gradi può produrre un aumento di diversi ordini di grandezza nella probabilità di superare tali soglie.

Christidis, Mitchell e Stott hanno mostrato che temperature superiori a 50 °C, estremamente rare o virtualmente impossibili in molte località mediterranee e mediorientali nel clima privo dell’influenza antropogenica, stanno diventando progressivamente più probabili. Nelle aree più calde, l’influenza umana ha già accresciuto la probabilità di tali estremi di fattori compresi tra circa dieci e mille, mentre entro la fine del secolo essi potrebbero verificarsi annualmente in alcune località della Penisola Arabica. Lo studio stima inoltre che numerosi siti della regione potrebbero sperimentare da uno a due mesi aggiuntivi all’anno caratterizzati da temperature associate a un aumento del rischio di mortalità. 

Il pericolo sanitario non dipende però soltanto dalla temperatura dell’aria. Lungo le coste del Golfo Persico, del Mar Rosso e del Mediterraneo orientale, l’elevata umidità può limitare l’efficacia della sudorazione e rendere il calore particolarmente gravoso. Le brezze marine possono trasportare verso le città costiere aria molto umida, facendo sì che gli episodi di maggiore stress termico si manifestino anche durante la sera o la notte, quando la temperatura dell’aria diminuisce ma il contenuto di vapore rimane elevato. Raymond e colleghi hanno documentato la frequenza di massimi serali o notturni della temperatura di bulbo umido e dell’indice di calore lungo la costa meridionale del Golfo Persico, sottolineando che la mancanza di raffreddamento notturno può impedire all’organismo di recuperare dallo stress accumulato durante il giorno. 

L’aumento della temperatura media raffigurato nella figura 7 avrebbe inoltre conseguenze profonde sul ciclo idrologico. Un’atmosfera più calda accresce la domanda evaporativa, intensifica la perdita d’acqua dai suoli e aumenta il fabbisogno irriguo delle colture. L’IPCC attribuisce al riscaldamento e alla diminuzione delle precipitazioni una parte rilevante del recente prosciugamento mediterraneo e prevede siccità più frequenti, lunghe e severe, soprattutto sotto gli scenari emissivi elevati. La stessa quantità di pioggia diviene meno efficace nel mantenere l’umidità del terreno quando l’evaporazione e la traspirazione aumentano. Il riscaldamento può quindi aggravare la siccità agricola ed ecologica anche in aree nelle quali la tendenza delle precipitazioni non è statisticamente molto pronunciata. 

Le ripercussioni sull’agricoltura comprendono l’accelerazione dello sviluppo fenologico, l’accorciamento delle fasi di riempimento dei cereali, l’aumento dello stress idrico, la perdita di fertilità dei suoli e una maggiore domanda di irrigazione. Temperature eccessive durante la fioritura possono compromettere l’impollinazione e la formazione dei frutti, mentre il caldo intenso può ridurre la produttività degli animali allevati. In una regione nella quale molte colture sono già prossime ai propri limiti termici e idrici, un incremento medio di diversi gradi non rappresenterebbe un semplice prolungamento della stagione calda, ma potrebbe rendere necessarie modificazioni sostanziali delle varietà coltivate, dei calendari agricoli e delle tecniche di gestione dell’acqua.

L’aumento delle temperature inciderebbe anche sui consumi energetici. La richiesta di raffrescamento crescerebbe sia per la maggiore intensità del caldo sia per l’allungamento della stagione durante la quale è necessario utilizzare la climatizzazione. Nei periodi più critici, il picco della domanda elettrica può coincidere con condizioni sfavorevoli per la produzione e la trasmissione dell’energia, mentre gli impianti termoelettrici possono risentire della ridotta disponibilità di acqua per il raffreddamento. L’accesso diseguale alla climatizzazione introduce inoltre una forte componente sociale: le popolazioni con minori risorse economiche, i lavoratori all’aperto, gli anziani e gli abitanti di edifici poco efficienti rimangono maggiormente esposti, anche all’interno della stessa città.

Il riscaldamento favorisce infine il deterioramento degli ecosistemi terrestri, l’aumento del pericolo di incendi e l’espansione delle condizioni favorevoli alla desertificazione. Temperature elevate, siccità prolungate e bassa umidità dei combustibili vegetali possono creare stagioni degli incendi più lunghe, mentre la perdita della copertura vegetale riduce ulteriormente la capacità del terreno di trattenere acqua e attenuare il calore. Si sviluppa così un insieme di rischi concatenati nei quali riscaldamento, siccità, incendi, erosione, emissioni di polvere e perdita di biodiversità si rafforzano reciprocamente. L’IPCC considera il Mediterraneo particolarmente vulnerabile alla combinazione di ondate di calore più lunghe e intense, siccità crescente e limitata disponibilità idrica. 

L’incertezza rappresentata dalle fasce e dai boxplot non riduce la rilevanza della figura. Sebbene i modelli differiscano sull’esatta entità del riscaldamento, nessuna simulazione suggerisce un ritorno spontaneo alle condizioni del passato. L’incertezza riguarda soprattutto quanto la regione si riscalderà, non la direzione del cambiamento. Negli scenari a bassa forzante, la dispersione resta concentrata attorno a un incremento relativamente moderato; negli scenari ad alta forzante, persino l’estremità inferiore dell’intervallo indica un riscaldamento molto intenso. La sovrapposizione limitata fra i boxplot di bassa e alta forzante mostra che, verso la fine del secolo, l’effetto delle emissioni future diventa molto più importante della variabilità naturale e di buona parte delle differenze tra i modelli.

La figura 7 assume pertanto anche il valore di una rappresentazione quantitativa del riscaldamento evitabile attraverso la mitigazione. RCP2.6 non impedisce ogni cambiamento: la regione rimarrebbe più calda del periodo 1986–2005 e continuerebbe a sperimentare estremi più frequenti rispetto al passato. Tuttavia, la stabilizzazione intorno a 1–1,5 °C è climaticamente molto diversa da un aumento medio di 5–6 °C. La distanza tra le due traiettorie rappresenta la parte del riscaldamento futuro che dipende in misura sostanziale dalle decisioni emissive dei prossimi decenni. Essa si traduce in differenze considerevoli nella durata delle ondate di calore, nell’evaporazione, nella disponibilità idrica, nell’esposizione della popolazione e nella capacità degli ecosistemi e delle società di adattarsi.

Nel complesso, la figura mostra che il riscaldamento dell’EMME non costituisce una possibilità remota, ma un processo già avviato e destinato a continuare almeno nei prossimi decenni. Ciò che rimane aperto è la sua intensità nella seconda metà del XXI secolo. Una forte mitigazione può rallentare e infine stabilizzare l’incremento termico regionale; una traiettoria ad alta forzante condurrebbe invece verso uno stato climatico profondamente diverso da quello storico, nel quale persino gli anni relativamente freschi della fine del secolo potrebbero risultare paragonabili agli anni più caldi del periodo di riferimento. La figura 7 dimostra così che l’adattamento è ormai indispensabile, ma anche che il livello di adattamento necessario dipenderà direttamente dall’efficacia della riduzione globale delle emissioni.

4.1. Temperatura: valori medi ed estremi nel clima futuro

Le proiezioni climatiche regionali indicano che il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente, indicati complessivamente con l’acronimo EMME, continueranno a riscaldarsi durante l’intero XXI secolo, con un’intensità generalmente superiore alla media globale. Questo comportamento emerge con notevole coerenza sia dalle simulazioni climatiche globali sia dagli esperimenti regionali ad alta risoluzione CORDEX-CORE, nei quali le caratteristiche fisiche del territorio, la complessa orografia, i contrasti tra superfici marine e continentali e le interazioni tra suolo e atmosfera vengono rappresentati con un dettaglio maggiore rispetto ai modelli globali. La regione EMME costituisce pertanto uno dei principali hotspot climatici del pianeta, non soltanto per la rapidità del riscaldamento previsto, ma anche per la sovrapposizione tra aumento delle temperature, aridificazione, scarsità delle risorse idriche, crescita demografica, urbanizzazione e forte esposizione della popolazione agli estremi termici. Le analisi di Lionello e Scarascia, Zittis et al. e Doblas-Reyes et al. mostrano che, per ogni grado di aumento della temperatura media globale, alcune parti della regione potrebbero riscaldarsi di circa 1,4–1,8 °C, evidenziando una chiara amplificazione regionale della risposta alla forzante antropogenica.

La Figura 7 sintetizza efficacemente questa evoluzione attraverso il confronto tra lo scenario di forte mitigazione RCP2.6 e lo scenario di forzante molto elevata RCP8.5. Le anomalie termiche sono espresse rispetto al periodo climatico 1986–2005 e non rispetto all’epoca preindustriale. Tale precisazione è fondamentale, poiché il periodo di riferimento utilizzato nella figura era già più caldo rispetto alla fine del XIX secolo. Secondo le stime richiamate da Cramer et al. e Zittis et al., per ottenere un’approssimazione del riscaldamento rispetto alle condizioni preindustriali occorre aggiungere circa 0,8 °C ai valori mostrati nel grafico. Un’anomalia regionale di 5 °C rispetto al 1986–2005 corrisponderebbe quindi a un riscaldamento superiore a 5,5–6 °C rispetto al clima preindustriale, con differenze locali e stagionali potenzialmente ancora maggiori.

Fino agli anni Trenta del XXI secolo, le traiettorie associate a RCP2.6 e RCP8.5 risultano relativamente simili. Questo andamento non implica che le politiche di mitigazione siano inefficaci nel breve periodo, ma riflette l’inerzia del sistema climatico, la lunga permanenza atmosferica dell’anidride carbonica e l’influenza delle emissioni già accumulate. Gli oceani, che assorbono una quota considerevole del calore in eccesso, rispondono lentamente ai cambiamenti della forzante radiativa, mentre la variabilità climatica naturale può temporaneamente amplificare o attenuare il segnale antropogenico. Di conseguenza, una parte del riscaldamento dei prossimi decenni è ormai incorporata nell’evoluzione del sistema terrestre. La divergenza tra gli scenari diviene tuttavia molto evidente dopo il 2040–2050, quando le differenze nelle concentrazioni dei gas serra e nella forzante radiativa assumono dimensioni tali da dominare progressivamente sulla variabilità interna.

Nel percorso RCP2.6, associato a una rapida riduzione delle emissioni e a una successiva stabilizzazione della forzante, la temperatura media annua regionale raggiunge un massimo intorno alla metà del secolo e successivamente tende a stabilizzarsi o a diminuire leggermente. Alla fine del XXI secolo, l’anomalia media sulle terre emerse dell’EMME rimarrebbe generalmente compresa tra 1 e 1,5 °C rispetto al 1986–2005, corrispondenti approssimativamente a 2–2,5 °C rispetto al periodo preindustriale. Anche questo scenario non comporterebbe quindi un ritorno al clima del passato: gli anni più caldi continuerebbero a superare l’intervallo osservato durante il periodo storico, le ondate di calore diverrebbero più frequenti e numerose componenti naturali e sociali della regione dovrebbero comunque adattarsi a condizioni termiche nuove. La mitigazione ridurrebbe però in maniera molto sostanziale l’intensità del cambiamento, limitando il rischio di raggiungere soglie termiche difficilmente compatibili con l’adattamento umano ed ecologico.

Nel percorso RCP8.5, inteso come scenario di forzante radiativa molto elevata e non come previsione inevitabile del futuro, il riscaldamento regionale procede invece quasi linearmente per tutto il secolo. Le simulazioni CORDEX-CORE indicano un aumento medio annuo di circa 2–3 °C già intorno agli anni Cinquanta e di circa 5–6 °C entro il periodo 2091–2100 rispetto al 1986–2005. In alcune simulazioni CMIP6 associate a SSP5-8.5, la risposta regionale risulta ancora più intensa, con anomalie che possono raggiungere o superare 6 °C nella media e valori superiori nelle estremità dell’insieme modellistico. La maggiore dispersione delle proiezioni nello scenario ad alte emissioni riflette le differenze tra i modelli nella sensibilità climatica, nella rappresentazione delle nubi, degli aerosol, della copertura nevosa, dell’umidità del suolo e delle retroazioni del ciclo idrologico. Tuttavia, tale dispersione non modifica la conclusione principale: tutti i modelli indicano un riscaldamento molto marcato in presenza di una forzante elevata, mentre nessuno suggerisce una stabilizzazione spontanea delle temperature senza una riduzione delle emissioni.

Il confronto tra le simulazioni guidate dagli RCP e quelle più recenti basate sugli Shared Socio-economic Pathways mostra una risposta termica mediamente un poco più intensa negli esperimenti CMIP6, soprattutto alla fine del secolo e negli scenari ad alta forzante. Cos et al., Iturbide et al. e Tebaldi et al. hanno evidenziato che, a parità approssimativa di livello radiativo, alcuni modelli CMIP6 presentano una sensibilità climatica più elevata rispetto alla precedente generazione CMIP5. Nella regione EMME, la differenza tra le due generazioni può raggiungere circa 0,2 °C di riscaldamento regionale aggiuntivo per ogni grado di aumento globale. Ciò contribuisce a spiegare perché i boxplot della Figura 7 associati a SSP5-8.5 risultino centrati su valori leggermente superiori rispetto a quelli CORDEX-CORE per RCP8.5. La differenza non deve però essere interpretata come un’incoerenza tra le proiezioni, bensì come un’indicazione dell’incertezza quantitativa ancora presente nella risposta climatica, particolarmente rilevante quando la forzante diventa molto elevata.

La distribuzione spaziale del riscaldamento non sarà uniforme. Nello scenario RCP2.6, gran parte della regione dovrebbe sperimentare un aumento relativamente omogeneo, generalmente inferiore a 1,5 °C rispetto al 1986–2005, sebbene alcune aree montuose possano superare questa soglia già entro la metà del secolo. Nello scenario RCP8.5, invece, emergono forti contrasti regionali, con aumenti particolarmente intensi nelle aree continentali interne, nelle regioni montuose e nella Penisola Arabica. L’assenza dell’effetto moderatore del mare e la ridotta capacità termica dei continenti determinano infatti un riscaldamento terrestre più rapido rispetto a quello oceanico. Le superfici aride e semiaride, inoltre, dispongono di quantità limitate di acqua da utilizzare nei processi di evaporazione ed evapotraspirazione, cosicché una quota maggiore dell’energia disponibile viene trasformata direttamente in calore sensibile e trasferita all’atmosfera prossima al suolo.

Nelle regioni montuose, l’amplificazione del riscaldamento è collegata soprattutto alla diminuzione della copertura nevosa e alla retroazione positiva neve-albedo. La neve riflette una parte molto elevata della radiazione solare incidente; quando la sua estensione o durata diminuisce, vengono esposte superfici più scure, come rocce, suolo e vegetazione, che assorbono una quantità maggiore di energia. L’aumento dell’assorbimento riscalda ulteriormente la superficie e accelera la fusione residua, generando un meccanismo di amplificazione. Questa risposta è particolarmente evidente durante l’inverno e la primavera, quando la copertura nevosa è climatologicamente più estesa sui rilievi della Turchia, del Caucaso, dell’Iran, dei monti Alborz e degli Zagros. Le proiezioni indicano che, anche nello scenario RCP2.6, i ghiacciai montani della regione subiranno una notevole perdita di massa; nello scenario RCP8.5, molti di essi potrebbero scomparire quasi completamente entro la fine del secolo, come suggerito dalla valutazione globale di Hock et al.

La perdita dei ghiacciai e della neve stagionale non rappresenta esclusivamente un indicatore del riscaldamento, ma possiede conseguenze dirette per il ciclo idrologico. In numerosi bacini montani, la neve agisce come una riserva naturale che immagazzina le precipitazioni invernali e le rilascia gradualmente durante la primavera e l’inizio dell’estate. Una fusione anticipata determina un aumento delle portate nella stagione fredda e una diminuzione della disponibilità idrica nei mesi caldi, quando la domanda agricola e civile è più elevata. La riduzione della criosfera montana può quindi intensificare la competizione per l’acqua e aggravare la vulnerabilità dei sistemi agricoli e urbani già sottoposti a forti pressioni.

La risposta termica più intensa è attesa durante l’estate. Nella maggior parte dell’EMME, lo scenario RCP8.5 indica aumenti stagionali che possono raggiungere 6–8 °C entro la fine del secolo, superando nettamente il riscaldamento medio annuo. Tale amplificazione estiva è particolarmente pronunciata nelle aree relativamente più umide del Mediterraneo orientale e dell’Anatolia, che sono contemporaneamente esposte a una riduzione delle precipitazioni e dell’umidità del terreno. Zittis et al. hanno mostrato che le interazioni tra superficie e atmosfera svolgono un ruolo decisivo: quando il suolo contiene acqua, una parte dell’energia solare viene impiegata nell’evaporazione e nella traspirazione della vegetazione, producendo raffreddamento latente. Se il terreno si asciuga, questo meccanismo si indebolisce e una quota maggiore dell’energia viene convertita in riscaldamento della superficie e dell’aria. La diminuzione delle precipitazioni favorisce quindi temperature più elevate, che a loro volta accrescono l’evaporazione e il deficit di pressione di vapore, producendo una retroazione positiva tra disseccamento e calore.

L’eccezionale aumento delle temperature estive è inoltre influenzato da modificazioni della circolazione atmosferica. Lelieveld et al. hanno collegato il riscaldamento della regione all’espansione verso occidente della depressione termica indo-pakistana e all’ampliamento della saccatura persiana, una struttura che si estende dall’Asia meridionale fino al Mediterraneo orientale durante la stagione calda. Le proiezioni suggeriscono che questa configurazione possa rafforzarsi e interagire con l’intensificazione della depressione termica sahariana. L’estensione delle basse pressioni termiche continentali può modificare i gradienti barici, la ventilazione e il trasporto delle masse d’aria, favorendo in determinate aree la persistenza di condizioni molto calde. Il riscaldamento radiativo prodotto dai gas serra resta il motore fondamentale del cambiamento, ma la circolazione regionale ne modula l’intensità e la distribuzione stagionale.

La Figura 9, richiamata nella sezione originale, mostra che sotto RCP8.5 l’intera distribuzione delle temperature medie annuali si sposta verso valori più elevati di circa 5 °C entro la fine del secolo. Il risultato più impressionante è che gli anni futuri relativamente più freschi diventerebbero comparabili agli anni più caldi del periodo 1986–2005. Ciò implica la quasi completa scomparsa delle condizioni climatiche considerate normali nel recente passato. Almazroui et al. hanno ottenuto risultati analoghi analizzando i modelli CMIP6 per il Medio Oriente e l’Africa settentrionale, evidenziando che, negli scenari di forte riscaldamento, la distribuzione climatica futura potrebbe avere una sovrapposizione molto limitata con quella storica.

Oltre allo spostamento del valore medio, le proiezioni indicano possibili modificazioni della forma della distribuzione. L’evoluzione verso una configurazione più platicurtica, cioè maggiormente appiattita e dispersa, suggerisce un aumento della variabilità tra un anno e l’altro e una maggiore probabilità di stagioni eccezionalmente calde. Il cambiamento climatico non produrrebbe quindi soltanto uno spostamento uniforme delle temperature, ma potrebbe accrescere anche l’ampiezza delle anomalie estreme. Tale aspetto è particolarmente rilevante perché gli impatti biologici e sociali dipendono spesso più dagli estremi che dai valori medi. Gli ecosistemi, le colture, le infrastrutture e la salute umana possono tollerare un graduale aumento della media entro determinati limiti, ma risultano molto più vulnerabili quando vengono superate soglie critiche per periodi prolungati.

Una peculiarità della regione EMME è rappresentata dal maggiore incremento previsto delle temperature massime giornaliere rispetto alle minime. In numerose regioni del pianeta, le temperature notturne sono aumentate con intensità simile o superiore a quelle diurne, anche per effetto della maggiore umidità e della copertura nuvolosa. Nel Mediterraneo e nel Medio Oriente, invece, l’aridificazione del suolo, la riduzione dell’evaporazione e l’elevata insolazione estiva favoriscono un’amplificazione più marcata delle massime. Questo non significa che le notti rimarranno fresche: anche le temperature minime aumenteranno sensibilmente e il numero delle notti tropicali crescerà in modo molto significativo. Tuttavia, il riscaldamento diurno potrebbe risultare ancora più intenso, contribuendo al raggiungimento di temperature massime eccezionali.

Le ondate di calore costituiscono una delle manifestazioni più immediate di tale cambiamento. Gli studi di Diffenbaugh e Giorgi, Fischer e Schär, Jacob et al., Lelieveld et al., Russo et al. e Zittis et al. concordano sul fatto che gli episodi caldi diventeranno più frequenti, intensi, estesi e persistenti. Estati considerate eccezionali nel clima recente potrebbero diventare comuni già entro la metà del secolo. Per Atene, Jacob et al. hanno stimato che un’ondata di calore con un tempo di ritorno storico di circa vent’anni potrebbe verificarsi mediamente una volta ogni cinque anni in corrispondenza di un riscaldamento globale di 1,5 °C. In un mondo più caldo di 3 °C, eventi della stessa intensità potrebbero presentarsi quasi annualmente. Questo esempio dimostra come un incremento apparentemente graduale della temperatura media possa produrre una crescita molto rapida della frequenza degli estremi.

Nel Medio Oriente e nell’Africa settentrionale sono già state registrate nel XXI secolo ondate di calore con caratteristiche eccezionali. Molina et al. e Zittis, Hadjinicolaou et al. hanno evidenziato che eventi oggi considerati senza precedenti potrebbero trasformarsi nella norma climatica entro la fine del secolo in assenza di una forte mitigazione. Le proiezioni indicano che il numero annuale delle ondate di calore potrebbe aumentare da tre a sei volte, mentre la loro ampiezza termica potrebbe crescere di 6–7 °C rispetto alle condizioni contemporanee. Gli episodi più persistenti potrebbero durare diverse settimane o persino mesi, riducendo drasticamente la possibilità di recupero fisiologico, ecologico e infrastrutturale tra una fase calda e la successiva.

Secondo Varela et al., nei percorsi ad alte emissioni circa l’80% delle città densamente popolate dell’EMME potrebbe essere esposto a condizioni da ondata di calore per almeno metà della stagione calda entro la fine del XXI secolo. Una simile durata trasformerebbe il caldo estremo da evento meteorologico episodico a caratteristica strutturale del clima estivo. Le conseguenze riguarderebbero la mortalità e la morbilità associate al calore, la produttività lavorativa, il funzionamento dei trasporti, la domanda elettrica, la disponibilità idrica e la capacità degli edifici di mantenere condizioni interne sicure. L’aumento dell’esposizione sarebbe particolarmente grave per anziani, bambini, persone affette da patologie croniche, lavoratori all’aperto e popolazioni con accesso limitato alla climatizzazione.

Le notti tropicali rappresentano un ulteriore fattore di rischio. Dosio e Fischer, Lelieveld et al., Sillmann et al. e Zittis et al. prevedono in alcune parti della regione un aumento superiore al 60% del loro numero. Temperature minime persistentemente elevate impediscono al corpo umano di disperdere il calore accumulato durante il giorno e aumentano il rischio di disturbi cardiovascolari, respiratori e renali. La mancanza di raffreddamento notturno indebolisce inoltre la capacità degli edifici di liberare il calore immagazzinato, prolungando l’esposizione anche nelle ore normalmente destinate al recupero. In ambito agricolo ed ecologico, notti più calde aumentano la respirazione delle piante, modificano lo sviluppo fenologico e possono ridurre la produttività di alcune colture.

In alcune località del Medio Oriente e del Golfo Persico, le temperature massime durante le ondate di calore future potrebbero superare 56 °C, secondo le simulazioni analizzate da Ntoumos et al. e Zittis, Hadjinicolaou et al. Tali valori non devono essere interpretati come una temperatura uniforme su tutta la regione, ma come estremi locali raggiungibili durante eventi particolarmente intensi. La loro pericolosità dipende inoltre dall’umidità atmosferica. Nelle zone desertiche interne, l’aria può essere estremamente calda ma relativamente secca; lungo le coste del Golfo Persico e del Mar Rosso, temperature leggermente inferiori possono combinarsi con un’elevata umidità, riducendo l’efficacia della sudorazione e producendo condizioni di stress termico potenzialmente più pericolose.

La temperatura di bulbo umido e gli indici che combinano calore e umidità forniscono una misura più diretta dello stress fisiologico rispetto alla sola temperatura dell’aria. Krakauer et al. hanno osservato che nella Penisola Arabica il numero di giorni caratterizzati da temperatura di bulbo umido pari o superiore a 27 °C è già aumentato, in alcune aree, anche per effetto dell’irrigazione. L’acqua distribuita sui campi evapora e aumenta l’umidità degli strati atmosferici inferiori, riducendo il raffreddamento corporeo per evaporazione. L’irrigazione può quindi abbassare localmente la temperatura dell’aria durante il giorno, ma contemporaneamente aumentare l’umidità e lo stress termico percepito, soprattutto nelle ore serali e notturne.

Gli scenari più caldi comportano rischi particolari per gli eventi di massa. Il pellegrinaggio dell’Hajj alla Mecca, che richiama milioni di persone e si svolge in differenti periodi dell’anno secondo il calendario islamico, è stato studiato da Kang et al. e Saeed et al. Le proiezioni mostrano che la frequenza e l’intensità delle condizioni pericolose di stress termico potrebbero aumentare anche negli scenari di mitigazione, pur risultando molto più severe negli scenari ad alte emissioni. La combinazione tra alte temperature, esposizione solare, sforzo fisico, densità della folla e limitata capacità di acclimatazione dei partecipanti provenienti da climi differenti può produrre conseguenze sanitarie particolarmente gravi.

Le simulazioni climatiche regionali non rappresentano sempre in modo completo l’isola di calore urbana, per cui le stime dei massimi termici possono risultare conservative per le grandi città. Santamouris ha documentato intensità tipiche dell’isola di calore urbana comprese, in determinati contesti regionali, tra 3 e 4 °C. La sostituzione della vegetazione con superfici impermeabili, l’elevata capacità termica degli edifici, la geometria dei canyon urbani, la ridotta ventilazione e il calore prodotto dal traffico, dagli impianti industriali e dalla climatizzazione determinano temperature urbane superiori a quelle delle aree rurali circostanti, soprattutto durante la notte. Se il riscaldamento climatico e l’isola di calore si sommano, alcune città possono raggiungere condizioni sensibilmente più severe rispetto alla media regionale mostrata nei modelli.

L’uso dell’espressione “inabitabilità” richiede comunque cautela scientifica. Non esiste una singola soglia termica oltre la quale un’intera regione diviene automaticamente inadatta alla vita umana. L’abitabilità dipende dalla combinazione tra temperatura, umidità, durata dell’esposizione, disponibilità d’acqua, accesso al raffrescamento, condizioni lavorative, qualità delle abitazioni, acclimatazione e capacità sanitaria. Tuttavia, il raggiungimento frequente di livelli estremi di temperatura e umidità può rendere pericolose le attività all’aperto, aumentare fortemente la dipendenza dall’energia elettrica e produrre intervalli durante i quali la permanenza senza protezione diviene fisiologicamente insostenibile. Anche specie adattate ai climi aridi, compresi i cammelli, possono subire effetti negativi quando il caldo supera per lunghi periodi i limiti entro i quali la termoregolazione rimane efficace.

Il riscaldamento atmosferico interagirà inoltre con le ondate di calore marine. Darmaraki et al. hanno mostrato che nel Mediterraneo tali eventi diventeranno più lunghi, frequenti e intensi. Entro la fine del secolo, negli scenari ad alta forzante, potrebbero verificarsi annualmente episodi di lunga durata, estesi per diverse settimane e fino a circa quattro volte più intensi rispetto agli eventi contemporanei. Le ondate di calore marine producono stress sugli ecosistemi, mortalità di organismi bentonici, alterazione della distribuzione delle specie e danni alla pesca. Esse possono inoltre ridurre la capacità del mare di moderare le temperature costiere, poiché una superficie marina eccezionalmente calda fornisce un minore contrasto termico rispetto alla terra e può indebolire il raffreddamento associato alle brezze marine.

Nel Mar Arabico, l’aumento della temperatura superficiale può modificare gli scambi di calore e umidità tra oceano e atmosfera, influenzando l’attività ciclonica, i regimi monsonici, la ventilazione regionale e il trasporto delle polveri. Yu et al. hanno sottolineato come le anomalie termiche marine possano contribuire a riorganizzare la circolazione atmosferica e quindi influenzare indirettamente anche le condizioni climatiche sulle terre emerse. L’evoluzione delle temperature marine e continentali deve pertanto essere interpretata come parte di un unico sistema accoppiato.

Parallelamente all’aumento degli estremi caldi, gli episodi di freddo diminuiranno in frequenza e intensità. Questa riduzione sarà particolarmente evidente nelle regioni montuose della Grecia, della Turchia e dell’Iran. Kostopoulou et al. stimano che, in uno scenario di riscaldamento intermedio, il numero annuo delle notti di gelo possa diminuire di circa 50–60 giorni in alcune aree. La riduzione del freddo potrebbe generare alcuni benefici limitati, come una diminuzione del fabbisogno energetico invernale e dei danni da gelo a determinate colture. Tuttavia, può anche produrre conseguenze negative, tra cui una minore disponibilità di neve, un’alterazione delle esigenze di freddo delle piante da frutto, una maggiore sopravvivenza invernale di parassiti e patogeni e un anticipo delle fasi fenologiche, che può esporre la vegetazione a eventuali gelate tardive residue.

Nel complesso, le proiezioni mostrano che il clima termico dell’EMME si sposterà progressivamente al di fuori dell’intervallo sperimentato dalle società e dagli ecosistemi durante il periodo storico recente. Nello scenario di forte mitigazione il riscaldamento rimarrebbe significativo, ma tendenzialmente stabilizzato e più compatibile con strategie di adattamento. Nello scenario di forzante elevata, al contrario, gli anni più freschi della fine del secolo diverrebbero comparabili agli anni più caldi del passato, le estati potrebbero riscaldarsi localmente di 6–8 °C e le ondate di calore potrebbero occupare una parte sostanziale della stagione calda. La differenza tra i due percorsi non rappresenta quindi una variazione marginale, ma separa due configurazioni climatiche profondamente diverse per disponibilità idrica, salute pubblica, agricoltura, domanda energetica, conservazione degli ecosistemi e abitabilità degli ambienti urbani.

La letteratura regionale, pur basata su modelli, periodi e definizioni differenti, converge su un risultato robusto: il riscaldamento del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente è già in corso, continuerà almeno nei prossimi decenni e sarà amplificato durante la stagione estiva, nelle aree continentali e nelle regioni montuose. L’esatta entità del cambiamento conserva una componente di incertezza, ma tale incertezza riguarda soprattutto quanto intensamente la regione si riscalderà, non la direzione dell’evoluzione. La Figura 7 e gli studi che la accompagnano dimostrano pertanto che l’adattamento agli estremi termici è ormai indispensabile, mentre la mitigazione globale resta decisiva per impedire che il riscaldamento regionale raggiunga, nella seconda metà del secolo, livelli capaci di superare ampiamente la capacità di adattamento di popolazioni, infrastrutture ed ecosistemi.

Figura 8 – Distribuzione geografica del riscaldamento futuro nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente

La Figura 8 descrive la distribuzione spaziale delle variazioni previste della temperatura media annua prossima alla superficie nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, regione indicata complessivamente con l’acronimo EMME. Le anomalie sono calcolate rispetto alla climatologia 1986–2005 e derivano dalle proiezioni climatiche regionali CORDEX-CORE, sviluppate per fornire simulazioni omogenee e ad alta risoluzione sui principali domini continentali. L’impiego di modelli climatici regionali è particolarmente importante in un territorio climaticamente complesso come quello rappresentato, nel quale il Mediterraneo, il Mar Nero, il Mar Rosso, il Golfo Persico e il Mar Arabico interagiscono con vaste regioni desertiche, altopiani e catene montuose. La maggiore risoluzione consente di descrivere più accuratamente i contrasti tra mare e terra, gli effetti dell’orografia, la copertura nevosa e alcuni processi di scambio energetico tra superficie e atmosfera, pur mantenendo una dipendenza dalle condizioni imposte dai modelli climatici globali utilizzati ai confini del dominio. 

La struttura della figura permette di confrontare simultaneamente due differenti percorsi di forzante climatica e due orizzonti temporali. I pannelli di sinistra rappresentano RCP2.6, uno scenario caratterizzato da una forte mitigazione delle emissioni e da una forzante radiativa che raggiunge un massimo per poi stabilizzarsi o diminuire. I pannelli di destra si riferiscono invece a RCP8.5, un percorso di forzante molto elevata nel quale le concentrazioni dei gas serra continuano a crescere durante gran parte del secolo. I pannelli superiori mostrano le condizioni medie del periodo 2041–2060, mentre quelli inferiori rappresentano il periodo 2081–2100. La scala cromatica, compresa tra 0 e 7 °C, esprime quindi l’incremento della temperatura media annua rispetto al 1986–2005: le tonalità più chiare indicano un aumento relativamente contenuto, mentre i rossi più intensi corrispondono a un riscaldamento progressivamente maggiore.

È essenziale sottolineare che il periodo 1986–2005 non rappresenta un clima preindustriale. All’interno di quel ventennio una parte del riscaldamento antropogenico globale si era già manifestata; di conseguenza, i valori riportati nella figura sottostimano l’aumento complessivo rispetto alla seconda metà del XIX secolo. Secondo la valutazione regionale di Zittis et al., ai valori delle mappe dovrebbe essere aggiunto indicativamente circa 0,8 °C per ottenere un’approssimazione del riscaldamento rispetto alle condizioni preindustriali. Un’anomalia futura di 5–6 °C rispetto al 1986–2005 corrisponderebbe pertanto a un riscaldamento regionale complessivo superiore a 6 °C rispetto alla fine dell’Ottocento. 

Nel pannello superiore sinistro, relativo a RCP2.6 nel periodo 2041–2060, il riscaldamento risulta diffuso su tutta la regione e generalmente compreso tra circa 1 e 1,5 °C. Le variazioni appaiono relativamente uniformi, sebbene siano riconoscibili incrementi leggermente superiori in alcune zone continentali e montuose. Ciò mostra che anche un percorso di mitigazione molto ambizioso non impedirebbe un ulteriore riscaldamento durante la prima metà del secolo. Una parte di tale aumento è infatti già determinata dalle emissioni passate, dalla lunga permanenza atmosferica dell’anidride carbonica e dall’inerzia termica degli oceani. La relativa somiglianza tra gli scenari durante i primi decenni non deve quindi essere interpretata come un’inefficacia della mitigazione: il beneficio della riduzione delle emissioni emerge soprattutto nella seconda metà del secolo, quando le traiettorie di forzante diventano profondamente differenti. 

Il pannello inferiore sinistro, riferito allo stesso scenario RCP2.6 ma al periodo 2081–2100, presenta variazioni non molto diverse da quelle di metà secolo. Nella maggior parte dell’EMME, l’aumento rimane prossimo a 1–1,5 °C rispetto al periodo di riferimento, con valori localmente superiori soprattutto nelle aree montuose e continentali. La limitata differenza fra i due pannelli di sinistra rappresenta uno dei risultati più importanti della figura: quando la forzante climatica viene contenuta, il riscaldamento regionale tende a raggiungere un massimo intorno alla metà del secolo e successivamente si stabilizza. Il clima non ritorna alle condizioni del passato, ma viene evitata una continua accelerazione del cambiamento durante gli ultimi decenni del XXI secolo.

La stabilizzazione mostrata da RCP2.6 non deve essere confusa con l’assenza di impatti. Un aumento medio annuo di 1–1,5 °C rispetto al 1986–2005 rimarrebbe climaticamente significativo, in particolare perché si aggiunge al riscaldamento già verificatosi prima del periodo di riferimento. Le temperature degli anni più caldi potrebbero comunque superare ampiamente l’intervallo storico, mentre aumenterebbero la frequenza delle ondate di calore, delle notti tropicali e delle condizioni favorevoli alla siccità. La differenza fondamentale è che, in presenza di una forte mitigazione, questi cambiamenti resterebbero più prossimi ai limiti entro i quali l’adattamento delle società, delle infrastrutture e degli ecosistemi potrebbe risultare tecnicamente praticabile. 

Il pannello superiore destro, relativo a RCP8.5 nel periodo 2041–2060, mostra invece un aumento generalmente compreso tra 2 e 3 °C. Il riscaldamento è già maggiore rispetto a quello indicato da RCP2.6, ma il contrasto tra i due scenari non ha ancora raggiunto l’ampiezza osservabile alla fine del secolo. Le tonalità più intense interessano soprattutto l’interno della Penisola Arabica, l’Iran, l’Anatolia e altre regioni continentali dell’Asia occidentale, mentre le zone costiere mostrano in diversi casi aumenti leggermente inferiori. Questa configurazione riflette il maggiore riscaldamento delle terre emerse rispetto alle superfici marine, un comportamento fondamentale del sistema climatico derivante dalla minore capacità termica del suolo e dalla diversa distribuzione dell’energia assorbita.

Gli oceani possono immagazzinare calore in profondità e redistribuirlo attraverso il rimescolamento e le correnti, mentre le superfici terrestri rispondono più rapidamente alla forzante radiativa. Nelle regioni aride, inoltre, la limitata disponibilità di acqua riduce la quantità di energia utilizzata nell’evaporazione. Una quota maggiore del bilancio energetico superficiale viene quindi trasformata in calore sensibile, riscaldando direttamente il terreno e gli strati inferiori dell’atmosfera. Questo meccanismo contribuisce a spiegare perché le zone interne della Penisola Arabica, della Mesopotamia e dell’Iran presentino una risposta termica più intensa rispetto a molte aree costiere.

La configurazione più estrema compare nel pannello inferiore destro, relativo a RCP8.5 nel periodo 2081–2100. Quasi tutto il dominio è caratterizzato da tonalità rosso scuro, corrispondenti a un riscaldamento medio annuo generalmente compreso tra 5 e 6 °C rispetto al 1986–2005. In alcune aree continentali e montuose le anomalie si avvicinano o superano 6 °C. Il segnale non è limitato a singole zone desertiche, ma coinvolge l’intera regione, dai Balcani meridionali e dall’Anatolia fino alla Penisola Arabica e all’Iran. La valutazione complessiva della letteratura scientifica identifica infatti l’EMME come uno dei principali hotspot del cambiamento climatico, con un riscaldamento recente e futuro più rapido rispetto alla media globale e a molte altre regioni abitate. 

Il confronto fra i due pannelli inferiori rende evidente l’importanza delle emissioni cumulative. Alla fine del secolo, la differenza tra RCP2.6 e RCP8.5 raggiunge frequentemente 4–5 °C. Questa distanza non rappresenta una piccola variazione quantitativa all’interno dello stesso clima, ma separa due stati regionali profondamente differenti. Nel percorso di mitigazione, la temperatura media tende a stabilizzarsi; nel percorso di forzante elevata, il riscaldamento continua ad accelerare e conduce a condizioni senza equivalenti nel periodo storico recente. Nello scenario più caldo, persino gli anni relativamente freschi della fine del secolo potrebbero risultare paragonabili agli anni più caldi del periodo 1986–2005, determinando una quasi completa separazione tra le distribuzioni climatiche passate e future. 

La figura evidenzia anche un gradiente spaziale legato alla continentalità. Le regioni prossime al Mediterraneo, al Mar Nero, al Mar Rosso e al Golfo Persico presentano in alcuni casi anomalie leggermente inferiori rispetto agli interni continentali, grazie all’effetto moderatore delle masse d’acqua. Tale moderazione è tuttavia relativa: nello scenario RCP8.5 di fine secolo, anche le coste subirebbero un riscaldamento molto intenso. Inoltre, una temperatura dell’aria leggermente inferiore non implica necessariamente un minore rischio per la salute, poiché le aree costiere possono essere esposte a un’umidità più elevata. L’associazione tra caldo e umidità riduce l’efficienza della sudorazione e può produrre uno stress fisiologico superiore a quello determinato da temperature più alte ma accompagnate da aria molto secca.

Le aree montuose presentano un’amplificazione termica riconducibile, almeno in parte, alla retroazione positiva neve-albedo. La neve possiede un’elevata capacità di riflettere la radiazione solare; quando la temperatura aumenta, la copertura nevosa si riduce in estensione e durata, esponendo superfici più scure che assorbono maggiormente l’energia incidente. Il maggiore assorbimento favorisce un ulteriore riscaldamento e accelera la fusione della neve residua. Questo processo può essere particolarmente rilevante sull’Anatolia orientale, sul Caucaso, sui monti Alborz e sugli Zagros, dove la neve stagionale e i ghiacciai esercitano un ruolo importante nel bilancio energetico e idrologico regionale. La sensibilità della copertura nevosa al riscaldamento è ben documentata nelle valutazioni climatiche delle regioni montane. 

La perdita di neve e ghiaccio possiede conseguenze che superano l’aumento locale della temperatura. Nelle regioni montuose, l’accumulo nevoso agisce come una riserva stagionale, trattenendo durante l’inverno una parte delle precipitazioni e rilasciandola gradualmente durante la primavera e l’estate. Una fusione anticipata modifica la stagionalità delle portate fluviali: può aumentare il deflusso nei mesi freddi e ridurre la disponibilità d’acqua nel periodo estivo, quando la richiesta agricola e civile è maggiore. Anche in scenari di riscaldamento contenuto è prevista una considerevole perdita di massa glaciale, mentre nei percorsi di forte riscaldamento molte piccole masse glaciali sono esposte a una probabilità elevata di scomparsa entro il 2100. 

La temperatura rappresentata nella Figura 8 è una media annua e non descrive direttamente la marcata stagionalità del cambiamento. Nella regione mediterranea e mediorientale, il riscaldamento futuro dovrebbe essere più pronunciato durante l’estate. Sotto RCP8.5, alcune zone potrebbero sperimentare incrementi estivi di 6–8 °C, superiori alle variazioni medie annuali mostrate nelle mappe. Tale amplificazione riguarda soprattutto le aree relativamente più umide del Mediterraneo orientale e dell’Anatolia, dove la prevista diminuzione delle precipitazioni e dell’umidità del terreno riduce il raffreddamento evaporativo. La valutazione dell’IPCC considera il Mediterraneo particolarmente vulnerabile alla combinazione di riscaldamento, ondate di calore più intense e siccità crescente. 

Le interazioni fra terreno e atmosfera costituiscono uno dei principali meccanismi di amplificazione del caldo estivo. Quando il suolo è umido, una parte dell’energia disponibile viene impiegata per far evaporare l’acqua e sostenere la traspirazione della vegetazione. Questo flusso di calore latente limita l’aumento della temperatura dell’aria. Durante una fase siccitosa, invece, l’esaurimento dell’acqua riduce progressivamente l’evapotraspirazione; una quota maggiore dell’energia viene trasferita all’atmosfera come calore sensibile, favorendo temperature più elevate. Il caldo accresce a sua volta la domanda evaporativa atmosferica e accelera il disseccamento residuo, instaurando una retroazione positiva capace di aumentare l’intensità e, in determinate condizioni, la durata degli episodi estremi. 

Questa retroazione contribuisce anche a spiegare perché il riscaldamento possa essere più intenso nelle zone mediterranee relativamente umide che subiscono una progressiva aridificazione. Nelle regioni già permanentemente desertiche, l’evaporazione disponibile è molto ridotta anche nel clima contemporaneo; nelle aree di transizione, invece, il passaggio da terreni moderatamente umidi a suoli frequentemente secchi comporta una sostanziale redistribuzione dell’energia superficiale. Il cambiamento del regime idrologico può quindi produrre un’amplificazione non lineare della temperatura estiva, facendo sì che una riduzione delle precipitazioni generi effetti termici superiori a quelli derivanti dalla sola forzante radiativa diretta.

Alla componente termodinamica si aggiunge quella dinamica. Il riscaldamento estivo dell’EMME è stato associato all’evoluzione delle grandi strutture bariche subtropicali, compresa l’espansione verso occidente della bassa termica indo-pakistana e della saccatura persiana. Tali sistemi interagiscono con la depressione termica sahariana e contribuiscono a organizzare la circolazione estiva tra Asia meridionale, Penisola Arabica e Mediterraneo orientale. I cambiamenti della loro intensità e posizione possono modificare l’avvezione di masse d’aria, la ventilazione e la persistenza delle condizioni anticicloniche, modulando regionalmente il riscaldamento prodotto dai gas serra. Gli studi di Lelieveld et al. mostrano che le temperature dei giorni più caldi in Medio Oriente e Nord Africa possono aumentare in modo eccezionale durante il XXI secolo, soprattutto nei percorsi di forzante elevata. 

I tratteggi sovrapposti alle mappe forniscono informazioni sulla significatività e sulla robustezza delle variazioni. Un cambiamento viene considerato statisticamente significativo quando il segnale simulato risulta sufficientemente grande rispetto alla variabilità del clima di riferimento; la robustezza indica invece il grado di concordanza fra i modelli sulla risposta prevista. Le diverse combinazioni grafiche distinguono quindi le aree nelle quali la variazione è robusta, significativa oppure contemporaneamente robusta e significativa. L’estensione dei tratteggi mostra che il riscaldamento non costituisce un risultato isolato di pochi modelli, ma un segnale ampiamente condiviso dall’insieme CORDEX-CORE. 

Nel pannello RCP8.5 di fine secolo, il segnale appare robusto e significativo in quasi tutta la regione. Ciò significa che l’incertezza riguarda principalmente l’esatta entità dell’aumento e non il segno della variazione. I modelli possono differire nella stima locale del riscaldamento, per esempio indicando 5 °C in un caso e più di 6 °C in un altro, ma concordano sul verificarsi di un cambiamento molto superiore alla variabilità climatica interannuale del periodo 1986–2005. La robustezza geografica del segnale è uno degli elementi più rilevanti della figura, poiché esclude che l’evoluzione rappresentata possa essere interpretata come una semplice oscillazione naturale di durata pluridecadale.

La significatività delle variazioni è elevata anche sotto RCP2.6, nonostante l’entità inferiore del riscaldamento. Questo chiarisce che una forte mitigazione non cancella il cambiamento climatico regionale. La sua funzione principale consiste nel limitare il riscaldamento aggiuntivo e nel prevenire il passaggio verso uno stato termico molto più estremo. Anche anomalie di 1–1,5 °C rispetto al periodo di riferimento possono avere conseguenze importanti quando persistono per decenni, modificano le temperature estreme e interagiscono con siccità, urbanizzazione, disponibilità d’acqua e trasformazioni degli ecosistemi.

L’interpretazione della Figura 8 deve inoltre tenere conto della differenza tra temperatura media ed estremi. Lo spostamento della media annuale modifica l’intera distribuzione delle temperature giornaliere. Se la forma della distribuzione rimanesse invariata, un semplice aumento della media renderebbe comunque molto più frequenti i superamenti delle soglie più elevate; se cambiano anche variabilità, persistenza e interazioni con l’umidità del terreno, l’incremento degli estremi può risultare ancora maggiore. L’IPCC conclude con elevata confidenza che la frequenza e l’intensità degli estremi caldi aumentano con ogni ulteriore livello di riscaldamento globale, mentre diminuiscono gli estremi freddi. 

Le simulazioni regionali dedicate al Mediterraneo indicano che le ondate di calore future saranno più frequenti, intense e persistenti, soprattutto negli scenari ad alte emissioni. Episodi che nel clima storico possedevano tempi di ritorno pluridecadali possono diventare eventi ricorrenti, mentre le estati eccezionalmente calde tendono a trasformarsi in condizioni comuni. L’aumento non riguarda soltanto la massima temperatura raggiunta, ma anche la durata delle sequenze calde e la loro estensione geografica. Una lunga persistenza è particolarmente dannosa perché impedisce il recupero notturno, accelera il disseccamento dei terreni, aumenta la domanda energetica e accumula stress negli organismi viventi. 

Nelle aree urbane, le anomalie climatiche mostrate dalla figura possono sommarsi all’isola di calore. Edifici, asfalto e altre superfici artificiali assorbono e immagazzinano una grande quantità di energia durante il giorno, rilasciandola lentamente durante la notte. La ridotta vegetazione limita il raffreddamento evaporativo, mentre la geometria urbana può ostacolare la ventilazione. Ne consegue che le temperature sperimentate dalla popolazione possono essere significativamente superiori alle medie regionali simulate, in particolare nelle ore notturne. La combinazione fra riscaldamento climatico, crescita urbana e aumento della domanda di raffrescamento rende le città dell’EMME particolarmente vulnerabili.

Gli impatti sanitari dipenderanno non soltanto dalla temperatura, ma anche dall’umidità, dalla ventilazione, dalla durata dell’esposizione e dalla possibilità di accedere ad ambienti raffrescati. Nelle aree interne prevale spesso un caldo molto intenso ma secco; lungo le coste del Golfo Persico, del Mar Rosso e del Mediterraneo orientale, livelli termici leggermente inferiori possono essere accompagnati da umidità elevata. In queste condizioni l’evaporazione del sudore diventa meno efficiente e la temperatura corporea può aumentare rapidamente. La valutazione del rischio richiede quindi indicatori che combinino temperatura e umidità, oltre alla considerazione delle condizioni sociali, lavorative e sanitarie della popolazione.

Il riscaldamento rappresentato nelle mappe intensificherebbe inoltre il fabbisogno idrico. Temperature più elevate aumentano l’evaporazione dalle superfici libere e l’evapotraspirazione delle colture, riducono l’umidità del terreno e accrescono la domanda irrigua. In presenza di precipitazioni stabili o decrescenti, il bilancio idrologico diventerebbe progressivamente più negativo. La regione mediterranea è già caratterizzata da una forte vulnerabilità alle siccità e alla scarsità d’acqua; l’aumento termico può quindi aggravare le crisi idriche anche laddove la diminuzione delle precipitazioni non risulti particolarmente pronunciata. 

In agricoltura, il riscaldamento accelera lo sviluppo fenologico, aumenta lo stress termico e idrico e può ridurre la durata delle fasi di riempimento dei cereali. Temperature estreme durante la fioritura o la formazione dei frutti possono compromettere la produttività, mentre un maggiore fabbisogno irriguo accresce la pressione su falde, fiumi e invasi. Le regioni montuose, attraverso la perdita di neve e ghiaccio, potrebbero fornire meno acqua durante la stagione estiva; le pianure agricole, contemporaneamente, richiederebbero volumi maggiori per compensare l’aumento dell’evapotraspirazione. Il cambiamento termico e quello idrologico devono pertanto essere considerati componenti inseparabili dello stesso rischio climatico.

Anche gli ecosistemi naturali sarebbero sottoposti a pressioni crescenti. Il riscaldamento e il disseccamento del suolo possono modificare la distribuzione delle specie, ridurre la produttività primaria, aumentare la mortalità degli alberi e prolungare la stagione favorevole agli incendi. Gli organismi mediterranei possiedono adattamenti alla siccità e al caldo, ma la rapidità e l’ampiezza dei cambiamenti previsti sotto RCP8.5 potrebbero superare la capacità di acclimatazione o migrazione di numerose specie. Il Mediterraneo è riconosciuto come un’area particolarmente vulnerabile all’interazione fra estremi termici, siccità, incendi, perdita di biodiversità e trasformazioni dell’uso del suolo. 

La Figura 8 non deve infine essere letta come una previsione deterministica dell’esatta temperatura futura di ogni località. RCP2.6 e RCP8.5 rappresentano percorsi climatici condizionati da differenti evoluzioni delle emissioni, non previsioni meteorologiche. L’effettiva traiettoria dipenderà dalle emissioni cumulative, dalle politiche energetiche, dai cambiamenti tecnologici e dalla risposta fisica del sistema climatico. Le mappe mostrano tuttavia con grande chiarezza che il livello di riscaldamento della seconda metà del secolo non è predeterminato: una parte importante del cambiamento può ancora essere evitata attraverso la mitigazione.

Nel complesso, la Figura 8 documenta un riscaldamento diffuso, statisticamente significativo e robusto in tutto il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente. Entro la metà del secolo, un ulteriore aumento appare in entrambi gli scenari, sebbene già più intenso sotto RCP8.5. Alla fine del secolo, le traiettorie divergono radicalmente: RCP2.6 mantiene la maggior parte della regione entro circa 1–1,5 °C rispetto al 1986–2005, mentre RCP8.5 conduce verso anomalie generalmente comprese tra 5 e 6 °C, con valori superiori nelle aree continentali e montuose. La figura dimostra così che la mitigazione non può eliminare interamente il cambiamento ormai avviato, ma può impedire che il clima regionale attraversi una trasformazione termica di portata eccezionale, riducendo sensibilmente i rischi per le risorse idriche, l’agricoltura, la salute pubblica, gli ecosistemi e l’abitabilità delle città.

Figura 9 – Trasformazione della distribuzione termica nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente

La Figura 9 rappresenta mediante curve di densità di probabilità l’evoluzione prevista delle anomalie della temperatura media annua nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, indicati complessivamente con l’acronimo EMME. A differenza di una serie temporale, che mostra la successione cronologica degli anni, questo tipo di grafico descrive la distribuzione statistica delle condizioni termiche associate al periodo storico e ai differenti scenari climatici futuri. La posizione di ciascuna curva indica quali anomalie risultano più frequenti, la sua larghezza esprime la dispersione dei valori e l’eventuale sovrapposizione tra le distribuzioni permette di valutare quanto il clima futuro possa ancora assomigliare a quello recente. La figura costituisce quindi una rappresentazione particolarmente efficace della progressiva transizione verso uno stato climatico regionale più caldo, nel quale non cambia soltanto il valore medio, ma anche la frequenza relativa degli anni estremamente caldi e la possibilità che le condizioni considerate normali nel passato continuino a presentarsi. La letteratura scientifica identifica infatti l’EMME come uno dei principali hotspot climatici mondiali, caratterizzato da un riscaldamento più rapido della media globale e da una pronunciata intensificazione degli estremi durante la stagione calda. 

Le anomalie riportate sull’asse orizzontale sono calcolate rispetto alla media del periodo 1986–2005. Lo zero non rappresenta pertanto la temperatura dell’epoca preindustriale, ma la condizione media di un intervallo durante il quale il riscaldamento antropogenico era già chiaramente in corso. Per questa ragione, le anomalie mostrate nella figura non possono essere confrontate direttamente con gli obiettivi di 1,5 o 2 °C dell’Accordo di Parigi, riferiti convenzionalmente al periodo 1850–1900. Come discusso nella valutazione di Zittis et al., per approssimare il riscaldamento rispetto alla fase preindustriale occorrerebbe aggiungere circa 0,8 °C ai valori della figura. Una distribuzione futura centrata intorno a +5 °C rispetto al 1986–2005 descriverebbe quindi un clima regionale riscaldato complessivamente di quasi 6 °C o più rispetto alla fine del XIX secolo, con aumenti stagionali e locali potenzialmente ancora superiori. 

L’asse verticale indica la densità di probabilità e non la probabilità associata a un singolo valore esatto. La probabilità deve essere interpretata considerando l’area compresa sotto una porzione della curva, mentre l’area totale sotto ciascuna distribuzione è normalizzata allo stesso valore. Una curva alta e stretta indica che i valori sono maggiormente concentrati attorno alla media; una curva più bassa e larga mostra invece che la distribuzione è estesa su un intervallo termico più ampio. Di conseguenza, l’altezza inferiore della curva RCP8.5 di fine secolo non significa che quello scenario sia meno probabile, ma che i valori simulati risultano maggiormente dispersi. Tale dispersione può comprendere sia la variabilità da un anno all’altro sia le differenze nella risposta dei modelli climatici alla forzante radiativa. Le simulazioni CORDEX-CORE utilizzate nello studio derivano infatti da un insieme coordinato di modelli climatici regionali alimentati da differenti modelli globali, concepito per fornire informazioni climatiche spazialmente più dettagliate e confrontabili tra le diverse regioni del pianeta. 

La distribuzione grigia rappresenta le simulazioni storiche ed è centrata approssimativamente intorno allo zero, come ci si attende da una serie espressa rispetto alla propria climatologia di riferimento. La maggior parte degli anni storici presenta anomalie comprese indicativamente tra circa −1 e +1 °C, mentre le code includono valori più freddi o più caldi, meno frequenti. Questa dispersione descrive la variabilità interannuale regionale, prodotta dalle oscillazioni della circolazione atmosferica, dalle anomalie della temperatura superficiale dei mari, dalle modificazioni della copertura nuvolosa e dell’umidità del terreno e da altri processi interni al sistema climatico. La variabilità naturale può determinare singoli anni molto diversi tra loro, ma opera attorno a uno stato medio che, nel periodo storico, rimane prossimo allo zero della figura. Il cambiamento climatico antropogenico agisce invece spostando progressivamente l’intera distribuzione verso destra, cioè verso anomalie positive sempre maggiori.

Le due curve blu rappresentano lo scenario RCP2.6, associato a una forte riduzione delle emissioni e a una successiva stabilizzazione o diminuzione della forzante radiativa. La curva più chiara si riferisce alla metà del XXI secolo, mentre quella più intensa descrive la fine del secolo. Entrambe sono centrate approssimativamente tra +1 e +1,5 °C e mostrano un’elevata sovrapposizione. La loro vicinanza conferma il comportamento già evidenziato dalle Figure 7 e 8: in presenza di una mitigazione molto ambiziosa, il riscaldamento regionale raggiungerebbe un massimo intorno alla metà del secolo e tenderebbe successivamente a stabilizzarsi, anziché continuare ad accelerare. Questa stabilizzazione non cancellerebbe il cambiamento già avvenuto e non riporterebbe la regione alle condizioni del XX secolo, ma impedirebbe uno spostamento molto più esteso della distribuzione durante la seconda metà del XXI secolo. 

La parziale sovrapposizione tra le curve blu e la distribuzione storica mostra che, sotto RCP2.6, alcuni anni futuri relativamente freschi potrebbero ancora rientrare nell’intervallo delle condizioni più calde osservate nel periodo 1986–2005. Tuttavia, il centro della distribuzione futura si collocherebbe in una zona che nel clima storico corrispondeva già ad anni insolitamente caldi. In altri termini, una parte delle anomalie rare nel passato diverrebbe comune, mentre gli anni con temperature vicine alla vecchia media risulterebbero progressivamente meno frequenti. Anche nello scenario più favorevole, la coda destra delle distribuzioni blu supera ampiamente quella storica, indicando che gli anni futuri più caldi potrebbero raggiungere anomalie prive di analoghi nel periodo di riferimento.

Questo risultato mette in evidenza la differenza tra stabilizzazione climatica e ripristino del clima passato. La stabilizzazione delle emissioni nette e delle temperature globali impedirebbe un ulteriore spostamento significativo della distribuzione, ma non eliminerebbe immediatamente il riscaldamento accumulato. Il sistema climatico possiede infatti una notevole inerzia, dovuta soprattutto all’assorbimento di calore da parte degli oceani e alla lunga permanenza atmosferica dell’anidride carbonica. Per questa ragione, RCP2.6 rappresenta un futuro nel quale il cambiamento viene limitato, non annullato. L’IPCC sottolinea inoltre che ogni incremento aggiuntivo della temperatura globale accresce la frequenza e l’intensità degli estremi caldi, anche quando la differenza tra i livelli medi di riscaldamento appare relativamente contenuta. 

La curva rosa chiaro rappresenta RCP8.5 intorno alla metà del XXI secolo. Essa è centrata approssimativamente tra +2 e +2,5 °C, mostrando uno spostamento già notevole rispetto alla distribuzione storica e rispetto alle curve RCP2.6. Esiste ancora una certa sovrapposizione tra lo scenario ad alta forzante di metà secolo e quello mitigato, poiché le traiettorie emissive iniziano a produrre differenze climatiche particolarmente marcate soprattutto dopo gli anni Trenta e Quaranta. Tuttavia, la quasi completa separazione tra il centro della curva rosa e quello della distribuzione storica indica che, entro la metà del secolo, il clima medio regionale potrebbe già risultare profondamente diverso dalle condizioni del 1986–2005 in assenza di forti riduzioni delle emissioni.

Il massimo spostamento è rappresentato dalla distribuzione rosa più intensa, relativa a RCP8.5 alla fine del XXI secolo. Il suo centro si colloca intorno a +5 °C, mentre la curva si estende su un intervallo approssimativamente compreso tra +2 e oltre +8 °C. L’aspetto più significativo non è soltanto il valore medio, ma la quasi totale assenza di sovrapposizione con la distribuzione storica. Le condizioni climatiche tipiche del 1986–2005 diventerebbero virtualmente assenti e persino gli anni relativamente freschi del periodo 2081–2100 risulterebbero confrontabili con gli anni più caldi del clima recente. La valutazione regionale di Zittis et al. interpreta questo risultato come un passaggio verso condizioni termiche senza precedenti nell’esperienza climatica contemporanea dell’EMME. 

L’espressione secondo cui “gli anni futuri più freschi saranno comparabili agli anni storici più caldi” non indica che ogni anno avrà la stessa temperatura, ma che l’intera distribuzione si sarà trasferita in una nuova posizione. Nel clima storico, un’anomalia di +2 °C si trova nella coda calda ed è quindi relativamente rara; nel clima RCP8.5 di fine secolo, lo stesso valore potrebbe collocarsi nella coda più fresca. Questa trasformazione statistica può essere descritta come una perdita progressiva di sovrapposizione tra i regimi climatici: il clima futuro non rappresenterebbe semplicemente una versione leggermente più calda di quello attuale, ma uno stato nel quale le categorie di “anno fresco”, “anno normale” e “anno caldo” assumerebbero significati completamente differenti.

La forma più larga e appiattita della distribuzione RCP8.5 di fine secolo è definita nel testo originale come maggiormente platicurtica. Nel lavoro, questo cambiamento viene interpretato come un’indicazione di maggiore variabilità interannuale e di una crescente possibilità di anni o stagioni eccezionalmente caldi. Tale conclusione deve essere letta tenendo presente che la larghezza della curva può comprendere anche la dispersione tra i modelli, e non esclusivamente un incremento della variabilità fisica anno per anno. Ciononostante, l’estensione della coda destra mostra chiaramente che alcune combinazioni di elevata sensibilità climatica, variabilità naturale e retroazioni regionali possono produrre anomalie annuali molto superiori al valore mediano.

Questo aspetto è rilevante perché gli impatti non dipendono soltanto dallo spostamento della media. Se una distribuzione termica si sposta verso destra mantenendo la stessa larghezza, le soglie estreme vengono già superate con una frequenza molto maggiore. Se contemporaneamente la distribuzione si allarga, la probabilità degli eventi più lontani dalla media può crescere ancora più rapidamente. Un aumento medio annuo di 5 °C può quindi essere accompagnato da stagioni nelle quali le anomalie regionali risultano sensibilmente superiori, soprattutto quando la variabilità atmosferica favorisce persistenti condizioni anticicloniche, avvezioni calde continentali e un forte disseccamento del terreno.

La Figura 9 considera temperature medie annuali calcolate sull’intera regione EMME e non deve essere interpretata come una distribuzione delle temperature giornaliere di una singola località. La media regionale attenua le differenze fra coste, deserti, altopiani, città e catene montuose, mentre la media annuale combina stagioni con risposte climatiche differenti. Le proiezioni indicano che il riscaldamento dell’EMME sarà generalmente più intenso durante l’estate e nelle zone continentali interne, dove l’assenza dell’effetto moderatore del mare e la limitata disponibilità di acqua nel suolo favoriscono un maggiore aumento del calore sensibile. Pertanto, una distribuzione annuale centrata intorno a +5 °C può includere aumenti estivi di 6–8 °C in determinate aree, come discusso nella valutazione regionale da cui proviene la figura. 

Le interazioni tra suolo e atmosfera contribuiscono in modo sostanziale a questa amplificazione estiva. Quando il terreno è umido, una parte dell’energia solare viene utilizzata nell’evaporazione e nella traspirazione della vegetazione, limitando l’aumento della temperatura dell’aria. Quando le precipitazioni diminuiscono e il terreno si asciuga, il raffreddamento evaporativo si riduce e una quota maggiore dell’energia disponibile viene convertita in calore sensibile. L’aumento termico accresce a sua volta la domanda evaporativa atmosferica, accelerando il disseccamento residuo e creando una retroazione positiva. Studi recenti sulle variazioni termiche estreme mostrano che l’inaridimento dei suoli e le modificazioni della pressione atmosferica possono contribuire ad amplificare le oscillazioni calde nelle regioni mediterranee e alle medie latitudini. 

Lo spostamento delle distribuzioni annuali ha conseguenze dirette sugli estremi giornalieri. La Figura 9 non indica che ogni giornata sarà esattamente più calda di 5 °C, ma mostra che il contesto climatico all’interno del quale si sviluppano le ondate di calore sarà molto più caldo. Un evento atmosferico che oggi produce una temperatura eccezionale agirebbe in futuro sopra una linea di base termica più elevata, aumentando la probabilità di superare soglie critiche. Christidis, Mitchell e Stott hanno mostrato che l’influenza umana ha già accresciuto notevolmente la probabilità di temperature massime superiori a 50 °C in alcune parti del Mediterraneo e del Medio Oriente e che tali superamenti potrebbero divenire comuni entro la fine del secolo in località nelle quali sono ancora molto rari. 

Le proiezioni regionali delle ondate di calore risultano coerenti con il cambiamento statistico mostrato dalla Figura 9. Molina et al. hanno rilevato che gli episodi eccezionali osservati nel Mediterraneo all’inizio del XXI secolo potrebbero diventare condizioni normali verso la fine del secolo in tutti gli scenari analizzati, con una risposta molto più severa nei percorsi emissivi elevati. Zittis et al. hanno inoltre stimato che, sotto una traiettoria di forte forzante, nella seconda metà del secolo potrebbero emergere ondate di calore definite “super-estreme” e “ultra-estreme”, caratterizzate in alcune zone da temperature prossime o superiori a 56 °C e da durate di diverse settimane. Queste proiezioni riguardano estremi locali e non devono essere confuse con la media regionale annuale della Figura 9, ma rappresentano una conseguenza fisicamente coerente dello spostamento dell’intera distribuzione termica verso valori più elevati. 

La separazione tra le distribuzioni produce inoltre una forte asimmetria nell’evoluzione degli estremi caldi e freddi. Le anomalie fredde rispetto al clima storico diventano progressivamente meno frequenti e, nello scenario RCP8.5 di fine secolo, praticamente scompaiono dalla distribuzione. Ciò non significa che non possano più verificarsi brevi episodi meteorologici freddi rispetto alla nuova climatologia futura, ma che tali episodi sarebbero comunque molto più caldi rispetto agli equivalenti storici. Un inverno definito relativamente freddo alla fine del XXI secolo potrebbe dunque presentare temperature medie paragonabili o superiori a quelle di un inverno molto mite del periodo 1986–2005.

Dal punto di vista ecologico e agricolo, la trasformazione mostrata dalla figura implica che gli organismi sarebbero esposti non soltanto a estremi occasionali, ma a una modifica persistente delle condizioni di fondo. Le colture sperimenterebbero un’accelerazione delle fasi fenologiche, una maggiore domanda evaporativa e un incremento del rischio di stress termico durante la fioritura e la formazione dei frutti. Gli ecosistemi naturali potrebbero subire una contrazione degli habitat climaticamente idonei, un aumento della mortalità vegetale e stagioni degli incendi più lunghe. La vulnerabilità sarebbe accentuata dalla prevista diminuzione delle precipitazioni in diversi settori mediterranei e dalla crescente frequenza delle siccità, producendo eventi composti nei quali caldo e deficit idrico si rafforzano reciprocamente. L’IPCC considera il Mediterraneo particolarmente esposto all’interazione tra ondate di calore più lunghe, siccità crescente e limitata disponibilità idrica. 

Anche gli impatti sanitari dipendono dalla trasformazione della distribuzione nel suo complesso. Una popolazione può adattarsi parzialmente a un aumento graduale della temperatura attraverso modificazioni fisiologiche, comportamentali, urbanistiche e tecnologiche, ma l’adattamento diventa progressivamente più difficile quando gli estremi aumentano più rapidamente della media e si prolungano per settimane. Le temperature notturne elevate limitano il recupero fisiologico, mentre l’umidità costiera può ridurre l’efficienza della sudorazione. Le valutazioni dell’IPCC indicano che il rischio di mortalità associata al caldo potrebbe aumentare fortemente nel Medio Oriente e nell’Africa settentrionale, soprattutto tra gli anziani e le popolazioni con accesso limitato al raffrescamento. 

La Figura 9 rende particolarmente evidente il valore della mitigazione. A metà secolo le distribuzioni dei differenti scenari sono già separate, ma conservano una certa sovrapposizione; alla fine del secolo, invece, la distanza tra RCP2.6 e RCP8.5 supera diversi gradi. Nel percorso mitigato, il centro della distribuzione rimane vicino a +1–1,5 °C rispetto al 1986–2005; nel percorso ad alta forzante si sposta verso circa +5 °C. Questa differenza rappresenta una quota molto ampia del riscaldamento futuro evitabile. Non si tratta soltanto di ridurre di qualche grado le temperature più elevate, ma di conservare una maggiore sovrapposizione con il clima al quale infrastrutture, sistemi agricoli, ecosistemi e società si sono adattati.

RCP8.5 deve essere interpretato come uno scenario di forzante molto elevata e non come una previsione inevitabile o necessariamente più probabile delle altre. La funzione del confronto consiste nel mostrare come il clima regionale risponda a traiettorie emissive profondamente differenti. L’effettiva evoluzione dipenderà dalle emissioni cumulative globali, dalle politiche energetiche, dai cambiamenti tecnologici e dalla sensibilità fisica del sistema climatico. Tuttavia, la Figura 9 dimostra che, procedendo verso la fine del secolo, la scelta del percorso emissivo diventa molto più importante della variabilità naturale nel determinare la posizione della distribuzione termica regionale.

Nel complesso, il grafico descrive una progressiva erosione del clima storico. Sotto RCP2.6, la distribuzione si sposta verso condizioni più calde ma tende a stabilizzarsi, mantenendo ancora una certa sovrapposizione con l’estremità calda del periodo 1986–2005. Sotto RCP8.5, lo spostamento prosegue per tutto il secolo e conduce a una distribuzione quasi completamente separata da quella storica, più ampia e caratterizzata da una coda che raggiunge anomalie estremamente elevate. Gli anni più freschi del nuovo clima diventerebbero simili agli anni più caldi del passato, mentre le condizioni un tempo considerate eccezionali assumerebbero una frequenza ordinaria. La Figura 9 non mostra quindi soltanto quanto potrebbe aumentare la temperatura media dell’EMME, ma illustra una trasformazione statistica e fisica molto più profonda: il passaggio da un clima nel quale il caldo estremo costituisce un’anomalia a uno nel quale esso diviene una componente strutturale e ricorrente dell’esperienza regionale.

Figura 10 – Evoluzione futura delle precipitazioni nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente

La Figura 10 descrive l’evoluzione delle anomalie della precipitazione media annua nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, indicati complessivamente con l’acronimo EMME, attraverso un insieme di simulazioni climatiche regionali CORDEX-CORE. Le variazioni sono espresse in percentuale rispetto alla media del periodo 1986–2005: il valore zero corrisponde quindi a un quantitativo annuo uguale a quello del periodo di riferimento, mentre valori negativi indicano una diminuzione e valori positivi un aumento. A differenza delle proiezioni termiche, nelle quali il segnale di riscaldamento emerge in maniera progressiva e relativamente uniforme, la risposta delle precipitazioni è caratterizzata da oscillazioni molto ampie, da una forte dispersione tra i modelli e da differenze sostanziali fra le diverse parti del dominio geografico. La figura non deve pertanto essere interpretata come la rappresentazione di una diminuzione omogenea della pioggia in ogni località, ma come la sintesi statistica di un sistema idrologico regionale estremamente eterogeneo, comprendente il clima mediterraneo invernale dei Balcani, dell’Anatolia e del Levante, i regimi continentali dell’Iran e della Mesopotamia e le regioni desertiche o influenzate dalla circolazione monsonica della Penisola Arabica. 

La linea nera rappresenta le simulazioni storiche, mentre la fascia grigia descrive la loro dispersione. Tra gli anni Settanta e l’inizio del XXI secolo, la media regionale oscilla attorno allo zero senza mostrare una tendenza regolare paragonabile a quella della temperatura. Sono presenti anni relativamente umidi e anni relativamente secchi, con scarti che possono superare diversi punti percentuali anche in successione ravvicinata. Questa elevata variabilità è una proprietà fondamentale della precipitazione mediterranea e mediorientale: una parte considerevole del totale annuo può dipendere da un numero limitato di perturbazioni, da singoli sistemi ciclonici o da episodi convettivi intensi. Modificazioni relativamente piccole della traiettoria delle depressioni, della posizione della corrente a getto o del trasporto di umidità possono quindi produrre differenze molto grandi nel bilancio pluviometrico di un determinato anno. La variabilità interannuale e decadale genera un rumore climatico molto più intenso rispetto a quello termico e rende più difficile isolare il segnale antropogenico all’interno di serie temporali relativamente brevi. 

Le fasce colorate associate alle proiezioni future devono essere lette come una rappresentazione della dispersione dell’insieme modellistico e della variabilità simulata, non come una previsione secondo cui la precipitazione seguirà ogni anno il limite superiore o inferiore dell’area ombreggiata. La larghezza delle fasce deriva dalla combinazione di almeno tre componenti: la variabilità interna del sistema climatico, le differenze strutturali tra i modelli e l’incertezza relativa alle forzanti future. Per le precipitazioni si aggiungono difficoltà specifiche nella rappresentazione della convezione, delle nubi, delle interazioni con l’orografia e dei sistemi ciclonici regionali. Anche modelli che simulano un riscaldamento simile possono produrre risposte pluviometriche differenti, perché la precipitazione dipende dall’equilibrio tra maggiore disponibilità di vapore acqueo e modificazioni dinamiche capaci di favorire oppure inibire il sollevamento atmosferico. La grande ampiezza delle fasce della Figura 10 conferma quindi che l’incertezza quantitativa è nettamente superiore a quella osservata per le temperature, pur non escludendo l’esistenza di segnali regionali robusti. 

Nello scenario RCP2.6, rappresentato dalla curva blu, la media dell’insieme rimane prossima allo zero per gran parte del XXI secolo. Le oscillazioni annuali sono evidenti, ma non emerge una diminuzione persistente e statisticamente ben separata dalla variabilità contemporanea. Alla fine del secolo, la variazione media regionale appare generalmente modesta, con valori vicini alla stabilità o debolmente negativi. Il risultato non significa che ogni area dell’EMME manterrà le precipitazioni attuali, né che il rischio di siccità rimarrà invariato. Significa piuttosto che, aggregando un dominio molto vasto, gli aumenti previsti in alcune zone possono compensare le diminuzioni attese in altre e che, sotto una forzante relativamente contenuta, il segnale medio annuale resta paragonabile alla dispersione naturale e modellistica. Le analisi spaziali associate allo stesso insieme CORDEX-CORE indicano infatti variazioni generalmente comprese entro circa ±10% sotto RCP2.6, con possibili aumenti soprattutto nei settori meridionali e sudorientali e diminuzioni in alcune aree mediterranee. 

L’assenza di una marcata diminuzione della precipitazione media nello scenario RCP2.6 non equivale tuttavia all’assenza di un peggioramento dell’aridità. La disponibilità idrica dipende dal bilancio fra precipitazione, evaporazione, traspirazione della vegetazione, infiltrazione e deflusso. Anche con precipitazioni quasi stabili, l’aumento della temperatura accresce la domanda evaporativa atmosferica, riduce l’umidità del suolo e può intensificare le siccità agricole ed ecologiche. In altri termini, la stessa quantità di pioggia diviene meno efficace nel sostenere le colture e gli ecosistemi quando l’atmosfera è più calda e capace di sottrarre più rapidamente acqua alle superfici. Studi condotti sull’area MENA mostrano che l’incremento dell’evapotraspirazione potenziale può ridurre la disponibilità idrica anche laddove il segnale pluviometrico risulti debole o incerto; per questa ragione, gli indicatori che combinano temperatura e precipitazione tendono a mostrare un’aridificazione più pronunciata rispetto a quelli fondati esclusivamente sulla pioggia. 

La curva rossa relativa a RCP8.5 presenta invece una progressiva tendenza verso valori negativi, particolarmente evidente dopo la metà del secolo. Nelle prime decadi, la linea oscilla ancora vicino a quella di RCP2.6, perché la variabilità naturale e l’inerzia del sistema climatico limitano la separazione immediata tra gli scenari. Successivamente, la traiettoria ad alta forzante conduce a una diminuzione più persistente e la media dell’insieme raggiunge approssimativamente una riduzione del 10–20% entro la fine del XXI secolo. Tale intervallo è coerente con altre valutazioni dedicate al Mediterraneo orientale e con la sensibilità media mediterranea, stimata in una perdita di precipitazione terrestre prossima al 4% per ogni grado di riscaldamento globale. Quest’ultima relazione deve essere considerata una sintesi regionale, non una legge valida in modo uniforme per tutte le stagioni e località, ma evidenzia la forte dipendenza dell’inaridimento mediterraneo dall’intensità del riscaldamento globale. 

Il progressivo prosciugamento dei settori mediterranei dell’EMME deriva dall’interazione tra processi dinamici e termodinamici. Un’atmosfera più calda può contenere una maggiore quantità di vapore, ma ciò non garantisce automaticamente un aumento delle precipitazioni: perché l’umidità si trasformi in pioggia devono essere presenti condizioni dinamiche favorevoli al sollevamento e alla condensazione. Le proiezioni mediterranee indicano una tendenza all’espansione della fascia subtropicale, una maggiore influenza della subsidenza anticiclonica e modificazioni delle traiettorie perturbate delle medie latitudini. Se le storm track si spostano verso nord o se diminuisce la frequenza dei cicloni che raggiungono il Mediterraneo orientale, la regione può ricevere meno precipitazioni nonostante l’aumento del contenuto atmosferico di vapore. La diminuzione della pioggia è quindi legata soprattutto a una riduzione della frequenza o della durata delle configurazioni piovose, mentre gli eventi che riescono a svilupparsi possono essere alimentati da un’atmosfera più umida. 

Anche il contrasto termico tra terra e mare contribuisce alla risposta idrologica regionale. Il riscaldamento delle superfici continentali dell’EMME è generalmente più rapido di quello dei mari circostanti; questa differenza modifica i gradienti di pressione, la circolazione atmosferica e la distribuzione dell’umidità. Un maggiore riscaldamento terrestre può rafforzare la stabilità e la divergenza in determinate configurazioni, ridurre l’umidità relativa e favorire l’essiccamento del suolo. Il terreno più asciutto limita l’evapotraspirazione e aumenta ulteriormente la temperatura, instaurando una retroazione tra aridità e riscaldamento. Il segnale pluviometrico e quello termico non devono quindi essere considerati indipendenti: la diminuzione della pioggia amplifica il caldo attraverso la perdita del raffreddamento evaporativo, mentre il riscaldamento aggrava gli effetti idrologici della minore precipitazione. 

Uno degli aspetti scientificamente più interessanti della Figura 10 è il confronto, rappresentato dai boxplot sulla destra, tra le proiezioni regionali CORDEX-CORE basate sugli RCP e le simulazioni globali CMIP6 basate sugli SSP. Nei percorsi a bassa forzante, RCP2.6 e SSP1-2.6 forniscono risultati complessivamente simili, indicando variazioni regionali relativamente contenute. Nei percorsi ad alta forzante emerge invece una differenza rilevante: le simulazioni RCP8.5 regionalizzate mostrano mediamente una diminuzione della precipitazione, mentre l’insieme globale CMIP6 SSP5-8.5 suggerisce, nella media dell’intero dominio EMME, un possibile aumento dell’ordine del 10–20%. Tale apparente contraddizione non implica che CMIP6 preveda un futuro umido per il Mediterraneo orientale. Essa deriva principalmente dal forte peso delle proiezioni di aumento delle precipitazioni sulla Penisola Arabica meridionale e nelle parti più meridionali dell’EMME, capaci di compensare o superare statisticamente il prosciugamento dei territori mediterranei settentrionali. 

Il dominio EMME comprende infatti due risposte climatiche potenzialmente opposte. A nord di circa 27,5° N, comprendendo Grecia, Turchia, Cipro, Levante, Iraq settentrionale e parte dell’Iran, i modelli tendono a indicare una diminuzione delle precipitazioni, soprattutto durante la stagione umida. Nei settori meridionali, comprendenti parte dell’Egitto e della Penisola Arabica, alcuni modelli CMIP6 simulano invece aumenti che possono essere considerevoli in termini percentuali. Almazroui e colleghi hanno identificato sulla Penisola Arabica una struttura a dipolo, con una risposta più secca nel nord e una crescita più robusta delle precipitazioni nel sud, soprattutto negli scenari a elevata forzante. Il segnale positivo è stato associato alle modificazioni della circolazione monsonica, del trasporto di umidità dal Mar Arabico e della posizione stagionale della Zona di Convergenza Intertropicale. 

Gli aumenti percentuali nelle regioni aride devono però essere interpretati con cautela. In un territorio che riceve quantità annue molto ridotte, anche un incremento assoluto modesto può tradursi in una variazione percentuale molto grande. Un aumento del 40 o 50% non significa necessariamente la trasformazione di un deserto in una regione umida, ma può corrispondere al passaggio da un totale pluviometrico estremamente basso a uno soltanto leggermente superiore. Inoltre, gran parte dell’incremento previsto nei settori meridionali può concentrarsi in poche giornate o in episodi convettivi stagionali, senza garantire una disponibilità idrica regolare. La pioggia intensa che cade su suoli secchi, compattati o impermeabilizzati può produrre un rapido deflusso e alimentare alluvioni improvvise, contribuendo in misura limitata alla ricarica delle falde o all’umidità agricola persistente.

Le differenze tra CMIP5 e CMIP6 riflettono anche la diversa rappresentazione dei processi climatici e delle forzanti. Le due generazioni di modelli non differiscono soltanto per lo scenario socioeconomico utilizzato, ma anche per sensibilità climatica, risoluzione, parametrizzazioni della convezione, aerosol e interazioni tra nubi e radiazione. Le precipitazioni della Penisola Arabica dipendono da processi difficili da simulare, tra cui il trasporto di umidità tropicale, l’orografia dell’Arabia sudoccidentale, la convezione a mesoscala e l’influenza dell’Oceano Indiano. Piccole differenze nella rappresentazione di tali meccanismi possono produrre risposte molto differenti nella media regionale. La divergenza mostrata dai boxplot deve pertanto essere considerata un importante segnale d’incertezza scientifica e un’indicazione della necessità di analizzare separatamente le sottoregioni, anziché affidarsi esclusivamente alla media dell’intero EMME. 

L’aggregazione annuale costituisce un’altra fonte di possibile semplificazione. Gran parte delle precipitazioni del Mediterraneo orientale cade tra l’autunno e la primavera, mentre l’estate è naturalmente molto secca. Una riduzione annua del 10% può quindi derivare da una diminuzione molto più intensa delle piogge invernali o primaverili, con conseguenze sproporzionate sulla ricarica delle falde, sull’accumulo nevoso montano e sulle portate fluviali. Analogamente, un aumento annuo nella Penisola Arabica può concentrarsi durante le stagioni di transizione, in coincidenza con gli spostamenti dell’ITCZ e con una maggiore attività convettiva. L’analisi stagionale è dunque essenziale per comprendere il significato idrologico delle variazioni: la stessa anomalia annuale può derivare da cambiamenti profondamente diversi nella durata della stagione umida, nel numero di giorni piovosi e nell’intensità degli eventi. 

Le proiezioni regionali indicano che nei territori adiacenti al Mediterraneo, tra cui Grecia, Turchia, Cipro, Libano, Israele, Palestina ed Egitto settentrionale, lo scenario RCP8.5 di fine secolo può produrre diminuzioni annuali dell’ordine del 20–40%, localmente significative e in alcuni casi robuste. Nei settori meridionali dell’EMME, al contrario, le mappe spaziali mostrano possibili aumenti fino al 50%, soprattutto durante primavera e autunno. Questa struttura geografica spiega perché la curva media della Figura 10 comunichi soltanto una parte della risposta climatica: la riduzione mediterranea e l’aumento arabo possono compensarsi nel calcolo regionale, pur generando conseguenze idrologiche opposte nei singoli territori. 

La diminuzione dei totali medi non esclude un’intensificazione delle precipitazioni estreme. Questo apparente paradosso costituisce una delle caratteristiche più importanti del cambiamento idrologico mediterraneo. L’atmosfera può contenere approssimativamente il 6–7% di vapore acqueo in più per ogni grado di riscaldamento, purché vi sia sufficiente disponibilità di umidità. Quando una depressione, un fronte, un sistema convettivo o un’anomalia in quota produce un sollevamento efficace, la maggiore quantità di vapore può alimentare precipitazioni più intense. Contemporaneamente, la riduzione della frequenza delle perturbazioni può diminuire il totale annuale e allungare gli intervalli asciutti. Un clima può quindi diventare più secco in media, ma distribuire una quota crescente della pioggia in pochi eventi molto violenti. 

Le analisi regionali sugli estremi mostrano che il contributo del giorno più piovoso dell’anno al totale annuale potrebbe aumentare in gran parte del Mediterraneo. Ciò significa che una quantità crescente della risorsa idrica potrebbe arrivare attraverso episodi brevi, difficili da immagazzinare e caratterizzati da un elevato rischio di erosione, frane e alluvioni improvvise. I sistemi convettivi della Penisola Arabica meridionale potrebbero inoltre diventare più impattanti in un clima più caldo, mentre nelle aree aride e semiaride alcuni modelli suggeriscono incrementi dell’intensità degli eventi rari. Queste proiezioni mettono in discussione l’ipotesi di stazionarietà climatica tradizionalmente utilizzata nella progettazione di dighe, sistemi fognari, ponti e opere di drenaggio, poiché le frequenze e le intensità calcolate sul passato potrebbero non rappresentare adeguatamente il rischio futuro. 

L’evoluzione mostrata nella Figura 10 implica anche un aumento della probabilità di siccità prolungate. Tabari e Willems hanno evidenziato che la durata dei periodi asciutti potrebbe crescere sensibilmente in vaste porzioni del Medio Oriente, con risposte fortemente dipendenti dalla stagione. Le proiezioni citate nella valutazione EMME indicano che i periodi siccitosi potrebbero allungarsi fino al 90% su una grande parte della regione e che, in alcune aree del Mediterraneo orientale, il numero dei giorni secchi consecutivi potrebbe aumentare di diverse settimane all’anno. La diminuzione del totale pluviometrico è quindi soltanto una componente del cambiamento: altrettanto importante è la riorganizzazione temporale della pioggia, con stagioni umide più brevi, inizio tardivo delle precipitazioni autunnali e conclusione anticipata delle piogge primaverili. 

Dal punto di vista agricolo, una contrazione del 10–20% delle precipitazioni può produrre effetti molto superiori alla sua entità numerica quando coincide con le fasi fenologiche più sensibili. La riduzione delle piogge autunnali può ritardare la germinazione e la preparazione dei terreni, mentre un deficit invernale limita la ricarica del suolo e delle falde. La diminuzione primaverile può colpire la fioritura e il riempimento dei cereali proprio quando le temperature e la domanda evaporativa aumentano rapidamente. La maggiore concentrazione della pioggia in eventi intensi riduce inoltre l’efficienza con cui l’acqua viene assorbita dal terreno, favorendo ruscellamento, erosione e perdita di nutrienti. L’agricoltura pluviale del Mediterraneo orientale risulta quindi vulnerabile non soltanto al calo del totale annuale, ma anche alla crescente irregolarità delle precipitazioni.

Gli effetti sulle risorse idriche sarebbero amplificati dalla riduzione dell’accumulo nevoso nelle montagne dell’Anatolia, del Caucaso, dell’Alborz e degli Zagros. Una quota importante delle portate primaverili ed estive dei fiumi regionali dipende dalla neve accumulata durante la stagione fredda. Temperature più elevate determinano una maggiore proporzione di precipitazione liquida, una fusione anticipata e una minore persistenza del manto nevoso. Anche qualora il totale annuale delle precipitazioni montane non diminuisse drasticamente, la modificazione della loro fase e stagionalità potrebbe ridurre la disponibilità d’acqua nei mesi più caldi. La combinazione tra minore apporto, maggiore evaporazione e crescita della domanda agricola e urbana accrescerebbe la pressione su invasi e falde sotterranee. 

La lettura della Figura 10 richiede pertanto di distinguere accuratamente tra incertezza e assenza di rischio. La grande dispersione modellistica non implica che ogni futuro sia ugualmente plausibile o che non sia possibile trarre conclusioni. Per il Mediterraneo orientale, la direzione verso condizioni mediamente più secche sotto livelli elevati di riscaldamento è sostenuta da numerosi insiemi modellistici e valutazioni indipendenti. L’incertezza riguarda soprattutto l’entità locale, la distribuzione stagionale e il comportamento dei settori meridionali dell’EMME. Inoltre, anche nella parte più umida delle proiezioni, l’aumento delle temperature può aggravare il deficit idrico attraverso l’evapotraspirazione. La pianificazione non dovrebbe quindi concentrarsi soltanto sul valore centrale della precipitazione, ma considerare l’intero intervallo dei possibili esiti e i rischi composti derivanti da caldo, siccità ed eventi pluviometrici estremi.

La figura evidenzia infine il ruolo decisivo della mitigazione. Fino alla prima metà del secolo, le differenze tra RCP2.6 e RCP8.5 sono relativamente contenute e frequentemente nascoste dalla variabilità naturale. Dopo il 2050, lo scenario ad alta forzante sviluppa una tendenza negativa più evidente, mentre il percorso mitigato rimane vicino alla stabilità. La riduzione delle emissioni non elimina completamente la variabilità delle precipitazioni né impedisce tutti gli episodi siccitosi, ma limita il riscaldamento, la domanda evaporativa e la probabilità di una forte contrazione delle piogge mediterranee. Il vantaggio della mitigazione deve quindi essere valutato non soltanto sulla variazione percentuale delle precipitazioni, ma sull’intero bilancio idrico e sulla possibilità di evitare un’intensificazione simultanea di aridità, ondate di calore e siccità pluriennali. 

Nel complesso, la Figura 10 mostra che il futuro idrologico dell’EMME sarà più complesso della semplice transizione verso un clima uniformemente più secco. Sotto RCP2.6, la precipitazione media regionale non presenta una variazione significativa, ma persistono cambiamenti locali e un aggravamento potenziale dell’aridità legato al riscaldamento. Sotto RCP8.5, le simulazioni CORDEX-CORE indicano una diminuzione regionale media del 10–20% entro la fine del secolo, accompagnata da una dispersione crescente. I territori mediterranei settentrionali sono esposti alle riduzioni più marcate, mentre alcune aree meridionali della Penisola Arabica potrebbero ricevere quantità maggiori, soprattutto attraverso episodi stagionali e intensi. La media regionale nasconde quindi un forte dipolo nord-sud e non può essere utilizzata da sola per valutare gli impatti locali. Il messaggio scientifico più robusto è quello di un ciclo idrologico sempre più irregolare, nel quale periodi asciutti più lunghi e una minore disponibilità idrica media possono coesistere con precipitazioni estreme più intense, rendendo contemporaneamente più gravi i rischi di siccità e di alluvione.

4.2. Precipitazioni — Valori medi ed estremi

L’evoluzione futura delle precipitazioni nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, indicati con l’acronimo EMME, rappresenta una delle componenti più complesse e incerte del cambiamento climatico regionale. A differenza della temperatura, per la quale i modelli climatici mostrano un segnale di aumento chiaro, diffuso e relativamente concorde, la precipitazione dipende dall’interazione tra dinamica atmosferica, disponibilità di vapore acqueo, temperatura delle superfici marine, contrasto termico tra mare e terra, umidità del suolo, orografia e caratteristiche dei sistemi perturbati. Ne deriva un quadro nel quale la diminuzione delle precipitazioni medie, l’allungamento dei periodi asciutti e l’intensificazione di alcuni eventi estremi possono verificarsi simultaneamente. Una regione può quindi ricevere una quantità annua di pioggia inferiore, concentrata però in un numero più limitato di episodi particolarmente intensi. Questa apparente contraddizione costituisce uno degli aspetti centrali del cambiamento idroclimatico mediterraneo: non si prospetta semplicemente un futuro uniformemente più secco, ma un regime pluviometrico più irregolare, stagionalmente concentrato e potenzialmente caratterizzato da una più marcata alternanza tra siccità prolungate e precipitazioni ad alto impatto.

Una parte sostanziale della prevista diminuzione delle precipitazioni mediterranee è collegata alle modificazioni della circolazione atmosferica su larga scala. Il riscaldamento globale tende a influenzare la posizione e l’intensità delle fasce subtropicali di alta pressione, dei venti occidentali e delle traiettorie percorse dai cicloni extratropicali. L’espansione verso latitudini maggiori della circolazione subtropicale e lo spostamento delle storm track possono ridurre la frequenza con cui le perturbazioni atlantiche e mediterranee raggiungono le latitudini meridionali dell’Europa, il Nord Africa e il Levante. Zappa, Hoskins e Shepherd hanno mostrato che circa l’85% della risposta media delle precipitazioni invernali mediterranee simulata dai modelli CMIP5 può essere ricondotta ai cambiamenti della circolazione atmosferica; la stessa dinamica spiega inoltre gran parte della dispersione tra i modelli. Ciò significa che l’incertezza sulle precipitazioni non deriva soltanto dalla diversa sensibilità termica dei modelli, ma soprattutto dal modo in cui ciascun modello rappresenta la risposta dei venti occidentali, delle depressioni mediterranee e delle strutture anticicloniche al forcing antropogenico. Una riduzione dei venti occidentali a bassa quota sull’Africa settentrionale, associata a una minore penetrazione delle perturbazioni verso il Mediterraneo, è risultata strettamente correlata alla diminuzione della pioggia invernale regionale. 

La dinamica atmosferica non costituisce tuttavia l’unico meccanismo responsabile dell’inaridimento. Drobinski e collaboratori hanno evidenziato il ruolo fondamentale del riscaldamento differenziale tra terre emerse e mare. Le superfici continentali, caratterizzate da una capacità termica inferiore rispetto agli oceani e da una disponibilità limitata di acqua per l’evaporazione, tendono a riscaldarsi più rapidamente della superficie marina. Nel Mediterraneo orientale e nelle regioni già aride del Medio Oriente, l’aumento della temperatura terrestre accresce il deficit di pressione di vapore e la domanda evaporativa dell’atmosfera. Anche in assenza di una forte diminuzione della pioggia, una maggiore evaporazione potenziale può quindi ridurre l’umidità del suolo, limitare il riciclo continentale dell’acqua e favorire un ulteriore riscaldamento della superficie. Si instaura in questo modo una retroazione positiva: il suolo più secco destina una quota minore dell’energia disponibile all’evaporazione e una quota maggiore al riscaldamento dell’aria, intensificando le temperature e l’aridità. Nelle regioni mediterranee più secche, inoltre, il mare rappresenta spesso la principale fonte di umidità atmosferica, poiché il contributo dell’evapotraspirazione continentale è relativamente limitato. La futura disponibilità di pioggia dipenderà pertanto non soltanto dalla quantità di vapore presente, ma anche dalla capacità della circolazione di trasportarlo, sollevarlo e trasformarlo in precipitazione. 

La Figura 10 sintetizza l’evoluzione delle anomalie annuali delle precipitazioni mediate sull’intero dominio EMME e mette in evidenza una variabilità interannuale molto superiore a quella osservata nelle proiezioni della temperatura. Le oscillazioni da un anno all’altro, unite all’ampia dispersione tra i modelli, possono temporaneamente mascherare il segnale climatico di lungo periodo. Anche all’interno di uno scenario caratterizzato da un progressivo inaridimento possono verificarsi singoli anni eccezionalmente piovosi, mentre periodi molto secchi possono manifestarsi anche negli scenari a basse emissioni. Per questo motivo, le proiezioni pluviometriche non devono essere interpretate come una sequenza lineare e regolare di diminuzioni annuali, ma come uno spostamento delle caratteristiche statistiche del clima, sul quale continua a sovrapporsi una considerevole variabilità naturale. Nello scenario RCP2.6, associato a una forte mitigazione delle emissioni, la variazione media delle precipitazioni sull’intera EMME rimane generalmente limitata e spesso non statisticamente distinguibile dalla variabilità interna. Nello scenario RCP8.5, caratterizzato da una forzante radiativa molto elevata, l’insieme CMIP5 indica invece una diminuzione media dell’ordine del 10–20% entro la fine del XXI secolo. Il quadro è coerente con la valutazione dell’IPCC secondo cui, per livelli di riscaldamento globale superiori a 2 °C, le precipitazioni medie mediterranee dovrebbero diminuire con elevata confidenza, mediamente di circa il 4% per ogni grado di riscaldamento globale, sebbene il valore effettivo vari sensibilmente tra stagioni e sottoregioni. 

Il confronto tra CMIP5 e CMIP6 richiede tuttavia particolare cautela. RCP2.6 e SSP1-2.6 producono forzanti radiative finali relativamente simili, ma non rappresentano scenari perfettamente identici, poiché differiscono per traiettorie emissive, uso del suolo, concentrazioni di aerosol e ipotesi socioeconomiche. Lo stesso vale, in misura ancora maggiore, per RCP8.5 e SSP5-8.5. Inoltre, alcuni modelli CMIP6 possiedono una sensibilità climatica più elevata rispetto alla generazione precedente, circostanza che può amplificare sia il riscaldamento sia alcune risposte del ciclo idrologico. Le differenze tra gli insiemi non devono quindi essere interpretate automaticamente come un miglioramento o un peggioramento della previsione, ma come il risultato combinato di modelli, scenari e risposte climatiche differenti. ScenarioMIP, il progetto che coordina le simulazioni future CMIP6, è stato concepito proprio per esplorare una gamma di possibili evoluzioni climatiche, non per identificare una singola traiettoria inevitabile. 

La divergenza tra CMIP5 e CMIP6 diventa particolarmente evidente quando le precipitazioni vengono mediate sull’intera regione EMME. Per livelli di riscaldamento relativamente contenuti, come 1,5 o 2 °C rispetto all’epoca preindustriale, i due insiemi modellistici forniscono risultati complessivamente simili. Con un riscaldamento prossimo a 4 °C, invece, CMIP5 suggerisce una diminuzione media regionale vicina al 7%, mentre CMIP6 può indicare un aumento di ordine analogo. Questa differenza non implica necessariamente che il Mediterraneo orientale diventerà più piovoso. Il valore medio dell’EMME combina infatti territori climaticamente molto diversi: dalle coste della Grecia, della Turchia e del Levante fino ai deserti della Penisola Arabica e dell’Egitto meridionale. L’aumento simulato da CMIP6 è determinato principalmente dalle regioni più meridionali, mentre le aree mediterranee continuano generalmente a mostrare un segnale di diminuzione. Le simulazioni CMIP6 analizzate da Almazroui e collaboratori indicano, per esempio, un marcato dipolo sulla Penisola Arabica, con riduzione delle precipitazioni nella parte settentrionale e incremento robusto in quella meridionale. Nello scenario SSP5-8.5 l’aumento medio annuo sulla Penisola Arabica meridionale può risultare molto consistente, mentre rimangono ampie la dispersione tra i modelli e l’incertezza sulle quantità effettive. 

Le variazioni percentuali devono inoltre essere valutate alla luce della climatologia di partenza. Un incremento del 50% in una zona desertica che riceve annualmente poche decine di millimetri di pioggia può corrispondere a un aumento assoluto relativamente modesto. Al contrario, una riduzione del 20% in un’area mediterranea nella quale le precipitazioni invernali alimentano invasi, falde acquifere, colture e corsi d’acqua può produrre conseguenze idrologiche ed economiche molto rilevanti. Nello scenario RCP2.6, le variazioni annuali simulate rimangono prevalentemente comprese entro ±10%, con segnali di aumento soprattutto nelle zone meridionali e sudorientali. La scarsa concordanza tra i modelli indica però che, in molte aree, il segnale rimane paragonabile o inferiore alla variabilità climatica attuale. Verso la metà del secolo, persino nello scenario RCP8.5 il quadro può risultare ancora poco robusto. Alla fine del secolo, invece, il segnale diventa più riconoscibile: Grecia, Cipro, Turchia, Libano, Israele, Palestina ed Egitto settentrionale mostrano diminuzioni che localmente possono raggiungere il 20–40%, mentre alcuni settori della Penisola Arabica e dell’Egitto meridionale presentano aumenti percentuali anche elevati. La risposta regionale non è quindi unitaria, ma assume la forma di un gradiente tra un Mediterraneo orientale più asciutto e un settore meridionale nel quale alcune componenti della precipitazione tropicale o convettiva possono intensificarsi. 

Gli aumenti previsti nelle parti meridionali dell’EMME sembrano concentrarsi soprattutto nelle stagioni di transizione, quando la zona di convergenza intertropicale e le relative fasce convettive compiono il loro spostamento stagionale. Primavera e autunno possono quindi contribuire in misura crescente alla piovosità di alcune regioni della Penisola Arabica, specialmente attraverso episodi convettivi relativamente brevi. Questo possibile incremento non equivale necessariamente a una maggiore disponibilità idrica. Nei terreni aridi, compatti o scarsamente vegetati, piogge intense concentrate in poche ore possono produrre un deflusso superficiale molto rapido, inondazioni improvvise ed erosione, con una ricarica limitata delle falde e una ridotta capacità di immagazzinamento nel suolo. L’efficacia idrologica della precipitazione dipende infatti dalla durata dell’evento, dall’intensità oraria, dalla precedente umidità del terreno, dalla natura del substrato e dalle infrastrutture disponibili per raccogliere l’acqua. Un clima con precipitazioni annuali leggermente superiori, ma concentrate in pochi eventi estremi, può pertanto continuare a essere caratterizzato da una forte scarsità idrica per gran parte dell’anno.

La relazione tra cambiamento climatico e precipitazioni osservate deve essere interpretata distinguendo attentamente il passato recente dalle proiezioni future. Un’ampia analisi pubblicata nel 2025 da Vicente-Serrano e numerosi collaboratori ha evidenziato che, considerando serie osservative lunghe e distribuite sull’intero Mediterraneo, la variabilità interannuale e multidecadale ha finora dominato rispetto a una tendenza uniforme di lungo periodo. In molte stazioni, le variazioni annuali e stagionali osservate risultano non significative e fortemente dipendenti dall’intervallo temporale considerato. Questo risultato non invalida le proiezioni di futura diminuzione, ma mostra che il segnale antropogenico nelle precipitazioni è più difficile da identificare rispetto a quello termico. La futura riduzione modellistica emerge soprattutto con l’aumento della forzante e può rimanere parzialmente nascosta, per diversi decenni, dalla naturale variabilità della circolazione atmosferica. Lo studio sottolinea inoltre che l’attribuzione dei cambiamenti pluviometrici alle attività umane passa soprattutto attraverso le modificazioni della circolazione, sulle quali persistono incertezze maggiori rispetto alla risposta termodinamica diretta della temperatura. 

La siccità rappresenta una conseguenza più complessa della semplice diminuzione delle precipitazioni, poiché dipende anche dall’aumento delle temperature e dell’evapotraspirazione atmosferica. Gli indici basati esclusivamente sulla pioggia descrivono la siccità meteorologica, mentre quelli che includono temperatura, umidità del suolo o domanda evaporativa possono evidenziare un aggravamento molto maggiore. Con il riscaldamento, la stessa quantità di precipitazione può risultare meno efficace nel mantenere l’umidità del terreno, alimentare i corsi d’acqua o sostenere le colture. Le valutazioni regionali indicano che l’indice di aridità potrebbe aumentare fino al 50% in ampie parti del Mediterraneo orientale. In circa l’80% del Medio Oriente, la durata degli episodi siccitosi potrebbe aumentare fino al 90%, mentre proiezioni ad alta risoluzione per Israele e Cipro suggeriscono da 20 a 40 giorni secchi consecutivi aggiuntivi ogni anno. A Cipro, la stagione asciutta potrebbe prolungarsi di uno o due mesi entro la fine del secolo. Questi valori non descrivono soltanto una riduzione delle piogge, ma un’alterazione del calendario idrologico, con inizio più precoce della stagione secca, conclusione più tardiva e contrazione della finestra temporale nella quale avvengono la ricarica degli invasi e il ripristino dell’umidità del suolo. 

Nel Mediterraneo orientale, tali cambiamenti sono collegati anche alla futura frequenza delle configurazioni sinottiche regionali. Le depressioni di Cipro costituiscono una delle principali sorgenti di pioggia invernale per il Levante, Cipro e le zone circostanti; una loro riduzione può accorciare e indebolire la stagione umida. Al contrario, una maggiore persistenza delle saccature persiane durante il semestre caldo può favorire condizioni molto calde e asciutte, rafforzando il deficit idrico stagionale. La diminuzione delle piogge non dipende dunque soltanto da un generico spostamento verso nord delle perturbazioni atlantiche, ma anche da cambiamenti nella genesi, nella traiettoria, nella frequenza e nella durata dei cicloni mediterranei. Il risultato può essere una riduzione del numero complessivo degli episodi piovosi, particolarmente di quelli deboli e moderati che garantiscono un assorbimento più graduale da parte del suolo.

Parallelamente alla diminuzione delle precipitazioni medie, il riscaldamento atmosferico rende fisicamente possibile un aumento dell’intensità delle piogge più forti. Secondo la relazione di Clausius-Clapeyron, la capacità dell’atmosfera di contenere vapore acqueo cresce approssimativamente del 6–7% per ogni grado di riscaldamento, a condizione che l’umidità relativa non cambi sostanzialmente. Questa maggiore disponibilità potenziale di vapore non comporta automaticamente più pioggia in ogni luogo, poiché è comunque necessario un meccanismo dinamico capace di produrre convergenza, sollevamento e condensazione. Quando però si sviluppano condizioni favorevoli alla convezione o al sollevamento orografico, l’atmosfera più calda può alimentare precipitazioni più intense. Si può quindi verificare una diminuzione della frequenza delle giornate piovose insieme a un aumento dell’intensità degli episodi più estremi. Questo comportamento è particolarmente importante nelle fasce di transizione dell’EMME, dove si sovrappongono il progressivo inaridimento subtropicale e la maggiore disponibilità termodinamica di umidità durante gli eventi più organizzati.

Le proiezioni regionali suggeriscono che nella Mezzaluna Fertile, con l’eccezione di alcuni settori costieri sudorientali del Mediterraneo, il numero dei giorni estremamente piovosi potrebbe aumentare di circa il 25% entro la fine del secolo nello scenario RCP8.5. Anche i sistemi convettivi mesoscala della Penisola Arabica meridionale potrebbero produrre precipitazioni più intense e impatti maggiori, soprattutto quando l’elevata umidità proveniente dal Mar Arabico interagisce con instabilità atmosferica, circolazioni tropicali e rilievi regionali. Nelle aree aride e semiaride dell’EMME, l’intensità degli eventi con tempo di ritorno trentennale potrebbe aumentare indicativamente del 5–10% per ogni grado di riscaldamento globale. Rimangono tuttavia notevoli incertezze, poiché i modelli globali faticano a rappresentare esplicitamente i sistemi convettivi, le precipitazioni orografiche e i processi che avvengono su scale spaziali inferiori alla loro griglia. Le simulazioni regionali ad alta risoluzione possono fornire maggiori dettagli, ma dipendono a loro volta dalle condizioni al contorno prodotte dai modelli globali. 

Lo studio di Zittis, Bruggeman e Lelieveld mostra con particolare chiarezza come il cambiamento delle precipitazioni estreme non sia uniforme. Le tendenze delle intensità giornaliere presentano un forte gradiente tra nord e sud del Mediterraneo, ma gli eventi con tempi di ritorno molto lunghi possono intensificarsi anche dove la precipitazione media diminuisce. Le piogge giornaliere associate a un tempo di ritorno di cinquant’anni mostrano aumenti che, in alcune simulazioni, possono raggiungere valori molto elevati. Inoltre, l’impiego di distribuzioni statistiche calibrate sul clima storico può sottostimare del 20–30%, o persino di più nelle aree più aride, la grandezza degli eventi futuri. Il contributo del giorno più piovoso dell’anno al totale pluviometrico annuale potrebbe aumentare approssimativamente del 5–30% in gran parte del Mediterraneo. Ciò significa che una frazione crescente della risorsa idrica annuale potrebbe cadere in un intervallo di tempo estremamente breve, aumentando la difficoltà di raccolta e gestione e accrescendo contemporaneamente i rischi di piena improvvisa, erosione e dissesto idrogeologico. 

Questi cambiamenti mettono in discussione il principio di stazionarietà, tradizionalmente utilizzato nella progettazione delle infrastrutture idrauliche. In un clima stazionario, la probabilità statistica di un evento estremo viene considerata costante nel tempo e stimata sulla base delle osservazioni passate. In presenza di un cambiamento climatico progressivo, invece, un evento definito storicamente “trentennale” o “centennale” può diventare più frequente o più intenso. Le curve intensità-durata-frequenza, impiegate per dimensionare reti fognarie, argini, dighe, canali e sistemi di drenaggio urbano, potrebbero quindi non rappresentare adeguatamente il clima futuro. La vulnerabilità risulta particolarmente elevata nelle città in rapida espansione della Penisola Arabica e del Medio Oriente, dove l’impermeabilizzazione del suolo riduce l’infiltrazione e accelera il deflusso. Anche nelle regioni mediterranee settentrionali, la combinazione tra precipitazioni più concentrate, urbanizzazione, incendi e degrado della copertura vegetale può aumentare fortemente la risposta idrologica dei bacini.

Le conseguenze della diminuzione delle precipitazioni e dell’aumento dell’evapotraspirazione si estendono infine alle portate fluviali. Gran parte dei corsi d’acqua che sfociano nel Mediterraneo dovrebbe subire una riduzione del deflusso naturale durante il XXI secolo, sebbene l’effettiva disponibilità idrica dipenda anche da dighe, prelievi, irrigazione, crescita demografica e accordi transfrontalieri. Il Nilo costituisce un caso particolare, poiché una parte predominante delle sue risorse proviene da regioni tropicali esterne al dominio mediterraneo, nelle quali le proiezioni pluviometriche sono differenti e maggiormente incerte. Per la Mezzaluna Fertile, invece, gli studi indicano un rischio molto elevato. Le simulazioni ad altissima risoluzione di Kitoh, Yatagai e Alpert hanno prospettato, per la fine del secolo, una diminuzione della portata annua dell’Eufrate compresa tra il 29% e il 73%, a seconda dell’entità del riscaldamento. Per il Giordano, le riduzioni simulate raggiungono l’82% nello scenario di riscaldamento moderato e il 98% nello scenario più intenso. Gli autori hanno inoltre evidenziato una diminuzione particolarmente forte durante la stagione di maggiore portata, con possibili conseguenze sproporzionate per l’irrigazione, la produzione alimentare e l’approvvigionamento idrico. Queste stime derivano da specifiche simulazioni e non devono essere considerate previsioni deterministiche, ma mostrano quanto la risposta dei fiumi possa risultare più accentuata della variazione delle precipitazioni, a causa dell’aumento simultaneo dell’evaporazione e delle modificazioni stagionali della pioggia e della neve. 

Nel complesso, le proiezioni delineano una trasformazione profonda del ciclo idrologico dell’EMME. Il Mediterraneo orientale appare esposto a una diminuzione delle precipitazioni medie, a stagioni umide più brevi e a periodi secchi più lunghi, mentre alcune aree meridionali della Penisola Arabica potrebbero sperimentare aumenti percentuali della piovosità, soprattutto durante le stagioni di transizione. La risposta media dell’intera EMME può pertanto nascondere segnali regionali opposti e non dovrebbe essere interpretata senza un’analisi spaziale. La maggiore incertezza delle proiezioni pluviometriche rispetto a quelle termiche non equivale a un’assenza di rischio: proprio la combinazione tra diminuzione delle piogge ordinarie, maggiore domanda evaporativa, aumento della durata delle siccità e possibile intensificazione degli eventi estremi costituisce uno dei principali fattori di vulnerabilità futura. La disponibilità complessiva di acqua tenderà a dipendere sempre più da pochi episodi intensi, meno efficaci per la ricarica regolare dei suoli e delle falde e più favorevoli alla formazione di piene improvvise. La mitigazione delle emissioni rimane quindi determinante per limitare l’entità delle trasformazioni, mentre l’adattamento dovrà includere sistemi di accumulo più efficienti, riduzione delle perdite nelle reti, gestione sostenibile delle falde, aggiornamento dei criteri infrastrutturali, protezione dei suoli e cooperazione nella gestione dei bacini transfrontalieri.

Figura 11. Risposta delle precipitazioni regionali ai livelli di riscaldamento globale nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente

La Figura 11 offre una rappresentazione particolarmente efficace della complessità delle future variazioni pluviometriche nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, regione indicata con l’acronimo EMME. Anziché ordinare le proiezioni secondo specifici periodi futuri o singoli scenari emissivi, il grafico mette in relazione la variazione percentuale delle precipitazioni annuali con il livello di riscaldamento globale raggiunto rispetto all’epoca preindustriale. Sull’asse orizzontale sono quindi riportati livelli di riscaldamento pari a 1,5, 2, 3 e 4 °C, mentre sull’asse verticale compare la variazione delle precipitazioni rispetto alla climatologia 1986–2005. La linea nera rappresenta la media dell’insieme CMIP5 e quella rossa la media dell’insieme CMIP6. Questo approccio basato sui livelli di riscaldamento globale consente di confrontare le risposte regionali dei modelli in condizioni termiche analoghe, attenuando almeno in parte le differenze derivanti dal momento in cui i diversi scenari raggiungono una determinata temperatura media globale. I dati regionalmente aggregati impiegati in questo tipo di analisi derivano dall’infrastruttura sviluppata per l’Atlante del Sesto rapporto di valutazione dell’IPCC, nella quale le simulazioni CMIP5 e CMIP6 vengono elaborate su regioni climaticamente coerenti e confrontate rispetto a livelli comuni di riscaldamento. 

La suddivisione della figura in tre pannelli è essenziale per comprenderne il significato. Il pannello a mostra la risposta media dell’intera EMME, mentre i pannelli b e c separano rispettivamente le terre poste a nord e a sud di 27,5°N. Questa delimitazione non coincide con una frontiera climatica assoluta, poiché all’interno di ciascuna fascia continuano a esistere notevoli differenze geografiche, orografiche e stagionali; essa permette tuttavia di distinguere due domini caratterizzati da meccanismi pluviometrici sensibilmente differenti. Il settore settentrionale comprende gran parte del Mediterraneo orientale, dell’Anatolia, del Levante settentrionale e delle zone continentali circostanti, nelle quali le precipitazioni dipendono in larga misura dalle perturbazioni extratropicali, dai cicloni mediterranei e dal trasporto di umidità associato ai venti occidentali. Il settore meridionale include invece territori prevalentemente aridi e desertici della Penisola Arabica, dell’Egitto meridionale e delle aree limitrofe, nei quali assumono maggiore importanza la convezione, le circolazioni tropicali e subtropicali, lo spostamento stagionale delle fasce di convergenza e gli afflussi di umidità dal Mar Rosso, dal Mar Arabico e dall’Oceano Indiano. La media dell’intera EMME combina quindi regimi climatici molto diversi e può nascondere risposte regionali di segno opposto. La necessità di utilizzare regioni climaticamente omogenee, anziché medie eccessivamente estese, è stata uno dei principi alla base dell’aggiornamento delle regioni di riferimento adottate dall’IPCC. 

Nel pannello a, riferito all’intera regione, CMIP5 e CMIP6 presentano inizialmente variazioni limitate. In corrispondenza di un riscaldamento globale di circa 1,5 °C, la media CMIP5 mostra un incremento inferiore all’1%, mentre CMIP6 suggerisce un aumento vicino al 2%. A 2 °C, CMIP5 scende leggermente al di sotto dello zero, approssimativamente intorno a −1 o −2%, mentre CMIP6 rimane prossima alla neutralità. A 3 °C entrambi gli insiemi mostrano valori negativi, ma con una diminuzione più marcata in CMIP5, vicina al 4%, rispetto a quella di circa l’1% osservabile in CMIP6. La divergenza diventa molto evidente a 4 °C: CMIP5 indica una diminuzione regionale media prossima al 6–7%, mentre CMIP6 passa a un aumento di circa il 4%. È proprio questo contrasto, richiamato anche nello studio di sintesi dal quale è tratta la figura, a mostrare come le conclusioni ricavate dalla media EMME dipendano fortemente dalla generazione dei modelli e, soprattutto, dalla risposta delle aree meridionali. Gli autori osservano infatti che, a elevati livelli di riscaldamento, CMIP5 suggerisce un inaridimento medio dell’intera regione, mentre CMIP6 produce un incremento di grandezza comparabile ma di segno opposto, determinato prevalentemente dall’aumento delle precipitazioni nella parte meridionale del dominio. 

Questa divergenza non deve essere interpretata come una semplice contrapposizione tra una vecchia generazione di modelli “secca” e una nuova generazione “umida”. CMIP5 e CMIP6 differiscono per composizione dell’insieme, risoluzione, parametrizzazioni delle nubi e della convezione, rappresentazione degli aerosol, sensibilità climatica e risposta della circolazione atmosferica. Inoltre, i modelli appartenenti a uno stesso centro di ricerca possono condividere componenti e schemi numerici, e non costituiscono quindi osservazioni completamente indipendenti. La media multi-modello rappresenta un indicatore utile della risposta collettiva dell’insieme, ma non elimina le incertezze strutturali. Gli studi comparativi sul Mediterraneo mostrano che CMIP5 e CMIP6 concordano sul carattere di hotspotclimatico della regione, ma differiscono nell’intensità e nella distribuzione delle variazioni pluviometriche. Cos e collaboratori hanno rilevato che il contrasto tra la diminuzione mediterranea e l’aumento delle precipitazioni nelle fasce poste più a nord può risultare persino più marcato in CMIP6; nello stesso tempo, le risposte non sono spazialmente uniformi e dipendono dalla stagione e dal sottodominio considerato. 

Il pannello b, dedicato alla parte settentrionale dell’EMME, mostra una tendenza iniziale all’inaridimento in entrambe le generazioni di modelli. Intorno a 1,5 °C le variazioni sono prossime allo zero, con un leggero aumento nella media CMIP6. A 2 °C le precipitazioni diminuiscono approssimativamente dell’1–2% in CMIP6 e del 2% in CMIP5. A 3 °C la riduzione raggiunge circa il 3–4% in CMIP6 e il 5% in CMIP5. Questo comportamento è coerente con la letteratura che identifica nel Mediterraneo una diminuzione media delle precipitazioni associata all’aumento della temperatura globale. Lionello e Scarascia hanno stimato per il bacino mediterraneo una risposta media dell’ordine di −4% per ogni grado di riscaldamento globale, pur sottolineando la presenza di importanti differenze stagionali e regionali. Tale valore non rappresenta una legge applicabile uniformemente a ogni località, ma una sensibilità media che riassume il progressivo rafforzamento del deficit pluviometrico mediterraneo nelle simulazioni climatiche. 

La diminuzione delle piogge nel settore settentrionale è connessa soprattutto alle modificazioni della circolazione atmosferica. Con l’aumento delle concentrazioni di gas serra, i modelli proiettano cambiamenti nella posizione e nell’intensità delle correnti occidentali, delle fasce subtropicali di alta pressione e delle traiettorie dei cicloni extratropicali. Un maggiore dominio delle condizioni anticicloniche o uno spostamento delle traiettorie perturbate può ridurre il numero degli episodi piovosi durante la stagione umida, periodo nel quale viene accumulata una parte sostanziale delle risorse idriche regionali. Zappa e collaboratori hanno attribuito alle risposte della circolazione atmosferica circa l’85% della diminuzione media delle precipitazioni nella stagione umida mediterranea simulata dai modelli. Ciò indica che la futura aridificazione non dipende semplicemente dal fatto che un’atmosfera più calda evapori più acqua, ma dal cambiamento nella frequenza e nella posizione dei sistemi meteorologici capaci di trasportare e sollevare l’umidità. 

Un contributo ulteriore deriva dal riscaldamento differenziale tra terre emerse e mare. Le superfici continentali si riscaldano generalmente più rapidamente degli oceani, accrescendo il deficit di umidità dell’atmosfera sovrastante e la domanda evaporativa. Drobinski e collaboratori hanno mostrato che, nelle zone mediterranee già aride, il mare costituisce spesso la principale sorgente di umidità e che il maggiore riscaldamento delle terre emerse svolge un ruolo centrale nel processo di essiccamento. L’aumento della temperatura superficiale favorisce inoltre la perdita di acqua dal suolo e dalla vegetazione; quando l’umidità del terreno diminuisce, una quota più grande dell’energia disponibile viene convertita in calore sensibile anziché in evaporazione, rafforzando ulteriormente il riscaldamento vicino alla superficie. Le variazioni delle precipitazioni devono pertanto essere interpretate insieme a quelle dell’evapotraspirazione e dell’umidità del suolo: anche una diminuzione apparentemente moderata delle piogge può tradursi in un deficit idrico molto più marcato. 

Il comportamento del pannello b a 4 °C richiede tuttavia particolare attenzione. Mentre CMIP5 prosegue lungo una traiettoria di progressiva diminuzione, raggiungendo un valore prossimo a −9%, CMIP6 mostra una risalita fino a un debole incremento, dell’ordine dell’1–2%. Questa inversione nella media del settore settentrionale non significa necessariamente che tutte le regioni mediterranee poste a nord di 27,5°N diventino più piovose in un clima riscaldato di 4 °C. La fascia denominata “north EMME” rimane vasta e include territori differenti; un aumento concentrato in alcune aree può compensare statisticamente diminuzioni in altre. Inoltre, la figura mostra soltanto la media dell’insieme e non gli intervalli di dispersione, la percentuale di modelli concordi sul segno della variazione o la significatività statistica. Non è quindi possibile stabilire dal solo grafico se la risalita CMIP6 sia robusta oppure dipenda da un numero limitato di modelli caratterizzati da forti aumenti. La letteratura sulla valutazione regionale delle proiezioni conferma che CMIP6 può produrre segnali pluviometrici più intensi, ma anche una dispersione intermodellistica rilevante. 

La presenza di una media prossima allo zero non deve inoltre essere confusa con l’assenza di cambiamento idroclimatico. Le precipitazioni annuali possono rimanere statisticamente quasi invariate mentre si modificano profondamente la stagionalità, la frequenza dei giorni piovosi, la durata dei periodi asciutti e l’intensità degli eventi estremi. Una riduzione delle piogge invernali compensata da eventi più intensi in autunno o primavera potrebbe produrre un totale annuo simile, ma conseguenze molto differenti per l’agricoltura, la ricarica delle falde e la gestione degli invasi. Analogamente, un minor numero di giornate piovose accompagnato da rovesci più intensi può ridurre l’efficacia idrologica della precipitazione, poiché una frazione maggiore dell’acqua tende a trasformarsi rapidamente in deflusso superficiale. La Figura 11 descrive quindi soltanto una dimensione del cambiamento, ossia la media annuale, senza rappresentare la distribuzione temporale delle piogge.

Il pannello c mostra il risultato più netto dell’intera figura. Nel settore meridionale, entrambi gli insiemi modellistici indicano un aumento delle precipitazioni a tutti i livelli di riscaldamento, ma CMIP6 produce valori molto più elevati. In CMIP5 l’incremento passa da circa il 3% a 1,5 °C a poco meno del 4% a 2 °C, raggiunge approssimativamente il 6–7% a 3 °C e si avvicina all’8% a 4 °C. In CMIP6, invece, l’aumento è già prossimo all’11–12% a 1,5 °C, sale al 14–15% a 2 °C, raggiunge circa il 26% a 3 °C e supera il 30% a 4 °C. La crescita non appare perfettamente lineare: tra 2 e 3 °C si osserva un’accelerazione particolarmente marcata, indice di una possibile risposta non proporzionale della circolazione tropicale, della convezione o del trasporto di umidità. Proprio l’intenso segnale meridionale di CMIP6 spiega perché la media dell’intera EMME passi da valori leggermente negativi a 3 °C a un aumento di circa il 4% a 4 °C.

Le proiezioni specifiche per la Penisola Arabica confermano l’esistenza di un marcato contrasto tra le regioni settentrionali e quelle meridionali. Le simulazioni CMIP6 analizzate da Almazroui e collaboratori mostrano che la risposta delle precipitazioni non è uniforme: alcuni settori settentrionali tendono verso condizioni più asciutte, mentre nelle parti meridionali possono emergere aumenti consistenti. Tali variazioni sono legate alla posizione della regione rispetto ai sistemi monsonici, alla convergenza intertropicale, alle circolazioni provenienti dall’Oceano Indiano e alla disponibilità di umidità marina. Il risultato del pannello c non deve pertanto essere inteso come un aumento uniforme della pioggia in tutti i deserti mediorientali, ma come la media di un dominio nel quale alcune aree meridionali possono sperimentare una risposta positiva molto più intensa di quella osservata altrove. 

Un’atmosfera più calda può contenere una maggiore quantità di vapore acqueo, ma questa proprietà termodinamica non determina da sola la distribuzione delle precipitazioni. Affinché l’umidità si trasformi in pioggia devono verificarsi convergenza, sollevamento e condensazione. Nel settore meridionale dell’EMME, eventuali cambiamenti nella posizione stagionale della zona di convergenza intertropicale, nelle depressioni termiche continentali, nei flussi umidi provenienti dal Mar Arabico e nell’attività convettiva possono produrre un aumento delle precipitazioni. L’intensificazione non implica necessariamente un aumento regolare del numero di giorni piovosi: può manifestarsi attraverso un maggior contributo di pochi sistemi convettivi molto intensi. Gli studi sugli estremi climatici CMIP6 indicano, parallelamente, un aumento dei giorni secchi consecutivi nel Mediterraneo e nella Penisola Arabica nordoccidentale, ma una loro diminuzione in alcuni settori della Penisola Arabica meridionale, coerentemente con il contrasto spaziale mostrato nella figura. 

L’aumento percentuale osservato nel pannello c deve comunque essere rapportato alle quantità assolute. In molte zone desertiche la precipitazione media annua è estremamente bassa; un incremento del 30% può quindi corrispondere a un quantitativo d’acqua aggiuntivo relativamente limitato. Se un territorio ricevesse, a titolo puramente esemplificativo, 50 millimetri all’anno, un aumento del 30% equivarrebbe a 15 millimetri supplementari. Lo stesso cambiamento percentuale applicato a una regione con 600 millimetri annui corrisponderebbe invece a 180 millimetri. Il valore percentuale è utile per confrontare la risposta relativa, ma non esprime direttamente il volume d’acqua disponibile, né la sua distribuzione stagionale. Questo è particolarmente importante per l’interpretazione della Figura 11: il forte aumento meridionale può dominare la media regionale pur rappresentando quantità assolute inferiori alla perdita registrata in aree mediterranee climatologicamente più piovose.

Anche l’efficacia della precipitazione può essere limitata. Piogge intense su terreni aridi, poco vegetati o impermeabilizzati possono produrre rapidamente ruscellamento, erosione e piene improvvise, lasciando una quota relativamente modesta disponibile per la ricarica delle falde. Di conseguenza, un incremento delle precipitazioni annuali non equivale automaticamente a una riduzione della vulnerabilità idrica. La disponibilità effettiva dipende dalla frequenza degli eventi, dalla loro durata, dalla capacità di infiltrazione del suolo, dall’evaporazione successiva e dalle infrastrutture di raccolta. Le regioni aride possono quindi sperimentare contemporaneamente un aumento delle precipitazioni intense e lunghi periodi privi di pioggia. La futura gestione idrica dovrà considerare non soltanto il totale annuo, ma anche il modo in cui tale totale viene accumulato.

La differenza crescente tra CMIP5 e CMIP6 alle alte temperature evidenzia inoltre un principio generale delle proiezioni climatiche: l’incertezza aumenta quando il sistema viene spinto verso condizioni più lontane da quelle osservate. A 1,5 e 2 °C i due insiemi mostrano risultati relativamente vicini in gran parte dei pannelli; a 3 e 4 °C le risposte divergono nettamente. Questo avviene perché, con un forcing più intenso, acquistano maggiore importanza le differenze nella sensibilità dei modelli, nelle retroazioni nuvolose, nella risposta delle temperature oceaniche, nella circolazione atmosferica e nei processi convettivi. Le simulazioni CMIP6 includono aggiornamenti sostanziali nella rappresentazione di molte componenti del sistema climatico, ma una maggiore complessità non comporta automaticamente una minore dispersione delle proiezioni. La divergenza è quindi un’informazione scientifica significativa: segnala che i processi responsabili delle precipitazioni meridionali non sono ancora simulati in modo pienamente concorde.

La Figura 11 non presenta barre d’incertezza e non permette di valutare direttamente quanto i singoli modelli si discostino dalla media. La linea dell’insieme non costituisce una previsione deterministica, ma una sintesi statistica. Due medie simili possono derivare da situazioni molto differenti: nel primo caso quasi tutti i modelli potrebbero produrre variazioni prossime allo stesso valore; nel secondo, alcuni potrebbero indicare forti aumenti e altri forti diminuzioni, compensandosi reciprocamente. Per giudicare la robustezza del segnale sarebbero necessari ulteriori elementi, come la dispersione intermodellistica, la percentuale di modelli concordi sul segno della variazione, gli intervalli di confidenza e la separazione del segnale dalla variabilità climatica interna. La valutazione dei modelli alle scale regionali è particolarmente importante per le precipitazioni, perché errori nella posizione delle montagne, delle coste, delle traiettorie cicloniche e delle aree convettive possono alterare in modo sostanziale la distribuzione simulata della pioggia. 

Occorre anche evitare di confrontare direttamente i livelli di riscaldamento con specifiche date future senza considerare gli scenari. Un riscaldamento di 2 °C può essere raggiunto in momenti differenti dai diversi modelli e percorsi emissivi, mentre 4 °C è associato soprattutto a traiettorie caratterizzate da elevate emissioni e da una forte sensibilità climatica. Il metodo dei livelli di riscaldamento globale non afferma pertanto che ogni scenario attraverserà necessariamente tutti i punti mostrati nel grafico; descrive piuttosto la risposta regionale media dei modelli quando il clima globale raggiunge ciascuna soglia. Questo metodo facilita il collegamento tra gli obiettivi internazionali di contenimento del riscaldamento e gli impatti regionali, mostrando che il passaggio da 2 a 3 o 4 °C non rappresenta soltanto un aumento quantitativo della temperatura, ma può determinare una profonda amplificazione e differenziazione delle risposte idrologiche.

Dal punto di vista applicativo, la figura dimostra perché una singola media regionale non sia sufficiente per pianificare l’adattamento. Nel Mediterraneo orientale e nei settori settentrionali dell’EMME, la riduzione delle precipitazioni può aggravare la siccità, diminuire la ricarica degli invasi e delle falde, aumentare il fabbisogno irriguo e intensificare la competizione tra usi agricoli, urbani ed ecosistemici. Nelle regioni meridionali, invece, l’aumento della piovosità potrebbe teoricamente offrire maggiori opportunità di raccolta dell’acqua, ma anche aumentare l’esposizione a precipitazioni convettive violente e inondazioni improvvise. Le infrastrutture progettate sulla base delle statistiche climatiche del passato potrebbero non risultare adeguate a una distribuzione futura più irregolare. Gli impatti dipenderanno quindi tanto dalla variazione media quanto dall’intensità, dalla durata e dalla stagionalità degli eventi.

Nel complesso, la Figura 11 non descrive un futuro uniformemente più secco o più umido, bensì una crescente polarizzazione idroclimatica all’interno dell’EMME. La parte settentrionale manifesta una propensione all’inaridimento, particolarmente evidente in CMIP5 e ai livelli intermedi di riscaldamento, mentre la parte meridionale mostra un aumento delle precipitazioni che diventa molto marcato nell’insieme CMIP6. Il segnale medio dell’intera regione rappresenta il risultato della compensazione tra queste due risposte e può perciò essere fuorviante quando viene interpretato senza considerare i pannelli geografici. A 4 °C, per esempio, il valore positivo di CMIP6 sull’intera EMME non dimostra che il Mediterraneo orientale nel suo complesso diventerà più umido: riflette soprattutto l’influenza delle forti anomalie positive simulate a sud di 27,5°N.

Il messaggio scientifico fondamentale è dunque duplice. Da un lato, limitare il riscaldamento globale riduce l’ampiezza delle trasformazioni pluviometriche e delle divergenze tra sottoregioni; dall’altro, l’incertezza residua non può essere utilizzata come indicazione di un rischio trascurabile. La concordanza tra modelli è maggiore per il riscaldamento termico che per le precipitazioni, ma il quadro complessivo segnala comunque profonde alterazioni del ciclo idrologico. La pianificazione delle risorse idriche dovrà pertanto essere sviluppata a scala subregionale, considerando separatamente quantità assolute, variazioni percentuali, stagionalità, durata dei periodi asciutti ed estremi pluviometrici. La Figura 11 rappresenta in questo senso un esempio emblematico di come le medie climatiche, se non vengono disaggregate nello spazio, possano nascondere contrasti essenziali per la comprensione degli impatti futuri.

Figura 12. Evoluzione spaziale delle precipitazioni annuali nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente

La Figura 12 rappresenta la distribuzione geografica delle variazioni percentuali delle precipitazioni annuali attese nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, regione indicata con l’acronimo EMME, rispetto alla climatologia di riferimento 1986–2005. La struttura della figura permette di confrontare contemporaneamente due scenari di forzante radiativa e due differenti orizzonti temporali. I pannelli di sinistra si riferiscono allo scenario RCP2.6, associato a una forte riduzione delle emissioni e a una successiva stabilizzazione della forzante climatica, mentre quelli di destra mostrano lo scenario RCP8.5, caratterizzato da concentrazioni di gas serra e da un riscaldamento molto più elevati. I pannelli superiori descrivono il periodo 2041–2060, rappresentativo della metà del XXI secolo, e quelli inferiori il periodo 2081–2100, corrispondente alla sua parte finale. Le proiezioni provengono dall’insieme CORDEX-CORE, concepito per produrre simulazioni climatiche regionali coerenti e confrontabili su molte aree del pianeta mediante modelli regionali guidati ai bordi da modelli climatici globali. La maggiore risoluzione spaziale del downscalingdinamico consente una rappresentazione più dettagliata delle coste, dei rilievi e dei contrasti climatici regionali rispetto ai modelli globali, pur senza eliminare le incertezze dipendenti dal modello globale di guida, dal modello regionale e dalla variabilità interna del sistema climatico. 

La scala cromatica esprime variazioni relative, non quantità assolute. Le tonalità rosse corrispondono a una diminuzione delle precipitazioni, crescente fino a circa il 50% nelle aree più scure, mentre le tonalità blu indicano aumenti che possono raggiungere valori analoghi. I colori molto chiari, prossimi al bianco, rappresentano variazioni deboli, generalmente comprese entro pochi punti percentuali. Questo elemento è essenziale perché l’EMME comprende climi estremamente differenti: dalle regioni mediterranee relativamente piovose durante l’inverno fino ai deserti dell’Egitto, dell’Arabia e dell’Iran meridionale, dove il totale annuo può essere molto basso. Un aumento del 40% in un’area desertica non equivale necessariamente a una grande quantità supplementare di acqua, poiché può derivare dall’incremento di una climatologia iniziale di poche decine di millimetri. Al contrario, una riduzione del 20% in una regione mediterranea può comportare la perdita di una quantità assoluta di precipitazione assai maggiore e incidere direttamente sulla ricarica degli invasi, sull’umidità del suolo, sulle portate fluviali e sull’agricoltura.

I tratteggi sovrapposti ai colori aggiungono una seconda dimensione informativa. Essi distinguono le zone nelle quali il segnale è robusto, statisticamente significativo oppure contemporaneamente robusto e significativo. In termini generali, la robustezza esprime il grado di concordanza tra le simulazioni sul segno del cambiamento, mentre la significatività valuta se la variazione futura sia sufficientemente ampia rispetto alla variabilità climatica di riferimento. Una regione colorata ma priva di tratteggio non deve essere interpretata come necessariamente immutata: essa indica piuttosto che il cambiamento medio simulato non raggiunge i criteri richiesti per essere considerato statisticamente ben distinto dalla variabilità o adeguatamente condiviso dall’insieme modellistico. La differenza tra il semplice valore medio e la robustezza è particolarmente importante per le precipitazioni, la cui variabilità naturale e dispersione intermodellistica sono molto maggiori rispetto a quelle della temperatura. La sintesi scientifica dalla quale è tratta la figura sottolinea infatti che, specialmente per gli scenari a bassa forzante e per la metà del secolo, la dispersione tra i modelli può risultare confrontabile o superiore al segnale climatico. 

Nel pannello superiore sinistro, relativo allo scenario RCP2.6 nel periodo 2041–2060, le variazioni sono prevalentemente deboli e spazialmente discontinue. Gran parte dell’Anatolia, del Levante, della Mesopotamia e della Penisola Arabica presenta colori prossimi alla neutralità, indicativi di cambiamenti generalmente contenuti entro circa ±10%. Deboli diminuzioni compaiono su parte del Nord Africa, dell’Egitto occidentale e delle aree continentali poste a nord del Mar Mediterraneo, mentre lievi aumenti interessano alcuni settori prossimi al Mar Rosso, l’interno della Penisola Arabica e zone limitate dell’Egitto meridionale. La frammentazione del segnale e la scarsità delle aree tratteggiate indicano che, a metà secolo e in presenza di una forte mitigazione, la risposta delle precipitazioni annuali rimarrebbe in larga misura immersa nella variabilità naturale. Ciò non significa che non possano verificarsi siccità, anni eccezionalmente piovosi o cambiamenti stagionali; significa soltanto che il totale annuale medio, calcolato su un ventennio, non mostra ancora una trasformazione ampia e uniformemente condivisa dai modelli.

Il pannello inferiore sinistro, riferito allo stesso scenario RCP2.6 ma al periodo 2081–2100, mostra un’evoluzione ancora relativamente moderata. Alcune anomalie si consolidano, ma il contrasto tra il Mediterraneo settentrionale e le regioni meridionali rimane molto meno pronunciato rispetto allo scenario ad alta forzante. Deboli diminuzioni persistono in parti del Nord Africa, dell’Anatolia e del Mediterraneo orientale, mentre aumenti generalmente inferiori al 10–20% interessano alcuni territori della Penisola Arabica e le aree a sud-est del dominio. Il confronto tra i due pannelli di sinistra dimostra che la limitazione della forzante climatica ridurrebbe sensibilmente non soltanto l’entità delle anomalie termiche, ma anche la riorganizzazione spaziale del regime pluviometrico. In altre parole, nello scenario RCP2.6 la regione non rimarrebbe necessariamente identica al clima storico, ma gran parte del cambiamento delle precipitazioni annuali resterebbe contenuta entro valori relativamente piccoli e frequentemente non separabili con elevata confidenza dalla variabilità interannuale e decadale.

Il quadro comincia a modificarsi nel pannello superiore destro, relativo allo scenario RCP8.5 a metà del secolo. In questa configurazione emerge già un gradiente latitudinale più riconoscibile. Sulla fascia mediterranea e nelle regioni settentrionali prevalgono tonalità rosate, indicative di una progressiva diminuzione delle precipitazioni, mentre nell’interno della Penisola Arabica, nell’Egitto meridionale e nelle zone prossime al Mar Rosso compaiono anomalie positive più estese. Il segnale rimane tuttavia eterogeneo: le diminuzioni mediterranee sono in molti casi comprese tra il 5% e il 15%, mentre gli aumenti meridionali raggiungono localmente il 20–30%. La metà del secolo rappresenta quindi una fase di transizione nella quale l’effetto della maggiore forzante è già percepibile, ma non ha ancora prodotto la polarizzazione idroclimatica che caratterizza la fine del XXI secolo.

La relativa somiglianza tra alcuni risultati di metà secolo negli scenari RCP2.6 e RCP8.5 dipende da diversi fattori. Nei primi decenni delle proiezioni, una parte consistente del riscaldamento è già determinata dalle emissioni passate, dall’inerzia termica degli oceani e dalla lunga permanenza atmosferica dell’anidride carbonica. Le traiettorie emissive diventano progressivamente più divergenti con l’avanzare del secolo, e con esse si amplia la differenza tra le risposte regionali. Inoltre, la precipitazione è fortemente influenzata dalla variabilità interna della circolazione atmosferica, capace di accentuare o attenuare temporaneamente il segnale antropogenico. Ne deriva che la distinzione tra gli scenari appare molto più evidente alla fine del secolo che nel periodo 2041–2060.

Il pannello inferiore destro, relativo allo scenario RCP8.5 nel periodo 2081–2100, costituisce il risultato più rilevante della figura. Esso mostra una netta struttura a dipolo: un esteso inaridimento nel settore mediterraneo e settentrionale e un aumento delle precipitazioni nella parte meridionale e sudorientale dell’EMME. Le tonalità rosse più intense interessano ampie zone della Grecia, dei Balcani meridionali, della Turchia, di Cipro, del Levante, dell’Egitto settentrionale e della fascia costiera nordafricana. In molti territori la diminuzione appare compresa tra il 20% e il 30%, con valori localmente prossimi o superiori al 40%. Le aree tratteggiate indicano che una parte considerevole del segnale mediterraneo non è soltanto intensa, ma anche statisticamente significativa e condivisa dalle simulazioni.

L’inaridimento del Mediterraneo orientale è coerente con numerose proiezioni regionali e globali, che indicano una diminuzione della frequenza delle configurazioni perturbate capaci di produrre precipitazioni durante la stagione umida. Il riscaldamento globale modifica la posizione delle fasce subtropicali di alta pressione, la struttura dei venti occidentali e le traiettorie dei cicloni extratropicali. Una maggiore persistenza della subsidenza subtropicale e uno spostamento delle storm track possono limitare l’ingresso delle perturbazioni atlantiche e ridurre la ciclogenesi mediterranea o la durata dei sistemi depressionari. Le simulazioni Med-CORDEX analizzate da Reale e collaboratori mostrano, verso la fine del XXI secolo nello scenario RCP8.5, una generale diminuzione del numero dei cicloni mediterranei e un loro indebolimento medio, anche se persistono differenze regionali e una notevole dispersione tra i modelli. Studi precedenti citati nella stessa analisi hanno stimato, per il Mediterraneo orientale, una riduzione della frequenza ciclonica fino a circa il 35% e una diminuzione delle precipitazioni giornaliere associate prossima al 26%. 

La diminuzione delle precipitazioni annuali non è pertanto dovuta semplicemente a una riduzione della quantità di vapore acqueo atmosferico. In un clima più caldo, l’atmosfera può contenere più umidità, ma la formazione della pioggia richiede meccanismi dinamici capaci di produrre convergenza e sollevamento. Se diminuiscono la frequenza delle depressioni, il transito dei fronti e l’instabilità su larga scala, la maggiore disponibilità potenziale di vapore può non tradursi in un aumento della precipitazione media. Si può così verificare una diminuzione delle piogge ordinarie e moderate, accompagnata contemporaneamente dall’intensificazione di alcuni episodi estremi quando si presentano condizioni favorevoli. La mappa mostra soltanto il totale annuale e non consente quindi di dedurre direttamente l’evoluzione dell’intensità giornaliera, della frequenza dei temporali o della durata dei periodi asciutti.

L’inaridimento è inoltre amplificato dall’aumento dell’evapotraspirazione. Temperature più elevate accrescono la domanda evaporativa dell’atmosfera, riducendo l’acqua disponibile nei suoli anche dove la diminuzione della pioggia appare relativamente modesta. Gli studi sulla regione MENA mostrano che gli indicatori di siccità comprendenti sia la precipitazione sia la temperatura, come lo SPEI, producono un aggravamento più esteso e intenso rispetto agli indici fondati soltanto sulla pioggia. Driouech e collaboratori hanno evidenziato che, nelle aree settentrionali del Medio Oriente e del Nord Africa, l’aumento della temperatura può amplificare il deficit di umidità del suolo e del deflusso, determinando una crescita marcata della frequenza degli anni secchi anche in presenza di variazioni pluviometriche relativamente contenute. 

Nel settore meridionale e sudorientale del pannello RCP8.5 di fine secolo emerge invece un forte aumento delle precipitazioni. Le anomalie positive più intense interessano l’Oman, lo Yemen orientale, il settore meridionale della Penisola Arabica, le regioni prospicienti il Mar Arabico e alcune aree interne poste tra Arabia Saudita, Emirati Arabi Uniti e Oman. In questi territori i valori raggiungono frequentemente il 30–50%. Aumenti più localizzati compaiono anche in Egitto meridionale, Sudan settentrionale e lungo alcuni settori del Mar Rosso. Il risultato riproduce spazialmente quanto evidenziato dalla Figura 11: il forte incremento simulato nelle regioni meridionali può compensare o perfino superare, nella media dell’intera EMME, la diminuzione prevista nelle aree mediterranee.

La crescita delle precipitazioni meridionali può essere collegata a modificazioni della circolazione tropicale e subtropicale, alla maggiore disponibilità di umidità sopra il Mar Arabico e l’Oceano Indiano e allo spostamento stagionale delle fasce convettive. Una posizione più settentrionale o una maggiore influenza della zona di convergenza intertropicale durante le stagioni di transizione può favorire l’ingresso di aria umida nelle regioni meridionali della Penisola Arabica. Anche le depressioni tropicali, le circolazioni monsoniche e l’interazione tra flussi umidi e rilievi dell’Oman e dello Yemen possono contribuire a intensificare la precipitazione. Le simulazioni regionali per il dominio MENA mostrano analogamente un dipolo tra diminuzioni nella fascia mediterranea e aumenti nel Sahara orientale e nella Penisola Arabica meridionale; in quest’ultima regione le variazioni relative possono superare il 40%, pur partendo da quantità climatologiche molto ridotte. 

Il forte segnale blu non implica tuttavia una trasformazione generalizzata dei deserti in regioni umide. La variazione è espressa in percentuale e può essere amplificata dalla piccola dimensione del denominatore climatologico. In un territorio che riceve mediamente 50 millimetri di pioggia all’anno, un aumento del 50% equivale a 25 millimetri supplementari; in una regione mediterranea con 600 millimetri annui, una diminuzione del 20% comporta invece una perdita di 120 millimetri. Pertanto, gli aumenti relativi meridionali possono apparire più intensi sulla mappa pur corrispondendo a variazioni assolute inferiori alle perdite registrate nel Mediterraneo orientale. L’interpretazione delle risorse idriche richiederebbe quindi una carta complementare delle variazioni espresse in millimetri, oltre all’analisi stagionale.

La stagionalità è un altro elemento che la Figura 12 non rappresenta direttamente. L’aumento nella Penisola Arabica meridionale potrebbe concentrarsi soprattutto in primavera e autunno, in concomitanza con il movimento stagionale della convergenza tropicale, mentre la diminuzione mediterranea è particolarmente importante durante la tradizionale stagione umida. Due regioni possono mostrare la stessa variazione annuale ma subire impatti molto differenti qualora la pioggia venga redistribuita tra le stagioni. Una riduzione invernale compromette il riempimento degli invasi e la ricarica delle falde; un aumento autunnale concentrato in pochi eventi può invece accrescere il deflusso superficiale senza compensare pienamente il deficit idrico accumulato durante i mesi asciutti.

Anche la relazione tra precipitazione media ed eventi estremi deve essere trattata con cautela. Le ricerche sul Mediterraneo allargato mostrano che il contributo del giorno più piovoso dell’anno al totale annuale può aumentare in futuro, persino in alcune aree dove il totale annuo diminuisce. Ciò significa che una quantità inferiore di pioggia potrebbe cadere attraverso un numero più ristretto di eventi intensi. Zittis e collaboratori hanno evidenziato che l’impiego di statistiche fondate esclusivamente sul clima storico rischia di sottostimare l’intensità futura degli eventi rari e che la quota della precipitazione annuale associata alle giornate più piovose può crescere in gran parte della regione mediterranea. 

Nelle zone desertiche l’aumento delle piogge intense non corrisponde necessariamente a una disponibilità idrica più regolare. I suoli aridi, spesso poco vegetati, compatti o caratterizzati da croste superficiali, possono possedere una capacità di infiltrazione limitata durante precipitazioni molto intense. Una parte rilevante dell’acqua può trasformarsi rapidamente in ruscellamento, alimentando wadi e inondazioni improvvise. Il forte incremento percentuale previsto in Oman e nella Penisola Arabica sudorientale potrebbe quindi tradursi contemporaneamente in una maggiore quantità annua di pioggia e in un aumento del rischio di piene repentine, erosione e danni alle infrastrutture. La gestione dell’acqua dipenderà dalla capacità di raccogliere e immagazzinare precipitazioni episodiche, non soltanto dalla variazione del totale annuale.

Nel Mediterraneo orientale, al contrario, la diminuzione annuale agirebbe in combinazione con temperature più elevate, stagioni secche più lunghe e maggiore evaporazione. Le conseguenze potenziali comprendono una riduzione dell’umidità del suolo, un incremento delle necessità irrigue, un minore deflusso fluviale e una ricarica più debole delle falde. Questi effetti possono risultare non lineari: una diminuzione della pioggia del 20% può produrre una riduzione del deflusso superiore al 20%, poiché una quota maggiore dell’acqua residua viene persa attraverso l’evaporazione e l’evapotraspirazione prima di raggiungere i corsi d’acqua. Le regioni mediterranee e mediorientali risultano particolarmente vulnerabili perché molti sistemi agricoli e urbani operano già in condizioni di stress idrico e dipendono fortemente dalle precipitazioni della stagione fredda.

La Figura 12 evidenzia anche il valore, ma al tempo stesso i limiti, delle simulazioni climatiche regionali. La risoluzione più elevata di CORDEX-CORE migliora la rappresentazione dei rilievi dell’Anatolia, dei monti del Levante, dell’Asir, dello Yemen e dell’Oman, regioni nelle quali l’orografia modifica profondamente il sollevamento delle masse d’aria e la distribuzione della pioggia. Tuttavia, molti sistemi convettivi responsabili delle precipitazioni più intense continuano a essere descritti attraverso parametrizzazioni e non vengono risolti esplicitamente. Inoltre, un modello regionale eredita parte degli errori del modello globale che gli fornisce le condizioni ai bordi. Le ricerche sulla Penisola Arabica mostrano che le precipitazioni simulate possono essere particolarmente sensibili al modello globale di guida e al dominio CORDEX utilizzato, più di quanto avvenga per la temperatura. 

La presenza di zone prive di tratteggio ricorda quindi che una mappa d’insieme non costituisce una previsione deterministica. La media può nascondere simulazioni individuali molto differenti e, soprattutto nelle regioni di transizione, alcuni modelli possono produrre aumenti mentre altri indicano diminuzioni. La fiducia è maggiore dove il segnale è intenso, statisticamente significativo e condiviso dall’insieme; è inferiore dove le anomalie sono piccole o cambiano segno tra le simulazioni. Questo vale in particolare per il Medio Oriente interno, nel quale la pioggia annuale dipende da pochi eventi e la variabilità interannuale può essere molto elevata.

Il confronto tra i quattro pannelli dimostra infine che la forza del cambiamento è strettamente collegata alla traiettoria delle emissioni. Nello scenario RCP2.6 le anomalie rimangono prevalentemente limitate, sia a metà sia alla fine del secolo. Nello scenario RCP8.5 il segnale comincia a emergere entro il 2041–2060 e diventa molto più ampio e coerente nel periodo 2081–2100. Non aumenta soltanto la magnitudine delle variazioni, ma si accentua anche il contrasto geografico: la fascia mediterranea si sposta verso condizioni più asciutte, mentre alcune regioni meridionali diventano relativamente più piovose. La mitigazione ridurrebbe pertanto sia l’ampiezza dell’inaridimento settentrionale sia l’intensità della riorganizzazione pluviometrica meridionale.

Nel suo insieme, la Figura 12 non descrive una semplice diminuzione uniforme delle precipitazioni nell’EMME, ma una profonda redistribuzione geografica e potenzialmente stagionale del ciclo idrologico. Il Mediterraneo orientale, la Turchia, Cipro, il Levante e l’Egitto settentrionale emergono come aree esposte a una contrazione significativa della pioggia annuale nello scenario ad alta forzante, mentre la Penisola Arabica meridionale e sudorientale presenta aumenti percentuali considerevoli. La media dell’intera regione può quindi risultare fuorviante, poiché combina perdite idriche in territori relativamente piovosi con incrementi relativi in territori desertici. Il significato climatico della figura risiede proprio in questa crescente polarizzazione: con un riscaldamento elevato, il nord dell’EMME tende verso un regime più arido e una maggiore pressione sulle risorse idriche, mentre il sud può ricevere precipitazioni più abbondanti ma probabilmente più concentrate, irregolari e favorevoli alle inondazioni improvvise. La valutazione degli impatti richiede pertanto di integrare le variazioni percentuali mostrate nella mappa con i quantitativi assoluti, la stagionalità, la frequenza dei giorni piovosi, la durata dei periodi secchi e l’intensità degli eventi estremi.

4.3.1. Circolazione atmosferica

Il cambiamento climatico non modifica soltanto la temperatura media dell’atmosfera, ma interviene sull’intera organizzazione della circolazione generale, alterando la posizione delle fasce climatiche, dei massimi subtropicali, delle correnti occidentali e delle principali traiettorie cicloniche. Nel caso del Mediterraneo, e in particolare del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, tali trasformazioni assumono un’importanza decisiva, poiché gran parte delle precipitazioni annuali è concentrata nella stagione fredda e dipende dal transito relativamente poco frequente di perturbazioni provenienti dall’Atlantico o sviluppatesi all’interno del bacino. Anche variazioni moderate nella posizione, nella frequenza o nell’intensità di questi sistemi possono quindi produrre cambiamenti rilevanti nel bilancio idrico regionale.

Uno dei segnali dinamici più frequentemente associati al riscaldamento globale è l’espansione verso i poli della circolazione di Hadley. Questa grande circolazione meridiana è caratterizzata, in termini schematici, dalla risalita dell’aria nelle regioni tropicali, dal suo trasporto verso le latitudini subtropicali nell’alta troposfera e dalla successiva subsidenza nelle fasce subtropicali. Il ramo discendente contribuisce alla formazione delle cinture di alta pressione e delle regioni climaticamente aride situate intorno ai 20–35° di latitudine. Lu, Vecchi e Reichler mostrarono già nel 2007 che i modelli climatici simulavano, in risposta all’aumento dei gas serra, una tendenza coerente all’indebolimento e all’espansione della cella di Hadley, accompagnata da uno spostamento verso i poli delle zone subtropicali secche. Nel loro quadro interpretativo, l’aumento della stabilità statica subtropicale sposta verso latitudini più elevate la regione nella quale il getto subtropicale diventa baroclinicamente instabile, determinando così una migrazione del margine esterno della cella. 

Le simulazioni più recenti appartenenti al progetto CMIP6 confermano nel complesso questa risposta, sebbene la sua intensità vari notevolmente in funzione della stagione, dell’emisfero, della metrica utilizzata e del modello considerato. Grise e Davis hanno rilevato che l’espansione simulata è generalmente più marcata nell’emisfero australe, mentre nell’emisfero boreale il segnale risulta più debole, stagionalmente variabile e maggiormente condizionato dalle asimmetrie longitudinali della circolazione. Di conseguenza, non è corretto interpretare lo spostamento della cella di Hadley come una semplice traslazione uniforme verso nord di tutte le strutture atmosferiche. Nel settore euro-mediterraneo contano infatti anche la risposta dell’Atlantico settentrionale, la posizione del getto polare, la variabilità della North Atlantic Oscillation, il comportamento del vortice stratosferico e le modificazioni del contrasto termico tra oceani e continenti. 

Anche le stime osservative dell’allargamento tropicale devono essere considerate con cautela. Alcune analisi delle prime generazioni di rianalisi avevano suggerito spostamenti molto rapidi, ma una parte di tali tendenze è stata successivamente ridimensionata correggendo errori nel bilancio di massa e differenze nella rappresentazione dei venti meridionali. Davis e collaboratori hanno mostrato che molte stime iniziali dell’espansione della cella erano probabilmente sovrastimate, mentre studi più recenti sottolineano che la velocità dello spostamento dipende sensibilmente dall’indicatore scelto, dalla rianalisi e dal periodo analizzato. Il segnale fisico di un’espansione forzata dal riscaldamento rimane robusto nelle proiezioni, ma la sua quantificazione osservativa, soprattutto a scala regionale, presenta ancora incertezze sostanziali. 

L’espansione della fascia subtropicale è strettamente collegata allo spostamento verso i poli dei venti occidentali, del getto e delle storm tracks, ossia dei corridoi preferenziali lungo i quali si sviluppano e transitano le depressioni extratropicali. Nel Mediterraneo le precipitazioni della stagione fredda dipendono dall’interazione tra il flusso occidentale, il trasporto di vapore acqueo, la ciclogenesi e il sollevamento atmosferico associato ai sistemi frontali e alle onde di Rossby. Quando il massimo delle correnti occidentali si sposta verso nord, sul suo fianco equatoriale può comparire un’anomalia orientale rispetto alla climatologia. Questa espressione non implica necessariamente che alle medie latitudini inizino a prevalere venti orientali assoluti; indica piuttosto un indebolimento del normale flusso occidentale o una maggiore componente da est rispetto alle condizioni medie.

Tale configurazione riduce il trasporto zonale di umidità dall’Atlantico e indebolisce la convergenza del vapore acqueo alle latitudini mediterranee. Nei climi mediterranei la distribuzione delle precipitazioni è infatti determinata non soltanto dalla quantità totale di umidità disponibile, che tende ad aumentare in un’atmosfera più calda, ma anche dai movimenti verticali e dalla capacità della circolazione di far convergere e sollevare quella stessa umidità. Ne deriva un apparente paradosso: l’atmosfera futura può contenere una maggiore quantità di vapore acqueo e, nello stesso tempo, produrre una diminuzione delle precipitazioni medie in vaste aree mediterranee, qualora la frequenza dei moti ascendenti e delle perturbazioni diminuisca. Lo studio di Seager e collaboratori sui climi di tipo mediterraneo ha evidenziato proprio l’importanza congiunta dei processi termodinamici e dinamici, mostrando come i cambiamenti della circolazione possano contrastare l’aumento dell’umidità atmosferica e favorire un progressivo inaridimento stagionale. 

Il Mediterraneo non risponde tuttavia in maniera puramente zonale. La regione si trova in una zona di transizione particolarmente complessa, compresa tra la fascia anticiclonica subtropicale, le storm tracks nordatlantiche, il monsone asiatico, le masse d’aria continentali eurasiatiche e le depressioni termiche del Nord Africa e dell’Asia sud-occidentale. Per questa ragione, la relazione tra ampliamento della cella di Hadley e diminuzione delle precipitazioni non deve essere interpretata come un meccanismo unico e diretto. Nell’emisfero boreale e nel Mediterraneo assumono grande rilevanza i cambiamenti longitudinalmente asimmetrici della circolazione, i quali possono rafforzare o attenuare localmente l’effetto dello spostamento medio verso nord delle fasce atmosferiche.

Zappa, Hoskins e Shepherd hanno analizzato la dipendenza delle precipitazioni invernali mediterranee dalla risposta della circolazione atmosferica al cambiamento climatico. I loro risultati indicano che la riduzione delle piogge è fortemente legata alle anomalie dei venti troposferici e alla diminuzione della circolazione ciclonica, benché l’ampiezza del segnale dipenda dalla risposta dei singoli modelli. Nella sintesi dedicata agli estremi climatici del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, Zittis e collaboratori hanno successivamente riportato che circa l’85% della diminuzione media delle precipitazioni mediterranee nella stagione umida può essere ricondotto alle risposte dinamiche della circolazione. Ciò significa che la prevista aridificazione non deriva principalmente da una minore capacità dell’atmosfera di contenere acqua, ma dalla riduzione della frequenza e dell’efficacia dei meccanismi che trasformano il vapore acqueo in precipitazione. 

Un ulteriore contributo proviene dalla cosiddetta amplificazione del riscaldamento continentale. Le terre emerse del Mediterraneo tendono a scaldarsi più rapidamente del mare, soprattutto durante la stagione calda e nelle regioni caratterizzate da una limitata disponibilità di acqua nel suolo. Quando l’umidità del terreno diminuisce, una frazione minore dell’energia disponibile viene utilizzata per l’evapotraspirazione, mentre una quota maggiore alimenta il flusso di calore sensibile e l’aumento della temperatura dell’aria. Si instaura così una retroazione positiva: minori precipitazioni favoriscono l’essiccamento del suolo; il suolo più secco aumenta il riscaldamento superficiale; il maggiore riscaldamento accresce la domanda evaporativa dell’atmosfera e può aggravare ulteriormente la siccità.

Drobinski e collaboratori hanno mostrato che il rafforzato riscaldamento delle terre mediterranee contribuisce in misura importante al prosciugamento regionale. Nelle aree già aride o semiaride, il Mediterraneo rappresenta spesso la principale sorgente di umidità, ma l’aumento della temperatura continentale determina una crescita della capacità evaporativa e del deficit di pressione di vapore, senza che il trasporto di umidità riesca necessariamente a compensarla. La diminuzione delle precipitazioni e l’aumento dell’evapotraspirazione potenziale concorrono pertanto a produrre un’aridificazione idrologica più intensa di quanto suggerirebbe il solo cambiamento delle piogge. 

Le modificazioni della circolazione generale si riflettono anche sul numero e sulle caratteristiche dei cicloni mediterranei. Il bacino mediterraneo è una delle principali regioni ciclogenetiche delle medie latitudini, grazie alla presenza di forti contrasti termici, catene montuose, superfici marine relativamente calde e interazioni tra aria atlantica, continentale ed africana. Nonostante ciò, le analisi osservative non mostrano ovunque tendenze omogenee nel numero dei cicloni. In molti settori le tendenze recenti non risultano statisticamente significative; quando emergono segnali robusti, essi sono frequentemente orientati verso una diminuzione. Questa assenza di uniformità dipende anche dalle differenti metodologie impiegate per identificare e seguire i minimi depressionari, dalle risoluzioni dei dati e dalla variabilità naturale su scala pluridecennale.

Per il clima futuro, Nissen e collaboratori hanno riscontrato una diminuzione del numero totale dei cicloni che attraversano il Mediterraneo nelle simulazioni analizzate. Il segnale non è però spazialmente uniforme: alcune aree, tra cui il Levante e in determinate simulazioni il Marocco, possono mostrare un aumento locale della ciclogenesi o dei transiti ciclonici, mentre la maggior parte del bacino presenta una contrazione dell’attività. Il risultato generale è coerente con una riduzione della baroclinicità e con uno spostamento verso nord delle principali traiettorie depressionarie. La diminuzione della frequenza dei cicloni non implica necessariamente una riduzione proporzionale di tutti i rischi meteorologici, poiché le caratteristiche dei sistemi più intensi possono rispondere in modo differente rispetto al numero totale degli eventi. 

Nel Mediterraneo orientale un ruolo centrale è svolto dalle depressioni di Cipro, o Cyprus Lows, che si sviluppano generalmente nel bacino levantino e rappresentano uno dei principali sistemi responsabili delle precipitazioni invernali su Cipro, Israele, Libano, Siria, Giordania e sulle aree circostanti. Tali depressioni derivano dall’interazione tra la dinamica delle medie latitudini, la configurazione del getto, le anomalie di vorticità in quota e i flussi di calore e umidità provenienti dal Mediterraneo. Le proiezioni analizzate da Hochman e collaboratori indicano, nello scenario di elevate emissioni RCP8.5, una riduzione di circa il 35% della loro frequenza verso la fine del XXI secolo. Gli stessi studi suggeriscono anche una diminuzione della persistenza e della quantità media giornaliera di precipitazione associata a questi sistemi. 

La diminuzione delle depressioni di Cipro assume una particolare rilevanza perché la loro importanza idrologica è molto maggiore di quanto indicherebbe il loro semplice numero. Un singolo sistema ben organizzato può contribuire in maniera sostanziale alle piogge stagionali, alla ricarica delle falde e all’accumulo nivale nelle regioni montuose. Una riduzione della frequenza, della durata o dell’efficienza precipitativa di tali depressioni può quindi incidere sul bilancio idrico anche qualora altri tipi di configurazioni sinottiche diventino più frequenti.

Tra questi sistemi figurano la saccatura persiana e la saccatura del Mar Rosso. La saccatura persiana è una configurazione prevalentemente estiva, collegata alla depressione termica dell’Asia meridionale e alla circolazione monsonica. Nel Mediterraneo orientale favorisce spesso condizioni calde, secche e persistenti, con venti nord-occidentali nel settore egeo. Il suo eventuale aumento non costituisce pertanto una compensazione pluviometrica alla diminuzione delle depressioni invernali, ma rappresenta piuttosto un’espansione delle configurazioni tipiche della stagione calda. Le proiezioni mostrano un aumento della frequenza e della persistenza della saccatura persiana, coerente con l’allungamento della stagione sinottica estiva. Le analisi delle transizioni tra regimi atmosferici indicano inoltre che questa configurazione potrebbe diventare più persistente, mentre le depressioni di Cipro tenderebbero a essere meno frequenti e meno durature. 

La saccatura del Mar Rosso è invece una struttura meridiana che può estendersi dal Mar Rosso verso il Mediterraneo orientale, soprattutto durante le stagioni di transizione. Il suo impatto meteorologico dipende dalla posizione dell’asse, dalla circolazione in quota e dalla disponibilità di umidità. Alcune configurazioni sono attive e possono produrre convezione profonda, temporali e precipitazioni intense; altre sono prevalentemente secche e associate ad avvezioni calde e polverose. Di conseguenza, un eventuale aumento del numero complessivo delle saccature del Mar Rosso non implica necessariamente un aumento delle precipitazioni. Gli studi distinguono infatti tra configurazioni “umide” e “secche” e suggeriscono che la diminuzione delle depressioni di Cipro possa essere accompagnata soprattutto da un incremento delle forme meno produttive dal punto di vista pluviometrico. 

Un’altra categoria di fenomeni rilevante per il Mediterraneo è rappresentata dai cicloni simil-tropicali, comunemente indicati come Medicanes. Questi sistemi possono acquisire una struttura relativamente simmetrica, un nucleo caldo nella bassa troposfera, convezione organizzata attorno al centro e venti molto intensi, pur formandosi in un contesto dinamico differente da quello dei cicloni tropicali oceanici. Il loro sviluppo richiede una complessa interazione tra instabilità baroclina, anomalie fredde in quota, flussi di calore dal mare e rilascio di calore latente nella convezione.

Le proiezioni disponibili indicano generalmente una diminuzione della frequenza dei Medicanes, associata però a una possibile crescita dell’intensità dei sistemi che riescono a formarsi. González-Alemán e collaboratori hanno evidenziato un aumento potenziale del rischio legato ai cicloni mediterranei più intensi, con venti più forti e sistemi più duraturi, nonostante il numero complessivo degli eventi tenda a diminuire. Anche Romero ed Emanuel hanno riscontrato una riduzione della frequenza accompagnata da un aumento della capacità distruttiva dei casi più intensi. L’interpretazione fisica è che un ambiente futuro meno favorevole alla ciclogenesi possa ridurre il numero degli episodi, mentre temperature marine più elevate e una maggiore disponibilità di vapore acqueo possono alimentare più efficacemente la convezione e l’intensificazione dei sistemi che superano la soglia necessaria allo sviluppo. 

Anche in questo caso è necessario distinguere tra frequenza e pericolosità. Un minor numero di Medicanes non equivale automaticamente a un rischio inferiore, poiché gli impatti dipendono dall’intensità dei venti, dalla traiettoria, dalla durata, dalle precipitazioni orografiche, dalle mareggiate e dalla vulnerabilità delle aree costiere. Inoltre, questi fenomeni sono relativamente rari e difficili da rappresentare nei modelli climatici a bassa risoluzione; le stime future sono quindi sensibili alla risoluzione atmosferica, alla rappresentazione della convezione e all’accoppiamento tra oceano e atmosfera. Le simulazioni regionali ad alta risoluzione tendono comunque a convergere verso un quadro caratterizzato da eventi meno numerosi, ma potenzialmente più intensi.

Le trasformazioni della circolazione atmosferica interessano infine la durata stessa delle stagioni. Nel Mediterraneo orientale le stagioni possono essere definite non soltanto in termini astronomici o termici, ma anche sulla base della frequenza dei principali tipi di circolazione sinottica. Alpert e collaboratori hanno elaborato una classificazione semi-oggettiva capace di distinguere le stagioni considerando la prevalenza quotidiana delle depressioni di Cipro, delle saccature persiane, delle saccature del Mar Rosso, delle depressioni sahariane e delle configurazioni anticicloniche. Questa impostazione permette di identificare l’inverno come il periodo dominato dai sistemi freddi e piovosi e l’estate come quello caratterizzato dalle configurazioni calde, secche e persistenti. 

Applicando tale metodologia alle proiezioni CMIP5, Hochman e collaboratori hanno stimato profonde modificazioni nella durata delle stagioni sinottiche del Mediterraneo orientale. Nello scenario RCP8.5, entro la fine del XXI secolo la stagione estiva potrebbe allungarsi di circa il 49%, passando indicativamente da quattro a quasi sei mesi, mentre la stagione invernale potrebbe ridursi da circa quattro a due mesi. Il cambiamento non consiste quindi soltanto in estati più calde e inverni più miti, ma in una più lunga persistenza delle configurazioni tipicamente estive e in una contrazione temporale della finestra durante la quale agiscono i sistemi responsabili della maggior parte delle precipitazioni. 

Questa riorganizzazione stagionale può avere conseguenze profonde sul ciclo idrologico. Un inverno più breve limita il periodo disponibile per il passaggio delle perturbazioni, mentre un’estate più lunga prolunga l’evaporazione, lo stress idrico della vegetazione, l’essiccamento dei suoli e la domanda di acqua per l’agricoltura e gli ecosistemi. Le precipitazioni potrebbero inoltre diventare più concentrate in un numero minore di eventi: la diminuzione delle piogge medie non esclude infatti episodi locali molto intensi, poiché una maggiore quantità di vapore acqueo può aumentare la severità delle precipitazioni associate alle configurazioni più favorevoli. Ne potrebbe derivare un regime idrologico più irregolare, caratterizzato da periodi asciutti più lunghi interrotti da eventi brevi e intensi, con una minore efficacia nella ricarica delle risorse idriche e un maggiore rischio di ruscellamento e alluvioni improvvise.

Nel complesso, il futuro della circolazione atmosferica mediterranea appare caratterizzato da una tendenza verso la migrazione settentrionale delle principali correnti occidentali, una minore influenza delle storm tracks sulla parte meridionale ed orientale del bacino, una contrazione dell’attività ciclonica media e un aumento della persistenza delle configurazioni calde e secche. Questi cambiamenti non saranno uniformi né lineari: la variabilità naturale continuerà a produrre inverni umidi, irruzioni fredde, cicloni intensi e stagioni localmente piovose. Tuttavia, sovrapposta a tale variabilità, la risposta forzata dal riscaldamento globale tende a spostare progressivamente il sistema climatico verso una stagione umida più breve, una stagione secca più lunga e una maggiore esposizione a siccità, ondate di calore ed estremi idrometeorologici. La prevista aridificazione del Mediterraneo orientale deve quindi essere interpretata come il risultato dell’interazione tra espansione della fascia subtropicale, spostamento delle correnti occidentali, diminuzione delle perturbazioni, riscaldamento continentale, retroazioni del suolo e trasformazione dei regimi sinottici regionali, piuttosto che come la conseguenza di un singolo meccanismo atmosferico.

4.3.2. Venti prossimi alla superficie

I venti prossimi alla superficie costituiscono una componente essenziale del sistema climatico della regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, poiché intervengono negli scambi di calore, umidità e quantità di moto tra la superficie e l’atmosfera, influenzando l’evaporazione, il moto ondoso, la dispersione degli inquinanti, il sollevamento delle polveri desertiche e la produzione di energia eolica. Nelle simulazioni climatiche, l’espressione “vento prossimo alla superficie” si riferisce generalmente alla velocità del vento calcolata a circa 10 metri dal suolo. Questo parametro non coincide necessariamente con il vento nella libera atmosfera, perché risente fortemente dell’attrito, della rugosità superficiale, della copertura vegetale, dell’urbanizzazione, dell’orografia e della stabilità dello strato limite atmosferico. Per tale motivo, il segnale climatico relativo al vento è generalmente meno uniforme e più difficile da interpretare rispetto a quello della temperatura: mentre il riscaldamento presenta una direzione pressoché comune all’intera regione EMME, la velocità del vento può aumentare in alcune aree e diminuire in altre, mostrando inoltre marcate differenze tra inverno ed estate. I modelli regionali ad alta risoluzione risultano particolarmente importanti, poiché rappresentano meglio coste, catene montuose, isole, brezze e accelerazioni orografiche rispetto ai modelli climatici globali, sebbene permangano considerevoli differenze tra i diversi sistemi modellistici. 

Le variazioni previste derivano dall’interazione tra processi operanti su scale molto differenti. Su scala sinottica, la velocità del vento dipende dalla distribuzione della pressione atmosferica e dal gradiente barico orizzontale: quanto maggiore è la differenza di pressione tra due regioni, tanto più intensa tende a essere la circolazione che si sviluppa tra esse. Il cambiamento climatico può modificare tale gradiente attraverso lo spostamento delle storm tracks, l’espansione della fascia subtropicale, la variazione della frequenza dei cicloni mediterranei e il diverso riscaldamento di oceani e continenti. Su scala locale, invece, il vento è controllato anche dai contrasti termici tra terra e mare, dalla forma delle coste, dalla presenza di rilievi e vallate e dall’alternanza giornaliera tra riscaldamento e raffreddamento della superficie. Ne consegue che un indebolimento della circolazione ciclonica invernale può coesistere con un rafforzamento estivo di particolari venti regionali, come gli Etesii sul Mar Egeo o alcune correnti monsoniche lungo il Mar Arabico.

Nelle parti settentrionali della regione EMME, comprendenti i Balcani meridionali e l’Anatolia, le proiezioni riferite a uno scenario intermedio indicano una diminuzione della velocità media del vento invernale dell’ordine del 10%, accompagnata da aumenti estivi di entità approssimativamente simile. La riduzione invernale è coerente con il previsto indebolimento dell’attività ciclonica mediterranea e con lo spostamento verso nord delle principali traiettorie delle perturbazioni. Durante la stagione fredda, una parte importante dei venti più intensi dell’area è infatti associata al passaggio delle depressioni extratropicali, ai fronti e ai forti gradienti di pressione che si instaurano tra i minimi mediterranei e gli anticicloni continentali o atlantici. Se questi sistemi diventano meno frequenti oppure percorrono traiettorie più settentrionali, diminuisce anche il numero di giornate caratterizzate da venti sostenuti, soprattutto sulle aree marine e costiere del Mediterraneo orientale.

L’aumento estivo previsto su alcuni settori dei Balcani e dell’Anatolia risponde invece a meccanismi diversi. Il riscaldamento molto intenso delle superfici continentali può rafforzare localmente i contrasti termici con i mari circostanti, accentuando le circolazioni costiere e alcuni gradienti barici regionali. L’estate mediterranea è inoltre caratterizzata da configurazioni atmosferiche relativamente persistenti, con pressioni elevate sui Balcani e sull’Europa centro-orientale e una vasta depressione termica sull’Asia sud-occidentale. Il rafforzamento o la maggiore persistenza di tale dipolo può aumentare i venti settentrionali che attraversano l’Egeo e alcune zone dell’Anatolia. Non si tratta pertanto di una contraddizione rispetto alla prevista diminuzione dei venti invernali, ma della risposta di due differenti regimi stagionali: in inverno dominano maggiormente le perturbazioni delle medie latitudini, mentre in estate acquistano importanza i gradienti termici continentali, le circolazioni monsoniche e i regimi anticiclonici persistenti.

Nelle parti meridionali dell’EMME il segnale appare quasi opposto, con aumenti della velocità del vento più evidenti durante l’inverno e variazioni generalmente contenute in estate. Anche in questo caso il risultato medio nasconde una notevole eterogeneità spaziale. L’Africa nord-orientale, la Penisola Arabica, il Mar Rosso e il Golfo Persico sono influenzati da differenti sistemi di vento, tra cui lo Shamal, le brezze marittime, le depressioni termiche desertiche, il monsone dell’Oceano Indiano e le occasionali perturbazioni provenienti dal Mediterraneo. La risposta futura di ciascun sistema dipende dal modo in cui il riscaldamento modifica il contrasto termico tra i deserti, le acque circostanti e l’Asia meridionale. Per questo motivo, una media calcolata sull’intera regione può risultare modesta anche quando specifici corridoi di vento mostrano variazioni più pronunciate.

Una delle eccezioni più rilevanti riguarda la parte meridionale della Penisola Arabica, comprendente soprattutto Yemen e Oman, dove le proiezioni indicano un incremento della velocità del vento prossimo al 10%, particolarmente evidente durante l’estate. Il settore si trova al margine della circolazione monsonica dell’Oceano Indiano ed è influenzato dal gradiente di pressione tra la depressione termica asiatica e le alte pressioni subtropicali dell’emisfero australe. Durante l’estate boreale, tale gradiente sostiene una vigorosa corrente sud-occidentale che attraversa l’Oceano Indiano occidentale e si intensifica nel cosiddetto Somali Jet. Un aumento del riscaldamento continentale sull’Asia meridionale e sulla Penisola Arabica può modificare e, in determinate configurazioni modellistiche, rafforzare parti di questa circolazione. I risultati dell’insieme CMIP6 mostrano tuttavia che il segnale del vento presenta una variabilità locale molto maggiore rispetto a quello della temperatura e richiede quindi cautela nell’interpretazione dei singoli punti di griglia. 

L’incremento dei venti su Yemen, Oman e lungo la costa occidentale del Mar Arabico, stimato in alcuni studi tra il 5 e il 10% entro la fine del secolo, potrebbe avere conseguenze importanti sul ciclo delle polveri minerali. I deserti del Rubʿ al-Khālī, dell’Oman e dell’Arabia meridionale costituiscono vaste sorgenti potenziali di sedimenti fini. Quando lo sforzo esercitato dal vento sulla superficie supera una determinata soglia, le particelle possono essere sollevate e immesse nello strato limite atmosferico, per essere successivamente trasportate verso il Mar Arabico e l’Oceano Indiano. La relazione tra velocità del vento ed emissione di polvere è fortemente non lineare: un aumento relativamente modesto del vento può determinare un incremento molto più pronunciato del trasporto eolico, qualora venga superata la soglia necessaria alla mobilizzazione dei sedimenti.

Il vento non è tuttavia l’unico fattore che controlla le emissioni. Contano anche l’umidità del terreno, la granulometria, la presenza di croste superficiali, la disponibilità effettiva di materiale erodibile e le precipitazioni precedenti. Un deserto può essere frequentemente ventoso ma temporaneamente povero di particelle facilmente mobilizzabili, mentre un episodio di pioggia seguito da essiccamento può produrre nuovi sedimenti fini. Gli studi sulle sorgenti di polvere mostrano infatti che le emissioni sono episodiche e che i modelli tendono talvolta a sovrastimarle quando assumono una disponibilità illimitata di materiale. La previsione di venti più forti nella Penisola Arabica meridionale rappresenta quindi un elemento favorevole a una maggiore attività eolica, ma non consente da sola di stabilire con certezza la frequenza futura delle tempeste di sabbia e polvere. 

L’aumento del trasporto di polvere verso il Mar Arabico potrebbe modificare la qualità dell’aria, la visibilità e il bilancio radiativo regionale. Le particelle minerali assorbono e diffondono la radiazione solare e infrarossa, influenzano la stabilità atmosferica e possono interagire con le nubi. Il deposito di polvere apporta inoltre ferro e altri nutrienti alle acque marine, con possibili effetti sulla produttività biologica. Dal punto di vista sociale, episodi più frequenti o intensi possono aumentare i rischi sanitari, danneggiare gli impianti fotovoltaici, ridurre l’efficienza dei trasporti e accelerare l’usura di infrastrutture e macchinari. Il segnale del vento deve pertanto essere considerato insieme ai cambiamenti dell’aridità del suolo, della vegetazione e delle precipitazioni, poiché è dall’interazione tra questi fattori che dipenderà l’evoluzione complessiva dell’attività eolica desertica.

Sul Mediterraneo orientale, al contrario, la velocità media dei venti al largo dovrebbe diminuire fino a circa il 10% in alcune proiezioni. La riduzione è particolarmente plausibile durante l’inverno, quando il vento marino è maggiormente controllato dalle depressioni mediterranee e dai relativi gradienti di pressione. Il previsto calo del numero di cicloni che attraversano il bacino riduce la frequenza delle situazioni in cui ampie aree marine sono esposte a venti forti e persistenti. Nissen e collaboratori hanno mostrato che le simulazioni climatiche tendono a produrre una diminuzione dei cicloni e delle tempeste di vento su gran parte del Mediterraneo, attribuibile soprattutto alla minore frequenza degli eventi associati a depressioni sviluppatesi localmente. I cicloni provenienti dall’esterno del bacino potrebbero non diminuire nello stesso modo, ma tenderebbero a interessare principalmente le zone periferiche e a produrre un impatto integrato inferiore sulla regione. 

Il calo dei venti marini si rifletterebbe direttamente sul clima ondoso. Le onde generate localmente dipendono dalla velocità del vento, dalla sua durata e dal fetch, cioè dalla distanza sulla quale esso soffia con direzione relativamente costante. Un vento meno intenso o meno persistente trasferisce una quantità inferiore di energia alla superficie del mare, determinando una diminuzione dell’altezza media significativa delle onde. Le proiezioni indicano pertanto una generale riduzione sia dell’altezza media sia del numero e dell’intensità degli eventi ondosi estremi su un’ampia parte del Mediterraneo orientale, soprattutto durante la stagione invernale. Questo segnale è coerente con studi globali e regionali che collegano i cambiamenti del moto ondoso alla riorganizzazione dei venti e delle storm tracks. Simulazioni più recenti basate sui modelli CMIP6 continuano a individuare diminuzioni medie delle onde in diversi settori mediterranei, pur mostrando incertezze maggiori per gli estremi locali e per le aree costiere caratterizzate da orografia complessa. 

Una diminuzione dell’altezza media delle onde non deve però essere interpretata automaticamente come una scomparsa dei rischi costieri. Il livello marino continuerà ad aumentare e, a parità di moto ondoso, una base marina più elevata consente alle onde di raggiungere zone precedentemente meno esposte. Inoltre, un numero minore di tempeste non esclude la possibilità di singoli eventi molto severi. Il rischio costiero futuro dipenderà quindi dalla combinazione tra altezza delle onde, livello medio del mare, mareggiata meteorologica, direzione del vento, durata dell’evento e trasformazione delle onde sui fondali. Una climatologia mediamente più calma può coesistere con episodi occasionali ancora capaci di produrre erosione, allagamenti e danni rilevanti alle infrastrutture portuali.

I venti Etesii del Mar Egeo rappresentano la principale eccezione alla tendenza generale verso l’indebolimento dei venti sul Mediterraneo orientale. Gli Etesii, conosciuti anche come Meltemi, sono venti prevalentemente settentrionali o nord-orientali che interessano il Mar Egeo durante la stagione calda, con la massima attività generalmente tra luglio e agosto. Essi derivano dal gradiente di pressione tra un’area anticiclonica estesa sui Balcani e sull’Europa centro-orientale e la depressione termica dell’Asia sud-occidentale. La complessa topografia della Grecia, delle isole e dell’Anatolia canalizza e accelera il flusso, producendo localmente venti molto più intensi rispetto alla media regionale.

Le simulazioni regionali analizzate da Anagnostopoulou e collaboratori indicano un possibile rafforzamento degli Etesii nella parte finale del XXI secolo. Tale evoluzione sarebbe associata sia all’intensificazione dell’azione anticiclonica sull’Europa centro-orientale e sui Balcani, sia all’approfondimento della depressione termica asiatica. Lo studio distingue diverse configurazioni etesie, mostrando che il centro anticiclonico non deve essere considerato semplicemente come un’estensione dell’anticiclone delle Azzorre, ma come una struttura dinamica regionale la cui posizione determina l’orientamento e l’intensità del vento sull’Egeo. Successive analisi hanno confermato che il cambiamento climatico potrebbe aumentare l’intensità o la persistenza degli Etesii, sebbene l’entità del segnale dipenda dal modello, dallo scenario emissivo e dal periodo considerato. 

Il rafforzamento degli Etesii potrebbe produrre effetti sia favorevoli sia sfavorevoli. Da un lato, questi venti favoriscono la ventilazione e limitano parzialmente l’aumento delle temperature diurne nelle isole e nelle coste egee, attenuando localmente lo stress termico durante le ondate di calore. Dall’altro, possono aumentare l’evaporazione, la turbolenza marina, il rischio per la navigazione e la propagazione degli incendi boschivi. Gli Etesii contribuiscono inoltre al trasporto di masse d’aria secca e alla discesa di aria dalla media troposfera; sono stati messi in relazione con intrusioni stratosferiche e con elevate concentrazioni di ozono troposferico nel Mediterraneo orientale. Un loro eventuale rafforzamento deve quindi essere valutato non soltanto in termini di velocità del vento, ma anche considerando la qualità dell’aria, il pericolo di incendi e la disponibilità idrica. 

Le variazioni dei venti prossimi alla superficie avranno conseguenze dirette anche sulle risorse energetiche rinnovabili. La produzione di una turbina eolica è fortemente sensibile alla velocità del vento e varia in modo non lineare entro il suo intervallo operativo. Piccole modificazioni della velocità media possono quindi tradursi in variazioni relativamente più ampie dell’energia producibile. Tuttavia, l’utilizzo del vento a 10 metri come indicatore del potenziale eolico presenta alcune limitazioni, poiché le moderne turbine operano ad altezze molto superiori. L’estrapolazione verso la quota del mozzo dipende dalla rugosità del terreno, dalla stabilità atmosferica e dalla struttura verticale dello strato limite. Le valutazioni energetiche più affidabili devono pertanto impiegare modelli regionali ad alta risoluzione, profili verticali del vento e curve di potenza realistiche, anziché basarsi esclusivamente sulla velocità media prossima alla superficie. 

Gli studi sulle isole mediterranee mostrano chiaramente la natura spazialmente disomogenea di questi effetti. Per Creta è previsto un aumento del potenziale eolico soprattutto in estate e in autunno, coerente con il possibile rafforzamento dei venti settentrionali e delle configurazioni etesie. A Cipro, invece, le proiezioni indicano una diminuzione della produzione eolica in tutte le stagioni. Tale contrasto evidenzia come due isole appartenenti allo stesso bacino possano rispondere in modo differente a causa della posizione geografica, dell’orografia, dell’esposizione ai regimi sinottici e della diversa evoluzione dei gradienti barici. De la Vara e collaboratori, confrontando vari modelli regionali, hanno inoltre sottolineato che le incertezze derivanti dalla scelta del modello possono essere considerevoli e che le decisioni infrastrutturali devono basarsi su insiemi di simulazioni, non su una singola proiezione. 

Su scala più ampia, gli studi EURO-CORDEX suggeriscono una generale diminuzione delle risorse eoliche su una parte consistente del dominio europeo e mediterraneo, con eccezioni localizzate nell’Africa settentrionale, nel Mar Nero e in altri corridoi regionali. Ciò non implica necessariamente una perdita uniforme della produzione, perché l’impatto effettivo dipende dalla distribuzione stagionale del vento, dalla tecnologia utilizzata e dalla localizzazione degli impianti. Un moderato aumento durante i mesi di maggiore domanda elettrica può avere un valore energetico superiore a un aumento equivalente in una stagione di basso consumo. Analogamente, una riduzione del vento medio accompagnata da una minore variabilità potrebbe risultare più gestibile di un clima caratterizzato da alternanza tra lunghi periodi di calma e brevi eventi estremi. 

La prevista diminuzione dei giorni con tempeste di vento sulla maggior parte dell’EMME è strettamente collegata alla contrazione del numero di cicloni mediterranei. I risultati di Nissen e collaboratori mostrano che il segnale di diminuzione è relativamente coerente tra modelli con risoluzioni differenti, anche se le simulazioni ad alta risoluzione rappresentano meglio la distribuzione geografica delle depressioni e delle tempeste. La riduzione risulta particolarmente marcata per i cicloni intensi quando questi vengono classificati in base al gradiente della pressione. Tuttavia, per gli eventi più rari ed estremi i modelli non presentano una risposta altrettanto uniforme: alcune delle tempeste più severe compaiono anche nelle simulazioni future, ma non è possibile attribuirle in modo robusto all’aumento dei gas serra anziché alla variabilità decadale e ai limiti del campionamento statistico. 

Questo aspetto è fondamentale per una corretta comunicazione del rischio. Una diminuzione della frequenza media non significa che le tempeste di vento diventeranno trascurabili. Le infrastrutture, le reti elettriche, i porti, l’agricoltura e le aree urbane dovranno continuare a prepararsi per eventi ad alto impatto. Il cambiamento climatico può infatti modificare contemporaneamente la frequenza degli eventi, la loro provenienza, la stagione di occorrenza e la vulnerabilità del territorio. Suoli più secchi e vegetazione maggiormente stressata possono amplificare gli effetti del vento sugli incendi e sull’erosione, mentre l’innalzamento del mare aumenta l’esposizione costiera anche in presenza di mareggiate meno frequenti.

Nel complesso, le proiezioni dei venti prossimi alla superficie delineano una regione EMME caratterizzata non da una semplice diminuzione o intensificazione generalizzata, ma da una profonda redistribuzione geografica e stagionale della ventilazione. I Balcani meridionali, l’Anatolia e gran parte del Mediterraneo orientale potrebbero sperimentare condizioni invernali mediamente meno ventose, associate alla riduzione dei cicloni e delle tempeste locali, mentre durante l’estate alcuni sistemi regionali, soprattutto gli Etesii e le correnti lungo il Mar Arabico, potrebbero rafforzarsi. Il Mediterraneo orientale dovrebbe mostrare una diminuzione dei venti marini medi e del moto ondoso, mentre Yemen, Oman e la costa occidentale del Mar Arabico potrebbero essere interessati da un aumento della ventilazione estiva e da possibili modificazioni del trasporto di polvere desertica. Questi cambiamenti avranno ripercussioni interconnesse sulla produzione energetica, sulla qualità dell’aria, sull’erosione, sugli incendi, sulla navigazione e sugli ecosistemi marini. La loro valutazione richiede pertanto modelli ad alta risoluzione, analisi stagionali e una particolare attenzione alle incertezze, poiché i venti prossimi alla superficie rappresentano uno degli elementi climatici maggiormente influenzati dalle caratteristiche locali del territorio e dalla complessa interazione tra circolazione atmosferica generale e processi dello strato limite.

4.3.3. Copertura nuvolosa totale

La copertura nuvolosa totale rappresenta la frazione della volta celeste occupata dalle nubi, indipendentemente dalla loro altezza, dal loro spessore ottico e dalla fase microfisica delle particelle che le compongono. Si tratta di una variabile climatica fondamentale, poiché le nubi regolano contemporaneamente il bilancio radiativo, il ciclo idrologico e numerosi processi energetici superficiali. Esse riflettono verso lo spazio una parte della radiazione solare incidente, producendo generalmente un effetto di raffreddamento, ma assorbono e riemettono anche la radiazione infrarossa emessa dalla superficie, contribuendo all’effetto serra atmosferico. Il risultato netto dipende dal tipo di nube: le nubi basse, relativamente spesse e calde, esercitano in genere un marcato effetto di raffreddamento perché riflettono molta radiazione solare senza produrre un effetto serra altrettanto intenso; le nubi alte e sottili possono invece trattenere efficacemente la radiazione infrarossa, esercitando un’influenza riscaldante. Per questa ragione, una diminuzione della copertura nuvolosa totale non può essere interpretata automaticamente come una diminuzione uniforme di tutte le categorie di nubi, né consente, da sola, di determinare con precisione la risposta radiativa regionale. Le nubi continuano inoltre a rappresentare una delle maggiori fonti d’incertezza nella stima della sensibilità climatica e nelle proiezioni regionali del XXI secolo. 

Nel Mediterraneo, la prevista riduzione della copertura nuvolosa totale è strettamente connessa alla riorganizzazione della circolazione atmosferica prodotta dal riscaldamento globale. L’espansione verso i poli della cella di Hadley tende infatti a spostare verso latitudini più elevate il margine della fascia subtropicale, favorendo una maggiore influenza dei moti discendenti e delle configurazioni anticicloniche sulle regioni mediterranee. Nel ramo discendente della cella, l’aria proveniente dall’alta troposfera si comprime e si riscalda adiabaticamente, determinando una diminuzione dell’umidità relativa, un aumento della stabilità atmosferica e condizioni generalmente sfavorevoli allo sviluppo della nuvolosità estesa. Lo spostamento verso nord della cintura subtropicale può inoltre ridurre la frequenza delle perturbazioni e dei sistemi frontali responsabili della maggior parte delle nubi stratiformi e delle precipitazioni della stagione fredda. Il legame tra espansione della cella di Hadley e diminuzione della nuvolosità mediterranea è quindi fisicamente plausibile, ma non deve essere considerato esclusivo: intervengono anche lo spostamento delle storm tracks, la maggiore persistenza delle alte pressioni, il riscaldamento differenziale tra terre emerse e mare, l’essiccamento dei suoli, le variazioni degli aerosol e i cambiamenti nella stabilità della bassa troposfera. 

Le proiezioni climatiche indicano che la copertura nuvolosa totale potrebbe diminuire di circa il 5–10% su parti consistenti del bacino mediterraneo, soprattutto negli scenari caratterizzati da elevate emissioni di gas serra e verso la fine del XXI secolo. La riduzione non appare tuttavia omogenea né costantemente significativa in tutte le stagioni e in tutti i modelli. Il segnale più evidente interessa generalmente il Mediterraneo settentrionale e le aree continentali dell’Europa meridionale, dei Balcani e dell’Anatolia, dove il cambiamento della circolazione si combina con una diminuzione delle precipitazioni e con un aumento delle condizioni anticicloniche. Nei settori meridionali e orientali dell’EMME, già caratterizzati da una copertura nuvolosa media relativamente ridotta, i cambiamenti assoluti possono apparire più contenuti, anche perché esiste un limite fisico alla diminuzione della nuvolosità in regioni che presentano già lunghi periodi quasi completamente sereni.

Enriquez-Alonso e collaboratori hanno confrontato osservazioni da terra, dati satellitari, rianalisi atmosferiche e simulazioni CMIP5, evidenziando una tendenza generale alla diminuzione della copertura nuvolosa mediterranea e una prosecuzione di tale segnale nelle proiezioni del XXI secolo. Lo studio ha però mostrato anche differenze rilevanti tra le diverse fonti di dati e tra i modelli, sottolineando come la climatologia nuvolosa mediterranea non sia riprodotta con la stessa precisione in tutte le simulazioni. I modelli possono presentare errori sistematici nella quantità media di nubi, nella distribuzione stagionale e nella rappresentazione della nuvolosità bassa, particolarmente difficile da simulare. Ciò significa che il segnale di diminuzione appare abbastanza coerente su vasta scala, mentre l’entità precisa del cambiamento in una specifica località o stagione rimane più incerta. 

Le osservazioni storiche offrono elementi coerenti con questo quadro, pur mostrando che il cambiamento non è stato lineare. Sanchez-Lorenzo e collaboratori hanno rilevato una diminuzione diffusa della copertura nuvolosa mediterranea a partire dagli anni Settanta, particolarmente evidente nelle zone centrali e orientali del bacino e durante la primavera. Per il periodo 1971–2005, le osservazioni terrestri indicavano una tendenza media annuale di circa −0,63 punti percentuali per decennio, con una diminuzione primaverile più marcata, pari a circa −1,42 punti percentuali per decennio. Gran parte del calo si concentrava tuttavia tra gli anni Settanta e l’inizio degli anni Novanta, mentre successivamente la copertura nuvolosa media risultava relativamente più stabile. In autunno emergeva persino una debole tendenza positiva, a dimostrazione del fatto che la risposta delle nubi varia notevolmente con la stagione. Le simulazioni storiche CMIP5 riproducevano nel complesso una diminuzione della nuvolosità, ma con un’intensità leggermente inferiore rispetto alle osservazioni e con difficoltà nel rappresentare le differenze stagionali. 

Questi risultati suggeriscono che la prevista diminuzione futura non debba essere descritta come una scomparsa progressiva e regolare delle nubi mediterranee. La nuvolosità è soggetta a una forte variabilità interannuale e decadale, controllata da configurazioni atmosferiche quali la North Atlantic Oscillation, i blocchi anticiclonici euro-atlantici, la variabilità della temperatura superficiale dell’Atlantico e del Mediterraneo e le oscillazioni delle traiettorie cicloniche. Periodi pluriennali relativamente nuvolosi possono quindi verificarsi anche all’interno di una tendenza climatica di lungo periodo orientata verso condizioni più serene. Inoltre, la copertura nuvolosa totale misura la porzione di cielo occupata dalle nubi, ma non descrive necessariamente il loro contenuto di acqua, il loro spessore ottico o la quantità di precipitazione prodotta. Una nube più sottile può occupare la stessa frazione di cielo di una nube molto più spessa, pur esercitando effetti radiativi e idrologici profondamente differenti.

La riduzione della nuvolosità prevista nel Mediterraneo è generalmente accompagnata da un aumento della radiazione solare diretta verso la superficie. Bartók e collaboratori, confrontando i modelli globali CMIP5 e le simulazioni regionali EURO-CORDEX, hanno mostrato che le proiezioni della radiazione solare superficiale dipendono soprattutto dalle variazioni della copertura nuvolosa e dell’assorbimento atmosferico. Nei modelli globali emergeva un aumento della radiazione solare su diverse aree dell’Europa meridionale, coerente con una diminuzione delle nubi, mentre le simulazioni regionali presentavano un segnale meno pronunciato o, in alcuni casi, quasi assente. Tale divergenza è importante perché dimostra che un modello dotato di maggiore risoluzione spaziale non produce necessariamente una proiezione più intensa o più certa. Le differenze possono dipendere dalle condizioni imposte ai margini del dominio regionale, dalla parametrizzazione delle nubi e dal trattamento degli aerosol atmosferici. 

Molti modelli regionali EURO-CORDEX non rappresentavano infatti l’evoluzione temporale degli aerosol con lo stesso grado di complessità dei modelli globali. Gli aerosol naturali e antropogenici possono modificare direttamente la radiazione solare attraverso assorbimento e diffusione e possono agire indirettamente sulle nubi fungendo da nuclei di condensazione. Una diminuzione futura degli aerosol solfati di origine industriale potrebbe aumentare la radiazione solare superficiale e modificare le proprietà microfisiche delle nubi, mentre una variazione della polvere desertica potrebbe produrre effetti di segno diverso a seconda della quantità, dell’altezza e della composizione delle particelle. L’assenza o la semplificazione di tali processi può quindi contribuire alle differenze tra modelli globali e regionali. Per questa ragione, le proiezioni della nuvolosità e della radiazione solare devono essere interpretate considerando congiuntamente nubi, aerosol, vapore acqueo e circolazione atmosferica, anziché attribuire l’intero segnale a un’unica variabile. 

La rappresentazione delle nubi dipende anche dalla risoluzione del modello. Le simulazioni climatiche globali e regionali convenzionali non risolvono direttamente gran parte dei moti convettivi responsabili della formazione di cumuli e temporali, ma devono descriverli attraverso parametrizzazioni. Hentgen e collaboratori hanno confrontato simulazioni climatiche europee a risoluzione convenzionale con esperimenti capaci di rappresentare esplicitamente una parte della convezione. I risultati mostrano che l’aumento della risoluzione può migliorare alcuni aspetti della distribuzione spaziale e del ciclo giornaliero delle nubi, ma non elimina tutte le incertezze. In particolare, la risposta della nuvolosità al riscaldamento può dipendere da modificazioni termodinamiche, dalla stabilità atmosferica e dalla struttura verticale dell’umidità, anche in assenza di grandi spostamenti delle storm tracks. Di conseguenza, le differenze tra modelli globali e regionali non devono essere attribuite esclusivamente alla loro risoluzione, ma anche alle diverse formulazioni fisiche impiegate per descrivere i processi nuvolosi. 

La prevista diminuzione delle nubi nelle aree settentrionali dell’EMME potrebbe inoltre contribuire ad amplificare il riscaldamento superficiale. Una minore copertura diurna consente a una quantità maggiore di radiazione solare di raggiungere il terreno, accrescendo il riscaldamento delle superfici continentali. Se il suolo è sufficientemente umido, parte dell’energia aggiuntiva viene utilizzata per l’evapotraspirazione; durante le estati secche, tuttavia, la scarsa disponibilità di acqua limita il raffreddamento evaporativo e trasferisce una frazione maggiore dell’energia al calore sensibile. Il risultato può essere un aumento della temperatura dell’aria e un ulteriore essiccamento del suolo. Quest’ultimo riduce a sua volta l’evapotraspirazione e il rifornimento di umidità allo strato limite, rendendo meno probabile la formazione di nubi convettive. Si configura così una retroazione positiva tra riduzione della nuvolosità, maggiore insolazione, riscaldamento superficiale e aridificazione.

Questa retroazione è particolarmente rilevante durante le ondate di calore mediterranee. Le configurazioni anticicloniche persistenti producono subsidenza, compressione adiabatica, cieli sereni e una forte radiazione solare. Il progressivo essiccamento del suolo favorisce l’aumento delle temperature massime, mentre la carenza di nubi permette al riscaldamento di proseguire per diversi giorni. Durante la notte, l’assenza di nubi può facilitare la perdita di calore per irraggiamento, ma nelle aree urbane, costiere o caratterizzate da elevata umidità tale compensazione può essere insufficiente. Inoltre, le masse d’aria molto calde e il riscaldamento accumulato negli edifici e nel mare possono mantenere elevate le temperature minime. La diminuzione della copertura nuvolosa non costituisce quindi soltanto una risposta passiva al cambiamento della circolazione, ma può concorrere attivamente all’intensificazione delle condizioni calde e secche.

Dal punto di vista idrologico, la riduzione della nuvolosità è coerente con la diminuzione delle precipitazioni medie prevista per il Mediterraneo, ma i due segnali non sono necessariamente proporzionali. Una parte considerevole delle precipitazioni regionali è prodotta da un numero relativamente limitato di perturbazioni e di sistemi convettivi intensi. È quindi possibile che la frequenza complessiva dei giorni nuvolosi e piovosi diminuisca, mentre la maggiore quantità di vapore acqueo contenuta in un’atmosfera più calda intensifichi le precipitazioni associate agli episodi più favorevoli. Il futuro clima mediterraneo potrebbe essere pertanto caratterizzato da periodi sereni e asciutti più lunghi, interrotti da eventi nuvolosi e precipitativi meno frequenti ma localmente molto intensi. La diminuzione della copertura nuvolosa media non esclude dunque l’aumento di determinati estremi pluviometrici, soprattutto in autunno, quando le acque mediterranee molto calde possono alimentare sistemi convettivi profondi.

La risposta prevista per la Penisola Arabica è diversa da quella delle regioni settentrionali dell’EMME. Su gran parte della penisola, i modelli indicano variazioni medie della copertura nuvolosa generalmente modeste e non sempre statisticamente significative. Questa debole variazione della media non implica però che il regime nuvoloso rimanga invariato. Entro la metà del secolo è previsto un aumento di circa il 5% della variabilità della nuvolosità, vale a dire una maggiore alternanza tra giornate completamente serene e periodi caratterizzati da nubi più estese. In un ambiente desertico, nel quale la copertura media è ridotta, anche cambiamenti relativamente piccoli nella frequenza degli episodi nuvolosi possono avere effetti rilevanti sul bilancio energetico e sulla produzione fotovoltaica.

La climatologia delle nubi sulla Penisola Arabica è ancora caratterizzata da incertezze considerevoli. Yousef e collaboratori hanno confrontato osservazioni terrestri, prodotti satellitari e rianalisi per il periodo 1984–2009, riscontrando differenze significative tra i diversi archivi. I prodotti concordavano maggiormente sulla marcata stagionalità della nuvolosità che non sulle tendenze di lungo periodo. Alcuni indicavano una diminuzione primaverile e un aumento estivo, ma l’intensità del segnale variava sensibilmente. Lo studio ha inoltre identificato una discontinuità intorno al 1998, potenzialmente collegata sia alla variabilità dell’ENSO e del trasporto di vapore acqueo sia ad artefatti dei sistemi osservativi. Ciò evidenzia la difficoltà di costruire serie climatiche omogenee in una regione con poche osservazioni al suolo, superfici molto riflettenti e nubi spesso sporadiche. 

La nuvolosità arabica non è comunque uniforme. Le aree interne del Rubʿ al-Khālī e dell’Arabia settentrionale sono estremamente aride, mentre le regioni montuose dello Yemen e dell’Oman possono sviluppare nubi convettive e orografiche durante l’estate. Le coste del Mar Arabico sono inoltre influenzate dalla circolazione monsonica, dall’afflusso di aria marittima e dalla presenza di inversioni termiche che possono favorire nubi basse e nebbie. Sul versante del Mar Rosso, le brezze marine e l’orografia possono produrre convergenza e sviluppo convettivo. Una piccola variazione della copertura media calcolata sull’intera penisola può pertanto nascondere aumenti locali in alcune zone montuose e diminuzioni nelle aree desertiche settentrionali.

L’aumento della variabilità nuvolosa potrebbe avere conseguenze importanti sulla produzione fotovoltaica. La potenza generata da un impianto dipende in primo luogo dalla radiazione solare incidente, ma è influenzata anche dalla temperatura delle celle, dagli aerosol, dalla polvere depositata sui pannelli e dalle caratteristiche tecnologiche del sistema. Le nubi possono ridurre bruscamente la componente diretta della radiazione, generando rapide oscillazioni della produzione. Le nubi sottili o frammentate possono invece incrementare temporaneamente la radiazione diffusa o produrre brevi fenomeni di concentrazione ai margini della nube, ma nel complesso una maggiore copertura otticamente spessa riduce l’energia disponibile. La variabilità della nuvolosità è quindi importante non soltanto per la produzione media annuale, ma anche per la stabilità della rete elettrica, per il dimensionamento dei sistemi di accumulo e per la necessità di disporre di fonti energetiche complementari.

Feron e collaboratori hanno analizzato gli effetti congiunti delle nubi e delle temperature estreme sulla produzione fotovoltaica, utilizzando simulazioni climatiche globali relative agli scenari RCP4.5 e RCP8.5. I risultati indicano che, entro la metà del secolo, il numero di giornate estive con produzione fotovoltaica molto bassa potrebbe quasi raddoppiare nella Penisola Arabica e nell’Africa nord-orientale. Questo risultato non deriva soltanto da una maggiore variabilità delle nubi, ma dalla più frequente coincidenza tra copertura nuvolosa e temperature estremamente elevate. Le celle fotovoltaiche perdono infatti efficienza quando la loro temperatura aumenta: anche in presenza di radiazione solare abbondante, il forte riscaldamento dei moduli può ridurre la potenza elettrica prodotta. Nelle regioni più calde, l’effetto termico diventa quindi abbastanza intenso da controbilanciare in parte il vantaggio rappresentato dall’elevata insolazione. 

Questo risultato chiarisce perché una variazione media quasi nulla della nuvolosità non equivalga a una stabilità della risorsa solare. Due climi possono presentare la stessa copertura nuvolosa media, ma differire profondamente nella distribuzione temporale delle nubi. Nel primo caso, una debole copertura può essere distribuita uniformemente tra molti giorni; nel secondo, lunghi periodi sereni possono alternarsi a pochi episodi molto nuvolosi. La seconda configurazione genera una produzione fotovoltaica più intermittente, pur mantenendo una media simile. Per la gestione energetica sono quindi rilevanti non soltanto la radiazione media annuale, ma anche la frequenza, la durata e la simultaneità spaziale degli episodi di bassa produzione.

Sulla Penisola Arabica assume inoltre grande importanza la polvere desertica. Le particelle sospese possono attenuare la radiazione solare prima che essa raggiunga i pannelli e, una volta depositate sulla loro superficie, provocano ulteriori perdite di efficienza. Gli episodi di polvere possono verificarsi con cielo apparentemente poco nuvoloso, dimostrando che la copertura nuvolosa totale non costituisce una misura completa della trasparenza atmosferica. La futura produzione solare dipenderà quindi dall’interazione tra nubi, aerosol minerali, vapore acqueo, temperatura e velocità del vento. Venti più intensi possono sollevare maggiori quantità di polvere, ma possono anche raffreddare i pannelli e rimuovere parzialmente le particelle depositate; precipitazioni occasionali possono pulire le superfici oppure, se associate alla polvere, lasciare residui. La risposta complessiva sarà pertanto determinata da processi concorrenti e fortemente dipendenti dalle condizioni locali.

Nel Mediterraneo orientale, e in particolare a Cipro, le simulazioni EURO-CORDEX analizzate da de la Vara e collaboratori indicano una lieve diminuzione della produttività fotovoltaica durante primavera, estate e autunno, più evidente verso la fine del secolo nello scenario RCP8.5. Durante l’inverno, invece, non emergono cambiamenti rilevanti. A prima vista, una diminuzione della produzione potrebbe sembrare in contrasto con la prevista riduzione della copertura nuvolosa mediterranea. In realtà, la produttività fotovoltaica è il risultato del bilancio tra l’eventuale aumento della radiazione solare e la perdita di efficienza causata dal riscaldamento dei moduli. Nelle stagioni calde, l’aumento della temperatura può prevalere sul vantaggio derivante da cieli leggermente più sereni, determinando una modesta riduzione della produzione effettiva. 

Lo studio di de la Vara e collaboratori mostra inoltre che le variazioni future della produttività fotovoltaica sulle principali isole mediterranee sono generalmente contenute, spesso inferiori al 5%, anche se in alcuni casi possono avvicinarsi al 10% verso la fine del secolo. Le differenze tra Creta, Cipro, Sicilia, Malta, Sardegna e Baleari riflettono la diversa evoluzione della temperatura, della radiazione solare e delle condizioni atmosferiche locali. A Cipro, la produttività invernale presenta già una maggiore variabilità interannuale rispetto a quella estiva, perché durante la stagione fredda l’isola è esposta al passaggio irregolare delle depressioni mediterranee. La mancanza di un cambiamento significativo in inverno non significa quindi che la produzione sia stabile da un anno all’altro, ma che i modelli non individuano una variazione sistematica abbastanza grande da emergere rispetto alla variabilità naturale. 

La minore nuvolosità potrebbe avere effetti anche su agricoltura, ecosistemi e salute umana. Un aumento della radiazione solare può accrescere la domanda evaporativa atmosferica, accelerare la perdita di acqua dal suolo e aumentare il fabbisogno irriguo. Le colture possono beneficiare di una maggiore disponibilità luminosa soltanto quando acqua e nutrienti non costituiscono fattori limitanti; in condizioni di siccità, la maggiore insolazione può invece accentuare lo stress termico e idrico, ridurre l’efficienza fotosintetica e danneggiare i tessuti vegetali. Una maggiore esposizione alla radiazione ultravioletta può inoltre avere conseguenze sanitarie, mentre la diminuzione delle nubi può contribuire all’aumento delle temperature urbane e del fabbisogno energetico per il raffrescamento.

Anche il bilancio termico notturno potrebbe modificarsi. Le nubi limitano la perdita di radiazione infrarossa dalla superficie e tendono a mantenere più elevate le temperature minime. Una loro diminuzione potrebbe teoricamente favorire un raffreddamento notturno più intenso, soprattutto nelle zone interne, secche e poco urbanizzate. Tuttavia, il forte aumento della temperatura media, la crescente quantità di vapore acqueo e l’accumulo di calore nel suolo, negli edifici e nel mare possono compensare o superare tale effetto. Nel Mediterraneo futuro è pertanto possibile che la copertura nuvolosa diminuisca e che, nello stesso tempo, continuino ad aumentare sia le temperature massime sia quelle minime, soprattutto durante le ondate di calore.

Nel complesso, le proiezioni delineano una tendenza verso una diminuzione della copertura nuvolosa totale su buona parte del Mediterraneo, più evidente nelle regioni settentrionali dell’EMME, negli scenari ad alte emissioni e nella seconda metà del XXI secolo. Il segnale è coerente con l’espansione della fascia subtropicale, la maggiore frequenza delle condizioni anticicloniche, la riduzione delle perturbazioni e l’aridificazione regionale, ma la sua intensità presenta ancora notevoli incertezze. Le osservazioni storiche confermano una diminuzione delle nubi soprattutto tra gli anni Settanta e l’inizio degli anni Novanta e durante la primavera, ma evidenziano anche una forte variabilità stagionale e decadale. Sulla Penisola Arabica, le variazioni della copertura media appaiono più contenute, mentre potrebbe aumentare la variabilità temporale, con implicazioni importanti per la produzione fotovoltaica. La risposta energetica non dipenderà però soltanto dalle nubi: il riscaldamento dei pannelli, la polvere desertica, gli aerosol e la struttura temporale degli episodi nuvolosi potranno ridurre o amplificare gli effetti delle variazioni dell’insolazione. La copertura nuvolosa deve quindi essere considerata come parte di un sistema complesso nel quale circolazione atmosferica, radiazione, temperatura, umidità, aerosol e uso del suolo interagiscono tra loro, determinando conseguenze che si estendono dal clima regionale alla disponibilità idrica, dagli ecosistemi alla sicurezza energetica.

4.3.4. Umidità relativa

L’umidità relativa atmosferica costituisce una delle variabili meteorologiche più importanti per comprendere gli effetti del cambiamento climatico sugli ecosistemi, sull’agricoltura e sul benessere umano nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente. Essa esprime il rapporto tra la quantità di vapore acqueo effettivamente presente nell’aria e la quantità massima che l’aria potrebbe contenere alla medesima temperatura prima di raggiungere la saturazione. Non misura quindi direttamente la massa assoluta di vapore acqueo: una massa d’aria molto calda può contenere una grande quantità di umidità specifica e presentare, nello stesso tempo, un’umidità relativa moderata, mentre una massa d’aria più fredda può raggiungere valori elevati di umidità relativa pur contenendo meno vapore. Questa distinzione è indispensabile per interpretare correttamente le proiezioni climatiche, poiché il riscaldamento aumenta rapidamente la capacità dell’atmosfera di contenere vapore acqueo. Se l’apporto effettivo di umidità non cresce con la stessa velocità della temperatura, l’umidità relativa diminuisce anche quando la quantità assoluta di vapore presente nell’aria aumenta.

Su scala globale, i modelli climatici mostrano generalmente una risposta differente tra oceani e continenti. Sopra gli oceani, la disponibilità quasi illimitata di acqua permette all’evaporazione di aumentare insieme alla temperatura, mantenendo l’umidità relativa relativamente stabile. Sulle terre emerse, invece, il riscaldamento tende a essere più rapido e la disponibilità di acqua può essere limitata dalle precipitazioni, dall’umidità del suolo e dalla vegetazione. Il trasporto di vapore dagli oceani verso i continenti aumenta, ma spesso non abbastanza da compensare la maggiore capacità dell’aria continentale di trattenere umidità. Byrne e O’Gorman hanno mostrato che proprio il contrasto termico crescente tra terre e oceani costituisce uno dei principali meccanismi responsabili della diminuzione dell’umidità relativa superficiale prevista su numerose regioni continentali. 

La risposta della regione EMME non è però uniforme, perché essa comprende ambienti climatici estremamente diversi: i Balcani meridionali e l’Anatolia, caratterizzati da una marcata stagionalità mediterranea e continentale; il Levante e la Mesopotamia, sottoposti a intense avvezioni calde e secche; i deserti della Penisola Arabica; e le coste del Golfo Persico-Arabico, dove acque poco profonde e molto calde alimentano un’atmosfera eccezionalmente umida. La variazione dell’umidità relativa dipende quindi non soltanto dall’aumento della temperatura media, ma anche dalle modificazioni della circolazione, dalle precipitazioni, dall’evapotraspirazione, dalla ventilazione e dal trasporto di masse d’aria marine o continentali. Per questo motivo le proiezioni mostrano una forte dipendenza stagionale e, durante l’estate, una netta opposizione tra la parte settentrionale e quella meridionale della regione.

Nello scenario caratterizzato dalla prosecuzione di elevate emissioni di gas serra, le simulazioni climatiche considerate dall’IPCC indicano durante l’inverno una moderata diminuzione dell’umidità relativa, generalmente non superiore a circa il 5%, su gran parte dell’EMME. Il segnale invernale è relativamente contenuto perché nella stagione fredda la differenza di riscaldamento tra terre e mari è meno estrema rispetto all’estate e le perturbazioni continuano a trasportare periodicamente umidità dall’Atlantico e dal Mediterraneo verso le aree continentali. La prevista diminuzione della frequenza dei cicloni mediterranei e lo spostamento verso nord delle storm tracks possono però ridurre il numero delle giornate umide e nuvolose, soprattutto nei settori meridionali ed orientali del bacino. Ne risulta una tendenza complessiva verso un’atmosfera invernale leggermente meno prossima alla saturazione, pur in presenza di variazioni regionali e di una notevole variabilità tra un anno e l’altro. 

Durante l’estate la risposta prevista diventa molto più pronunciata nelle aree settentrionali dell’EMME. Nei Balcani meridionali, in Grecia e nell’Anatolia l’umidità relativa potrebbe diminuire fino a circa il 10%, con un segnale statisticamente significativo negli scenari a elevata forzante radiativa. Tale riduzione deriva innanzitutto dal forte riscaldamento delle superfici continentali, che procede più rapidamente rispetto a quello del Mediterraneo. Anche quando la quantità assoluta di vapore acqueo aumenta, l’incremento della temperatura può essere talmente intenso da allontanare l’aria dalla saturazione. Le proiezioni per l’Europa meridionale mostrano infatti diminuzioni estive dell’umidità relativa dell’ordine dell’8–12% nelle aree continentali interne, coerenti con l’espansione delle condizioni subtropicali e con l’inaridimento mediterraneo. 

Un secondo meccanismo è rappresentato dalla diminuzione dell’umidità del terreno. Durante la primavera e l’inizio dell’estate, il suolo costituisce un’importante sorgente di vapore per l’atmosfera attraverso l’evaporazione e la traspirazione delle piante. Quando le precipitazioni invernali e primaverili diminuiscono e la stagione secca inizia anticipatamente, le riserve idriche superficiali vengono consumate più rapidamente. La riduzione dell’evapotraspirazione limita il rifornimento di umidità allo strato limite atmosferico, mentre una quota maggiore dell’energia solare viene trasformata in calore sensibile, aumentando ulteriormente la temperatura dell’aria. Si instaura così una retroazione positiva: il suolo più secco produce un’atmosfera più calda e con minore umidità relativa; l’atmosfera più calda accresce la domanda evaporativa e accelera l’essiccamento del suolo. Esperimenti modellistici recenti indicano che l’interazione tra umidità del terreno e atmosfera può amplificare in misura rilevante il declino dell’umidità relativa continentale associato al riscaldamento antropogenico. 

La maggiore frequenza e persistenza delle configurazioni anticicloniche estive contribuisce ulteriormente alla diminuzione. La subsidenza atmosferica associata alle alte pressioni comprime e riscalda l’aria, riducendone l’umidità relativa e ostacolando la formazione di nubi. Durante le ondate di calore del Mediterraneo orientale, le masse d’aria possono inoltre provenire dalle regioni continentali e desertiche oppure subire una marcata discesa adiabatica, arrivando nei bassi strati con temperature molto elevate e contenuti di umidità relativamente modesti. Gli studi sulla dinamica delle ondate di calore nella regione mostrano che la provenienza continentale e la discesa delle masse d’aria sono determinanti nel produrre condizioni eccezionalmente calde e secche. 

La diminuzione dell’umidità relativa nelle aree settentrionali non comporta necessariamente un miglioramento del comfort termico. In condizioni moderatamente calde, un’aria più secca rende più efficace l’evaporazione del sudore; quando però la temperatura raggiunge valori estremi, l’organismo deve produrre grandi quantità di sudore per mantenere l’equilibrio termico, con conseguente rischio di disidratazione e sovraccarico cardiovascolare. Gli studi fisiologici più recenti mostrano inoltre che i limiti di tollerabilità non possono essere rappresentati da una singola soglia di temperatura di bulbo umido valida per tutte le persone. Età, attività fisica, esposizione al sole, ventilazione, abbigliamento, acclimatazione e condizioni di salute modificano profondamente il rischio. Anche il caldo molto secco può pertanto diventare non compensabile a temperature dell’aria elevate, specialmente per gli anziani e per chi lavora all’aperto. 

Dal punto di vista ecologico e agricolo, una diminuzione dell’umidità relativa accresce il deficit di pressione di vapore, cioè la differenza tra la quantità di vapore che l’atmosfera potrebbe contenere e quella effettivamente presente. Il deficit di pressione di vapore rappresenta un indicatore più diretto della domanda evaporativa esercitata dall’atmosfera sulla vegetazione. Quando aumenta, le piante perdono acqua più rapidamente attraverso gli stomi e possono reagire riducendone l’apertura. Tale risposta limita la traspirazione, ma riduce anche l’ingresso di anidride carbonica nelle foglie e quindi la fotosintesi. In condizioni prolungate, ne possono derivare riduzione della crescita, anticipata senescenza, perdita di produttività agricola e maggiore vulnerabilità degli ecosistemi forestali. La combinazione tra suoli asciutti, temperature elevate e bassa umidità relativa favorisce inoltre l’essiccamento dei combustibili vegetali e l’aumento del pericolo di incendi.

Nelle parti meridionali dell’EMME, soprattutto lungo le coste della Penisola Arabica e del Golfo, le proiezioni estive indicano invece un aumento dell’umidità relativa fino a circa il 5%. Questa risposta apparentemente opposta è legata alle caratteristiche fisiche del Golfo Persico-Arabico, un bacino poco profondo nel quale la temperatura superficiale marina può raggiungere valori eccezionalmente elevati. L’evaporazione fornisce grandi quantità di vapore allo strato atmosferico vicino alla superficie, mentre le brezze marine trasportano l’aria umida verso le città e i deserti costieri. Osservazioni e rianalisi mostrano che, durante l’estate, l’umidità specifica vicino alla superficie marina può superare i 20 grammi per chilogrammo, ma diminuire rapidamente nei primi 200–300 metri di altezza. Si forma così uno strato umido molto superficiale, sovrastato da aria decisamente più secca, la cui evoluzione è fortemente controllata dalle brezze e dalla stabilità atmosferica. 

In queste zone l’aumento dell’umidità relativa può verificarsi quando il riscaldamento delle acque e l’incremento dell’evaporazione fanno crescere il contenuto di vapore dei bassi strati più rapidamente della loro capacità di saturazione. Il risultato dipende però dalla posizione e dall’ora del giorno. Sulle aree desertiche interne, dove il riscaldamento del suolo è estremo, l’umidità relativa pomeridiana può rimanere molto bassa; lungo le coste e nelle zone raggiunte dalla brezza marina, invece, l’afflusso di aria marittima determina un aumento rapido dell’umidità. Le medie stagionali possono quindi nascondere gradienti molto intensi tra il mare, la costa e l’interno, oltre a marcate oscillazioni nel corso della giornata.

Raymond, Matthews e Tuholske hanno mostrato che lungo le coste meridionali del Golfo i valori massimi giornalieri di temperatura di bulbo umido e di indice di calore si verificano spesso nelle ore serali o notturne, anziché durante il pomeriggio. Dopo il tramonto, la temperatura dell’aria diminuisce, ma la penetrazione verso l’interno della brezza marina aumenta sensibilmente il contenuto di umidità, mentre lo strato limite diventa più basso e trattiene il vapore vicino alla superficie. Il massimo stress da caldo umido può così spostarsi progressivamente dalle acque del Golfo verso la costa e successivamente verso il deserto interno. Questo comportamento è particolarmente pericoloso perché riduce la possibilità di recupero fisiologico notturno dopo l’esposizione al caldo diurno. 

L’aumento dell’umidità relativa aggrava il disagio termico perché limita l’evaporazione del sudore, che rappresenta il principale meccanismo di raffreddamento del corpo umano quando la temperatura dell’aria si avvicina o supera quella cutanea. Se l’ambiente è già ricco di vapore, il gradiente necessario all’evaporazione diminuisce e una parte crescente del sudore può scorrere sulla pelle senza produrre un raffreddamento efficace. Il battito cardiaco aumenta per trasportare calore verso la superficie corporea, mentre il mantenimento della sudorazione provoca perdita di acqua ed elettroliti. In assenza di ventilazione, ombra, riposo e idratazione, il rischio di esaurimento da calore e colpo di calore cresce rapidamente.

La sola umidità relativa non è tuttavia sufficiente per valutare il rischio sanitario. Un valore del 60% a 25 °C non produce lo stesso stress di un valore identico a 40 °C, poiché nel secondo caso la quantità effettiva di vapore contenuta nell’aria e il carico termico sono molto maggiori. Per questo motivo vengono utilizzati indicatori integrati quali temperatura di bulbo umido, indice di calore, Wet-Bulb Globe Temperature e Universal Thermal Climate Index. Ognuno considera in modo diverso temperatura, umidità, vento e radiazione e può essere più o meno adatto a rappresentare specifiche condizioni di esposizione. Le analisi fisiologiche indicano inoltre che la tradizionale soglia di 35 °C di temperatura di bulbo umido costituisce una semplificazione e può sottostimare il rischio per persone anziane, soggetti vulnerabili e individui esposti al sole o impegnati in attività fisiche. 

Le simulazioni CMIP6 dedicate al bacino mediterraneo mostrano che l’indice di calore aumenterà considerevolmente anche nelle aree in cui l’umidità relativa media diminuirà. Il riscaldamento previsto è infatti abbastanza intenso da prevalere sulla parziale riduzione dell’umidità. Gli incrementi più elevati sono attesi lungo le coste, dove la disponibilità di vapore marino rimane maggiore. Entro la fine del secolo, nello scenario SSP5-8.5, ampi settori dell’Africa settentrionale e della Penisola Arabica potrebbero sperimentare durante l’estate valori dell’indice di calore superiori a 41 °C, mentre condizioni pericolose tenderebbero a estendersi verso alcune regioni dell’Europa meridionale. Ciò dimostra che una diminuzione dell’umidità relativa non equivale necessariamente a una diminuzione del caldo percepito. 

Il Golfo costituisce uno dei principali punti critici mondiali del caldo umido. Le temperature marine molto elevate, la limitata profondità del bacino, la debole ventilazione in alcune configurazioni e la presenza di estese aree urbane costiere favoriscono condizioni nelle quali temperatura e umidità raggiungono simultaneamente valori estremi. Le osservazioni riportate da Raymond e collaboratori indicano che lungo le coste occidentali e meridionali del Golfo il 5% delle ore estive può presentare temperature di bulbo umido superiori a 31 °C, valore già eccezionale su scala mondiale. Gli autori sottolineano inoltre che i rischi interessano non soltanto le popolazioni urbane, ma anche pescatori, marinai, lavoratori portuali e addetti alle piattaforme petrolifere, esposti direttamente all’ambiente marino caldo e umido. 

L’aumento dell’umidità potrebbe avere conseguenze importanti anche sulla produttività del lavoro. Le persone impegnate nell’edilizia, nell’agricoltura, nella manutenzione delle infrastrutture e nelle attività portuali devono ridurre il ritmo di lavoro e aumentare la frequenza delle pause quando il carico termico cresce. Gli studi sul disagio termico nella Penisola Arabica mostrano che le condizioni più critiche si concentrano sulle coste del Golfo e durante i periodi estivi, quando l’elevata temperatura si combina con un forte contenuto di umidità. Il rischio dipende tuttavia anche dall’orario, dalla disponibilità di ombra e raffrescamento, dall’abbigliamento e dall’acclimatazione della popolazione. 

Un ulteriore effetto riguarda la visibilità atmosferica. Quando l’umidità relativa aumenta, le particelle igroscopiche presenti nell’atmosfera, comprese quelle saline, solfatiche e alcune componenti della polvere, assorbono acqua, aumentano di dimensione e diffondono più efficacemente la luce. La visibilità può quindi diminuire anche senza che aumenti necessariamente la massa secca degli aerosol. Quando l’aria raggiunge la saturazione, la condensazione produce foschia densa o nebbia. Negli Emirati Arabi Uniti la nebbia è un fenomeno ricorrente soprattutto durante l’inverno e può formarsi attraverso il raffreddamento radiativo notturno di aria precedentemente arricchita di umidità marina. Le prime misurazioni microfisiche sistematiche condotte nella regione hanno confermato la frequenza e la complessità di questi eventi in un ambiente altrimenti desertico. 

Il rapporto tra umidità e visibilità è ulteriormente complicato dall’elevata concentrazione di aerosol e polveri minerali della Penisola Arabica. In presenza di aria umida, le particelle possono favorire la formazione di foschia e goccioline; in presenza di forti venti, invece, il sollevamento di polvere può ridurre la visibilità anche con valori relativamente bassi di umidità. Le coste del Golfo possono sperimentare entrambe le condizioni: nebbie o foschie umide generate dalle acque marine e tempeste di polvere alimentate dallo Shamal o da sistemi convettivi. L’evoluzione futura della visibilità non dipenderà quindi dall’umidità relativa isolatamente, ma dalla sua interazione con vento, aerosol, stabilità atmosferica e inquinamento urbano.

Le riduzioni della visibilità hanno conseguenze dirette sull’aviazione, sul traffico stradale e sulle attività marittime. Gli aeroporti di Dubai, Abu Dhabi, Doha e di altri grandi centri costieri operano in un ambiente nel quale piccoli cambiamenti della temperatura, del punto di rugiada e della ventilazione possono determinare la formazione o la dissoluzione della nebbia. Un aumento della quantità di vapore disponibile potrebbe accrescere il potenziale per episodi di bassa visibilità, anche se la loro frequenza effettiva dipenderà dalla capacità delle notti di raffreddare l’aria fino alla saturazione. Un clima più caldo può infatti ostacolare il raggiungimento del punto di rugiada, mentre un aumento ancora maggiore dell’umidità assoluta può compensare questo effetto. Le proiezioni della sola umidità relativa non permettono pertanto di stabilire automaticamente se le nebbie diventeranno più o meno frequenti.

Anche gli ecosistemi risponderanno in maniera differente ai cambiamenti previsti. Nelle aree mediterranee settentrionali, la diminuzione dell’umidità relativa e l’aumento del deficit di pressione di vapore intensificheranno probabilmente lo stress idrico della vegetazione, soprattutto durante l’estate. Nelle regioni costiere del Golfo, l’aumento dell’umidità potrà ridurre in alcune ore la perdita evaporativa delle piante, ma sarà associato a temperature talmente elevate da accrescere comunque il carico termico. L’elevata umidità notturna può inoltre favorire la condensazione sulle superfici vegetali e alterare la diffusione di patogeni fungini e batterici, mentre il riscaldamento e la salinità continueranno a rappresentare fattori limitanti fondamentali.

Le variazioni previste diventeranno più marcate verso la fine del XXI secolo, soprattutto negli scenari caratterizzati da elevate emissioni. Questo comportamento riflette l’aumento progressivo del contrasto tra il rapido riscaldamento delle superfici continentali e la disponibilità di umidità proveniente dai mari circostanti. Nel Mediterraneo settentrionale e in Anatolia, il riscaldamento, l’essiccamento dei suoli e la minore influenza delle perturbazioni tenderanno a ridurre l’umidità relativa estiva. Lungo il Golfo, il riscaldamento delle acque e il maggiore flusso evaporativo potranno invece incrementare il contenuto di vapore dello strato limite costiero e produrre aumenti locali dell’umidità relativa. La maggiore intensità del segnale a fine secolo evidenzia anche il ruolo della mitigazione: scenari con una minore forzante radiativa limiterebbero sia l’inaridimento atmosferico delle regioni settentrionali sia l’aggravamento del caldo umido sulle coste arabe.

Nel complesso, le proiezioni dell’umidità relativa delineano una crescente polarizzazione climatica all’interno dell’EMME. Le aree settentrionali dovrebbero diventare mediamente più calde e relativamente più secche, con conseguenze per disponibilità idrica, vegetazione, agricoltura e incendi. Le coste della Penisola Arabica e del Golfo potrebbero invece diventare più calde e localmente più umide, determinando un’intensificazione particolarmente pericolosa dello stress termico. Queste due risposte non sono contraddittorie, ma rappresentano gli esiti differenti dello stesso riscaldamento globale in ambienti nei quali la disponibilità di acqua superficiale, il comportamento dei suoli e la circolazione atmosferica sono profondamente diversi. L’umidità relativa deve pertanto essere interpretata insieme a temperatura, umidità specifica, punto di rugiada, vento, radiazione e condizioni del suolo. Solo una valutazione integrata di tali variabili permette di descrivere correttamente il futuro rischio climatico, evitando sia di sottostimare il caldo secco delle regioni mediterranee continentali sia di trascurare il crescente pericolo del caldo umido nelle aree costiere del Golfo.

4.3.4. Umidità relativa

L’umidità relativa atmosferica costituisce una variabile climatica di primaria importanza per l’interpretazione delle condizioni ambientali, del bilancio idrico degli ecosistemi e del comfort termico umano nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, comunemente indicata con l’acronimo EMME. Essa descrive il rapporto tra la quantità di vapore acqueo effettivamente presente nell’aria e la quantità massima che l’aria potrebbe contenere alla stessa temperatura prima di raggiungere la saturazione. Non rappresenta quindi direttamente la massa assoluta di vapore acqueo presente nell’atmosfera, poiché dipende fortemente dalla temperatura: una massa d’aria può contenere più vapore acqueo rispetto al passato e, contemporaneamente, presentare un’umidità relativa più bassa qualora il suo riscaldamento aumenti la capacità di saturazione più rapidamente dell’apporto effettivo di umidità. Tale distinzione è fondamentale per comprendere le proiezioni climatiche dell’EMME, nelle quali l’aumento generalizzato del contenuto atmosferico di vapore non implica necessariamente un incremento uniforme dell’umidità relativa presso la superficie.

Il lavoro di sintesi di Zittis et al. (2022), dedicato ai cambiamenti climatici e agli estremi meteorologici nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, evidenzia una risposta dell’umidità relativa fortemente differenziata sia nello spazio sia nel corso dell’anno. In uno scenario caratterizzato da elevate emissioni di gas serra, durante l’inverno i modelli climatici globali indicano una moderata diminuzione dell’umidità relativa, generalmente non superiore al 5%, estesa a gran parte della regione. Durante l’estate, invece, emerge un contrasto molto più marcato: nelle porzioni settentrionali dell’EMME, comprendenti i Balcani, l’Anatolia e parte del Mediterraneo orientale, la diminuzione potrebbe raggiungere il 10% ed essere statisticamente significativa; nelle aree meridionali, in particolare nella Penisola Arabica e lungo le coste del Golfo Persico-Arabico, viene invece prospettato un aumento fino a circa il 5%. L’intensità di questi cambiamenti cresce generalmente procedendo verso la fine del XXI secolo, soprattutto negli scenari nei quali le concentrazioni di gas serra continuano ad aumentare rapidamente. 

La spiegazione fisica di questa apparente divergenza risiede anzitutto nella diversa risposta termica delle superfici continentali e marine. Gli oceani possiedono una maggiore capacità termica e si riscaldano più lentamente rispetto alle terre emerse; inoltre, la disponibilità pressoché continua di acqua consente alla superficie marina di alimentare l’evaporazione e di trasferire vapore acqueo all’atmosfera sovrastante. Sui continenti aridi e semiaridi, al contrario, l’evaporazione è limitata dalla disponibilità di acqua nel suolo. Quando la superficie terrestre si riscalda rapidamente, la pressione di vapore saturo aumenta, ma il contenuto effettivo di umidità può non crescere nella stessa proporzione. Ne consegue una diminuzione dell’umidità relativa e un aumento del deficit di pressione di vapore, cioè della capacità dell’atmosfera di sottrarre acqua al suolo e alla vegetazione. Byrne e O’Gorman hanno dimostrato, attraverso modelli concettuali e simulazioni climatiche, che il contrasto di riscaldamento tra terra e oceano costituisce uno dei principali meccanismi responsabili della futura riduzione dell’umidità relativa continentale. In particolare, l’umidità specifica delle masse d’aria trasportate dagli oceani verso i continenti può aumentare, ma non abbastanza da compensare il più intenso riscaldamento delle superfici terrestri. 

Nelle aree settentrionali dell’EMME, la diminuzione estiva dell’umidità relativa è probabilmente rafforzata da molteplici processi interconnessi. Il riscaldamento della superficie, la riduzione delle precipitazioni estive, il progressivo disseccamento dei suoli e la minore disponibilità di acqua per l’evapotraspirazione limitano il trasferimento di umidità dalla superficie all’atmosfera. Quando il terreno è umido, una parte consistente dell’energia disponibile viene impiegata nell’evaporazione dell’acqua; quando il suolo si prosciuga, una frazione maggiore dell’energia riscalda direttamente l’aria. Si instaura così una retroazione positiva: la scarsità di umidità nel terreno riduce l’evapotraspirazione, aumenta la temperatura dell’aria, abbassa ulteriormente l’umidità relativa e accelera la perdita residua di acqua. Questo meccanismo può contribuire ad amplificare le ondate di calore mediterranee, rendendole più intense e persistenti, soprattutto nelle regioni interne dei Balcani, dell’Anatolia, del Levante settentrionale e della Grecia.

A tali processi superficiali si aggiungono i cambiamenti della circolazione atmosferica. L’espansione verso le medie latitudini delle condizioni subtropicali, la maggiore persistenza delle configurazioni anticicloniche estive e l’intensificazione della subsidenza possono favorire il riscaldamento e l’essiccamento adiabatico delle masse d’aria. La subsidenza comprime l’aria durante la discesa, aumentandone la temperatura senza introdurre una quantità equivalente di vapore acqueo; di conseguenza, l’umidità relativa diminuisce. Nel Mediterraneo orientale questo effetto può combinarsi con una riduzione dell’apporto di umidità proveniente dalle superfici continentali e con una maggiore frequenza di periodi caldi e privi di precipitazioni. Non si tratta pertanto di una semplice conseguenza termodinamica dell’aumento della temperatura, ma del risultato dell’interazione tra riscaldamento, circolazione atmosferica, umidità del suolo, evaporazione e trasporto marittimo di vapore.

Le osservazioni più recenti suggeriscono inoltre che l’essiccamento atmosferico delle regioni aride e semiaride potrebbe essere persino più complesso di quanto rappresentato da alcuni modelli. Simpson et al. hanno mostrato che, negli ultimi decenni, il contenuto di vapore acqueo vicino alla superficie non è aumentato in numerose regioni aride con la stessa intensità simulata dai modelli climatici. Ne deriva una diminuzione osservata dell’umidità relativa potenzialmente più pronunciata rispetto alle simulazioni. Analogamente, Douville e Willett hanno evidenziato come le osservazioni dell’umidità relativa prossima alla superficie sostengano la possibilità di un futuro continentale più secco di quanto precedentemente atteso. Questi risultati non invalidano le proiezioni regionali, ma indicano che l’entità dell’essiccamento atmosferico nelle parti continentali dell’EMME potrebbe essere sottostimata qualora i modelli sovrastimassero l’aumento dell’umidità specifica sopra le terre aride. 

La diminuzione dell’umidità relativa nelle aree settentrionali presenta importanti implicazioni ecologiche e agricole. Un’atmosfera più calda e relativamente più secca esercita una maggiore domanda evaporativa sulla vegetazione. Le piante reagiscono chiudendo parzialmente gli stomi per limitare la perdita d’acqua, ma tale risposta riduce contemporaneamente l’assorbimento di anidride carbonica e può rallentare la fotosintesi, la crescita e l’accumulo di biomassa. Quando un elevato deficit di pressione di vapore si combina con una scarsa umidità del suolo, aumenta il rischio di stress idraulico, disseccamento fogliare, riduzione della produttività agricola e mortalità vegetale. Le retroazioni terra-atmosfera possono quindi produrre episodi composti nei quali siccità del suolo, aridità atmosferica e temperature estreme si rafforzano reciprocamente. Studi condotti sugli ecosistemi forestali mostrano che l’aumento del deficit di pressione di vapore può ridurre sensibilmente la crescita degli alberi e contribuire a condizioni favorevoli alla propagazione degli incendi, poiché accelera la perdita di umidità dalla vegetazione viva e dai combustibili superficiali. 

Nella Penisola Arabica e nella regione del Golfo, la dinamica estiva è differente. Il Golfo Persico-Arabico è un bacino relativamente poco profondo, semichiuso e caratterizzato da temperature superficiali marine eccezionalmente elevate. Durante l’estate, le sue acque costituiscono una sorgente molto efficiente di vapore acqueo, che viene trasferito agli strati atmosferici inferiori attraverso l’evaporazione e successivamente trasportato verso le coste dalle brezze marine e dalle circolazioni locali. In prossimità del litorale, l’umidità può crescere soprattutto nelle ore serali e notturne, quando la temperatura dell’aria diminuisce più rapidamente rispetto al contenuto di vapore. Raymond et al. hanno documentato come lungo la costa meridionale del Golfo gli estremi di caldo umido possano raggiungere il loro massimo proprio nelle ore serali, anziché durante il picco termico pomeridiano. Nella regione, temperature estive dell’aria comprese tra 45 e 50 °C e temperature superficiali marine prossime a 35 °C possono alimentare combinazioni particolarmente gravose di calore e umidità. 

L’eventuale aumento dell’umidità relativa estiva fino al 5% nelle aree meridionali dell’EMME non deve quindi essere interpretato come un semplice incremento del carattere “umido” del clima, bensì come un fattore capace di amplificare considerevolmente lo stress termico. Il corpo umano dissipa una parte essenziale del proprio calore attraverso l’evaporazione del sudore. Quando l’aria è prossima alla saturazione, il gradiente che consente l’evaporazione si riduce e il raffreddamento fisiologico diviene meno efficiente. A parità di temperatura dell’aria, condizioni più umide determinano pertanto un carico termico superiore rispetto a condizioni secche. Questo spiega perché indici come la temperatura di bulbo umido, l’indice di calore e il Wet-Bulb Globe Temperature siano più rappresentativi del rischio sanitario rispetto alla sola temperatura dell’aria.

Pal ed Eltahir hanno mostrato che, in uno scenario di elevate emissioni, alcune località prossime al Golfo potrebbero avvicinarsi o superare episodicamente, nella seconda metà del secolo, valori di temperatura di bulbo umido estremamente pericolosi. Il valore di 35 °C di bulbo umido è stato tradizionalmente considerato un limite teorico oltre il quale un individuo giovane e sano, in condizioni ideali di ombra e ventilazione, non riuscirebbe più a mantenere l’equilibrio termico per esposizioni prolungate. Le ricerche fisiologiche più recenti hanno tuttavia chiarito che condizioni non compensabili possono manifestarsi a valori inferiori, variabili in funzione dell’età, dello stato di salute, dell’esposizione solare, della ventilazione, dell’attività fisica e dell’acclimatazione. Il superamento della soglia teorica di 35 °C non rappresenta quindi l’inizio del rischio, ma una condizione estrema situata oltre una vasta gamma di condizioni già pericolose per la salute e per il lavoro all’aperto. 

Le conseguenze riguardano in modo particolare i lavoratori agricoli, gli addetti all’edilizia, il personale portuale, i lavoratori del settore energetico e tutte le persone che svolgono attività fisica all’aperto. L’aumento del caldo umido può ridurre il numero di ore giornaliere durante le quali il lavoro può essere eseguito in sicurezza, incrementare il fabbisogno di pause e idratazione e accrescere il rischio di disidratazione, esaurimento da calore e colpo di calore. Anche durante la notte, elevati valori di umidità e temperatura possono impedire un adeguato recupero fisiologico, soprattutto negli ambienti urbani, nei quali l’isola di calore rallenta il raffreddamento. Le analisi dell’andamento del WBGT nella regione mediorientale e nordafricana indicano già un aumento dello stress termico nelle ultime decadi, particolarmente pronunciato nella Penisola Arabica. 

L’umidità relativa influenza inoltre la visibilità atmosferica, sebbene la relazione non sia lineare e dipenda dalla presenza di aerosol, polveri, sali marini e nuclei di condensazione. Quando l’umidità aumenta, molte particelle atmosferiche igroscopiche assorbono acqua, crescono di dimensione e diffondono la radiazione con maggiore efficienza. Ciò può intensificare la foschia e ridurre la visibilità anche prima che venga raggiunta la saturazione. Nel Mediterraneo orientale è stato stimato che, in condizioni estive con umidità relativa del 70–80%, la crescita igroscopica degli aerosol possa contribuire in misura rilevante alla riduzione della visibilità. Nella regione del Golfo, inoltre, la combinazione tra elevata umidità, brezze marine, aerosol salini, inquinamento urbano e polveri desertiche crea condizioni favorevoli alla formazione di foschia e, durante determinati assetti meteorologici, di nebbia. Negli Emirati Arabi Uniti gli episodi di nebbia possono avere ripercussioni significative sulla circolazione stradale, sulle operazioni aeroportuali e sulle attività portuali. 

L’evoluzione futura dell’umidità relativa nell’EMME deve pertanto essere interpretata attraverso una prospettiva regionale e stagionale. Una diminuzione dell’umidità relativa non comporta necessariamente una riduzione di tutti i pericoli climatici: nelle parti settentrionali può accentuare la domanda evaporativa, la siccità agricola, lo stress della vegetazione e il rischio di incendio, mentre l’atmosfera più calda può comunque contenere una maggiore quantità assoluta di vapore e fornire più umidità agli eventi precipitativi intensi quando si instaurano condizioni favorevoli all’ascesa dell’aria. Analogamente, un aumento dell’umidità relativa nelle parti meridionali non implica un miglioramento della disponibilità idrica, poiché può verificarsi in un ambiente nel quale le precipitazioni rimangono scarse e l’evaporazione potenziale è estremamente elevata. Il Golfo può quindi alimentare un’atmosfera costiera più umida senza risolvere l’aridità del territorio circostante.

Nel complesso, le proiezioni delineano una crescente polarizzazione igrometrica estiva tra il settore continentale settentrionale e quello marittimo-costiero meridionale dell’EMME. Balcani, Anatolia e Mediterraneo orientale interno tenderebbero verso condizioni relativamente più secche, caratterizzate da una maggiore domanda evaporativa e da più forti interazioni tra caldo e siccità; la Penisola Arabica costiera e il Golfo potrebbero invece sperimentare condizioni più calde e umide, con un sensibile aggravamento del disagio fisiologico e dei rischi associati al caldo umido. Poiché tali segnali diventano più marcati verso la fine del secolo, la loro entità dipenderà in misura sostanziale dal futuro andamento delle emissioni. La mitigazione del riscaldamento globale rimane quindi determinante per contenere entrambi gli estremi: l’essiccamento atmosferico delle regioni mediterranee settentrionali e l’intensificazione del caldo umido potenzialmente pericoloso nelle aree costiere del Medio Oriente.

4.4. Cambiamenti nei regimi climatici

Le classificazioni climatiche costituiscono strumenti di sintesi mediante i quali la complessità del sistema atmosferico viene ricondotta a un insieme ordinato di categorie definite sulla base dei valori medi, della stagionalità e delle soglie di temperatura e precipitazione. Tra i diversi sistemi disponibili, la classificazione Köppen-Geiger è una delle più utilizzate nella climatologia, nella biogeografia, nell’ecologia e nelle scienze idrologiche, poiché consente di mettere in relazione le condizioni climatiche prevalenti con la distribuzione potenziale della vegetazione e dei principali biomi terrestri. La sua formulazione deriva dall’idea che le comunità vegetali, essendo sensibili alla disponibilità di calore e acqua, rappresentino un’espressione integrata del clima locale. Le categorie Köppen-Geiger non descrivono pertanto soltanto quanto un luogo sia caldo, freddo, umido o arido, ma combinano le temperature medie mensili, i totali pluviometrici e la distribuzione stagionale delle precipitazioni per individuare regimi climatici relativamente omogenei. Le successive revisioni del sistema hanno permesso di produrre mappe globali sempre più dettagliate, inizialmente ricavate dalle serie delle stazioni meteorologiche e, più recentemente, da dati climatici interpolati ad alta risoluzione. Peel, Finlayson e McMahon hanno elaborato una delle mappe globali di riferimento utilizzando serie mensili di temperatura e precipitazione, mentre Beck et al. hanno successivamente realizzato mappe alla risoluzione di circa un chilometro per il clima presente e per le condizioni previste alla fine del XXI secolo. 

La classificazione assume particolare rilevanza nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, o EMME, poiché questo vasto territorio comprende alcuni dei gradienti climatici più pronunciati del pianeta. All’interno di una distanza relativamente limitata si passa dai deserti iperaridi della Penisola Arabica e dell’Africa settentrionale ai climi mediterranei della Grecia, di Cipro, dell’Anatolia e del Levante, fino ai climi continentali freddi e nivali delle montagne del Tauro, del Caucaso, dell’Alborz e degli Zagros. La regione si trova infatti in una zona di transizione tra la fascia subtropicale arida, dominata dalla subsidenza atmosferica, e le medie latitudini, interessate soprattutto nella stagione fredda dal passaggio delle perturbazioni occidentali. La combinazione tra posizione geografica, continentalità, vicinanza ai mari, altitudine e complessità orografica produce una notevole varietà climatica, ma rende anche molte aree particolarmente sensibili a variazioni relativamente modeste della temperatura e delle precipitazioni.

Nel linguaggio Köppen-Geiger, la prima lettera identifica la grande famiglia climatica. La lettera B indica i climi aridi, nei quali le precipitazioni risultano insufficienti rispetto alla domanda evaporativa atmosferica; la lettera C comprende i climi temperati, caratterizzati da inverni relativamente miti; la lettera D individua i climi continentali o nivali, nei quali almeno un mese presenta temperature medie sufficientemente elevate da consentire una stagione vegetativa, ma l’inverno è rigido. Le lettere successive descrivono ulteriormente il grado di aridità, la stagionalità delle precipitazioni e il regime termico. BWh indica un clima desertico caldo, mentre BSh identifica un clima steppico caldo, meno arido del precedente ma ancora caratterizzato da un marcato deficit idrico. Nei climi temperati, Csa corrisponde al tipico clima mediterraneo con estate calda e secca, Csb a una variante con estate più fresca, Cfa a un clima temperato umido con estate calda e senza una stagione secca ben definita e Cfb a un clima temperato umido con estate moderatamente calda. Nelle classi D, le lettere f e s distinguono rispettivamente i climi senza stagione secca e quelli con estate asciutta.

Per il periodo di riferimento 1986–2005, circa il 75% della superficie dell’EMME appartiene alle categorie desertiche e steppiche calde BWh e BSh. Queste classi dominano la Penisola Arabica, l’Egitto, vaste porzioni dell’Africa nordorientale, la Mesopotamia e alcune aree interne del Levante e dell’altopiano iranico. La loro estensione riflette la combinazione tra precipitazioni scarse e irregolari, temperature elevate, forte evaporazione potenziale e frequente influenza delle alte pressioni subtropicali. Il predominio dei climi aridi nell’EMME non costituisce quindi una condizione marginale, ma rappresenta la struttura climatica fondamentale della regione: le zone temperate e nivali formano fasce relativamente ristrette, spesso concentrate lungo le coste settentrionali o alle quote più elevate. Questa configurazione rende particolarmente importante la posizione delle aree di transizione tra clima steppico e clima mediterraneo, poiché piccoli cambiamenti del bilancio tra precipitazione ed evaporazione possono determinare il passaggio da una categoria all’altra. La valutazione regionale di Zittis et al. mostra infatti che l’EMME si sta riscaldando molto rapidamente e che il cambiamento non riguarda soltanto la temperatura media, ma anche la disponibilità idrica, la stagionalità delle precipitazioni e la frequenza degli estremi. 

Le penisole balcanica e anatolica, Cipro, le aree costiere del Levante e alcune parti della Mezzaluna Fertile comprendono invece la maggioranza dei climi temperati, i quali occupano complessivamente circa il 18% della regione. La loro distribuzione è strettamente legata alle precipitazioni della stagione fredda, all’influenza mitigatrice del Mediterraneo e all’orografia. Le categorie Csa e Csb sono caratterizzate dalla tipica alternanza mediterranea tra inverni relativamente miti e piovosi ed estati calde e asciutte. Le categorie Cfa e Cfb si ritrovano soprattutto nelle zone settentrionali e più umide, dove le precipitazioni sono distribuite in maniera meno irregolare durante l’anno. Questi climi sostengono ecosistemi e sistemi agricoli molto differenti da quelli desertici e steppici: foreste temperate, vegetazione mediterranea, colture arboree, cereali invernali e produzioni dipendenti dalla disponibilità stagionale di acqua.

La vicinanza tra il limite inferiore dei climi mediterranei e quello superiore dei climi aridi rende queste zone vulnerabili a una progressiva trasformazione. Uno studio di Barredo et al., basato su simulazioni regionali EURO-CORDEX, ha evidenziato che una riduzione relativamente contenuta delle precipitazioni, se associata a un forte riscaldamento e a una maggiore domanda evaporativa, può spingere territori oggi mediterranei verso condizioni climatiche classificate come aride. Nello scenario RCP8.5, la superficie europea appartenente al clima mediterraneo potrebbe contrarsi sensibilmente entro la fine del secolo, con una parte delle aree perdute convertita in clima steppico o desertico. Tale risultato è coerente con le proiezioni dell’EMME, secondo le quali le zone BWh e BSh potrebbero espandersi verso nord di circa il 5%, interessando territori oggi classificati come temperati, tra cui parti di Cipro, della Grecia orientale e della Turchia. 

Il passaggio da una categoria Köppen-Geiger a un’altra non è determinato esclusivamente da una diminuzione delle precipitazioni. Nei climi aridi la soglia di classificazione dipende anche dalla temperatura e dalla stagionalità pluviometrica; di conseguenza, un territorio può avvicinarsi alla classe B anche quando le precipitazioni medie non cambiano drasticamente, qualora il riscaldamento aumenti in modo sostanziale la domanda evaporativa dell’atmosfera. Questo aspetto è particolarmente importante nel Mediterraneo, dove le osservazioni mostrano una forte variabilità interannuale e pluridecennale delle precipitazioni, mentre la tendenza al riscaldamento è più uniforme e robusta. Una recente analisi basata su oltre 23.000 stazioni ha sottolineato che l’andamento storico delle precipitazioni mediterranee non è stato spazialmente uniforme e dipende fortemente dal periodo considerato. Lo stesso studio ha tuttavia rilevato un incremento dell’aridità climatica dovuto soprattutto all’aumento della domanda evaporativa associata alle temperature più elevate, processo che potrebbe essere ulteriormente aggravato dalla diminuzione pluviometrica prevista per il XXI secolo. 

L’espansione delle categorie aride deve essere distinta concettualmente dalla desertificazione. La classificazione Köppen-Geiger descrive condizioni climatiche medie, mentre la desertificazione è un processo di degradazione del territorio che interessa le aree aride, semiaride e subumide secche ed è determinato dall’interazione tra variazioni climatiche e attività umane. Un territorio che passa dalla categoria mediterranea Csa alla categoria steppica BSh non diviene automaticamente un deserto privo di vegetazione; il cambiamento indica piuttosto che il rapporto tra disponibilità idrica e fabbisogno atmosferico ha superato una soglia climatica. Gli effetti reali dipenderanno dalle caratteristiche del suolo, dall’uso del territorio, dalla pressione del pascolo, dalle pratiche agricole, dalla gestione delle acque, dagli incendi e dalla capacità degli ecosistemi di adattarsi. Tuttavia, il passaggio verso una classe più arida può aumentare la vulnerabilità alla degradazione del suolo, all’erosione, alla salinizzazione e alla perdita di produttività, soprattutto dove le risorse sono già sfruttate intensamente. L’IPCC evidenzia che il cambiamento climatico e la desertificazione possono rafforzarsi reciprocamente, compromettendo biodiversità, produzione alimentare, servizi ecosistemici e benessere delle popolazioni delle terre aride. 

Il processo di aridificazione previsto nell’EMME è legato alla combinazione sinergica tra aumento termico e cambiamenti del ciclo idrologico. Il Mediterraneo è stato identificato da numerosi studi come uno dei principali punti caldi del cambiamento climatico globale, poiché vi convergono un riscaldamento superiore alla media, una probabile riduzione delle precipitazioni in molte aree e stagioni, un aumento della siccità e una maggiore frequenza di estremi caldi. Le simulazioni climatiche indicano che l’incremento della temperatura sarà particolarmente pronunciato sulle terre emerse e durante l’estate. Urdiales-Flores et al. hanno mostrato che l’accelerazione del riscaldamento mediterraneo è attribuibile principalmente alla forzante dei gas serra, ma è amplificata anche dalla diminuzione degli aerosol e dalla progressiva riduzione dell’umidità del suolo. Quando i terreni si asciugano, una frazione minore dell’energia disponibile viene impiegata nell’evaporazione e una quota maggiore riscalda direttamente la superficie e l’aria sovrastante, rafforzando ulteriormente il caldo e l’aridità. 

Anche le modificazioni della circolazione atmosferica contribuiscono alla trasformazione dei regimi climatici. La regione mediterranea riceve gran parte delle precipitazioni durante il semestre freddo, attraverso cicloni e perturbazioni che si sviluppano o transitano nel bacino. Un cambiamento nella posizione delle traiettorie delle depressioni, nella frequenza dei cicloni mediterranei o nella persistenza delle alte pressioni può modificare sensibilmente il totale annuo e, soprattutto, la distribuzione stagionale delle precipitazioni. L’espansione delle condizioni subtropicali e la maggiore persistenza della subsidenza anticiclonica possono ridurre il numero di giornate piovose e prolungare le stagioni asciutte. Le ricerche più recenti indicano tuttavia che l’evoluzione delle precipitazioni mediterranee è spazialmente complessa e che il ruolo relativo della circolazione, della termodinamica e della variabilità naturale rimane una rilevante fonte d’incertezza. Le proiezioni del XXI secolo risultano comunque più coerenti nell’indicare un progressivo prosciugamento, soprattutto negli scenari caratterizzati da elevate concentrazioni di gas serra. 

Nel restante 7% circa dell’EMME, durante il periodo di riferimento, prevalgono climi continentali freddi e nivali appartenenti principalmente alle categorie Df e Ds. Questi regimi sono concentrati alle quote più elevate del Tauro, del Caucaso, dell’Alborz e degli Zagros, dove la temperatura media del mese più freddo è pari o inferiore a −3 °C e quella del mese più caldo supera 10 °C. Sebbene la loro estensione geografica sia ridotta, tali aree esercitano un’influenza idrologica sproporzionatamente grande. Le precipitazioni invernali vengono immagazzinate temporaneamente sotto forma di neve e rilasciate durante la primavera e l’inizio dell’estate, sostenendo la portata dei fiumi, la ricarica delle falde, i serbatoi artificiali, l’irrigazione e gli ecosistemi montani e vallivi.

Con il riscaldamento climatico, una quota crescente delle precipitazioni invernali tende a cadere sotto forma di pioggia anziché di neve, soprattutto alle quote basse e intermedie. Inoltre, la fusione del manto nevoso inizia più precocemente, la stagione di copertura si accorcia e la quantità massima di acqua immagazzinata nella neve diminuisce. Il cambiamento non implica necessariamente una riduzione immediata della precipitazione totale in montagna, ma modifica profondamente il momento nel quale l’acqua diviene disponibile. Una maggiore portata durante l’inverno e all’inizio della primavera può essere seguita da una diminuzione delle risorse nella tarda primavera e nell’estate, proprio quando la domanda agricola e civile raggiunge il massimo. L’IPCC considera la copertura nevosa, soprattutto alle quote basse e medie, particolarmente sensibile al riscaldamento, poiché variazioni termiche relativamente modeste possono modificare sia la fase delle precipitazioni sia la velocità di fusione. 

Le montagne del Libano offrono un esempio rappresentativo dell’importanza della neve nelle regioni mediterranee orientali. Gli studi di Alonso-González et al. e Fayad et al. mostrano che il manto nevoso delle catene libanesi costituisce una risorsa fondamentale per le popolazioni poste a valle e per il funzionamento del sistema idrologico regionale. La neve mediterranea è spesso prossima alla temperatura di fusione e risulta quindi estremamente sensibile a piccoli incrementi della temperatura dell’aria. Un inverno più caldo può ridurre rapidamente l’accumulo, anticipare la fusione e aumentare la variabilità della risorsa idrica. Fenomeni analoghi possono verificarsi nel Tauro, nel Caucaso, nell’Alborz e negli Zagros, sebbene l’entità della risposta dipenda dall’altitudine, dall’esposizione, dalla continentalità e dalla distribuzione delle precipitazioni. 

Nello scenario RCP8.5, il forte riscaldamento invernale previsto alle alte quote potrebbe ridurre le classi Df e Ds a meno del 2% della superficie dell’EMME entro la fine del secolo. Questa contrazione non significa che la neve scomparirà completamente dalle montagne più elevate, ma indica che le condizioni termiche caratteristiche dei climi nivali diverranno molto meno estese e tenderanno a ritirarsi verso altitudini superiori. Le zone climatiche montane possono infatti migrare verticalmente in modo analogo alla migrazione latitudinale delle fasce climatiche in pianura. Poiché l’area disponibile diminuisce rapidamente salendo di quota, gli ecosistemi freddi vengono progressivamente confinati in territori più piccoli e frammentati. Il ritiro dei climi nivali può quindi produrre una vera e propria compressione altitudinale degli habitat, con conseguenze per specie vegetali e animali adattate alle basse temperature.

Le trasformazioni delle classi climatiche non devono essere interpretate come semplici cambiamenti cartografici. Il passaggio da un clima temperato a uno steppico modifica le condizioni entro cui si sviluppano i suoli, la vegetazione, le colture e i sistemi di gestione dell’acqua. Un aumento della durata della stagione calda e secca può anticipare la maturazione delle colture, accrescere il fabbisogno irriguo e ridurre la produttività delle produzioni non irrigate. Le colture perenni tipiche del Mediterraneo possiedono una certa adattabilità alla siccità stagionale, ma possono essere danneggiate quando il caldo estremo coincide con fasi fenologiche sensibili, quando gli inverni non forniscono un sufficiente accumulo di freddo o quando la siccità si prolunga per più anni consecutivi. Nelle zone steppiche e desertiche, l’ulteriore aumento della domanda evaporativa può ridurre la disponibilità di acqua per il pascolo e accelerare il degrado delle terre marginali.

Gli ecosistemi naturali risponderanno attraverso cambiamenti nella composizione, nella produttività e nella distribuzione delle specie. Le piante possono migrare verso nord o verso quote superiori, ma la capacità di movimento è limitata dalla frammentazione del paesaggio, dall’urbanizzazione, dall’agricoltura e dalla velocità del cambiamento climatico. Le specie con areali ristretti, in particolare quelle endemiche delle montagne mediterranee e mediorientali, risultano particolarmente vulnerabili. Un clima più caldo e arido può inoltre favorire la mortalità degli alberi, ridurre la rigenerazione forestale e prolungare la stagione degli incendi. La classificazione Köppen-Geiger non rappresenta direttamente questi processi ecologici, ma il passaggio tra categorie climatiche segnala che le condizioni ambientali fondamentali stanno oltrepassando soglie storicamente associate a differenti tipi di vegetazione.

Le conseguenze riguardano anche la pianificazione urbana e infrastrutturale. Edifici, reti idriche, invasi, sistemi irrigui e infrastrutture energetiche sono progettati sulla base di una certa distribuzione stagionale delle risorse e della domanda. L’espansione dei climi aridi implica un aumento dei fabbisogni di raffrescamento, maggiori perdite per evaporazione dai bacini, una crescente pressione sulle falde e una competizione più intensa tra uso agricolo, urbano, industriale ed ecologico dell’acqua. Chenoweth et al. hanno mostrato che, in molte aree del Medio Oriente, l’effetto combinato del cambiamento climatico e della crescita demografica potrebbe ridurre considerevolmente la disponibilità idrica pro capite. La perdita dell’accumulo nevoso rende inoltre più difficile la gestione stagionale dell’acqua, poiché viene meno una riserva naturale capace di trattenere le precipitazioni invernali e di restituirle gradualmente nei mesi successivi. 

Il confronto tra gli scenari RCP8.5 e RCP2.6 evidenzia il ruolo decisivo delle emissioni future. RCP8.5 rappresenta un percorso caratterizzato da una forzante radiativa molto elevata e produce, nella valutazione regionale, le trasformazioni più estese: avanzamento verso nord delle classi desertiche e steppiche, contrazione dei climi temperati e quasi scomparsa delle classi nivali al di fuori delle quote maggiori. Nello scenario RCP2.6, il riscaldamento è invece più contenuto e le variazioni della quantità e della stagionalità delle precipitazioni risultano meno pronunciate. Di conseguenza, un numero maggiore di territori rimane all’interno della propria categoria climatica storica e le transizioni verso condizioni più aride o più calde sono meno diffuse. Ciò dimostra che i cambiamenti dei regimi climatici non costituiscono una conseguenza inevitabile di uguale intensità in ogni scenario, ma dipendono strettamente dall’entità del riscaldamento globale raggiunto.

Il contrasto tra i due scenari è importante anche perché la classificazione Köppen-Geiger è fondata su soglie. Una variazione graduale della temperatura o delle precipitazioni può non modificare immediatamente la categoria attribuita a una località; una volta superata la soglia, però, la classe cambia apparentemente in modo improvviso. Per questo motivo, la differenza cartografica tra due scenari può risultare molto marcata anche quando la differenza delle variabili climatiche medie sembra relativamente moderata. Limitare il riscaldamento può impedire che numerose aree di transizione superino tali soglie, evitando o ritardando la conversione da climi temperati a climi aridi e da climi nivali a climi temperati.

È tuttavia necessario riconoscere i limiti interpretativi della classificazione. Il sistema Köppen-Geiger riduce la complessità del clima a un insieme discreto di categorie e non descrive direttamente fenomeni quali le ondate di calore, la siccità pluriennale, le precipitazioni estreme, l’intensità degli incendi o la variabilità interannuale. Due località appartenenti alla stessa classe possono presentare differenze significative nella frequenza degli estremi, nella natura dei suoli e nella disponibilità effettiva di acqua. Inoltre, le aree montuose dell’EMME sono caratterizzate da forti gradienti altitudinali che possono non essere rappresentati pienamente dai modelli climatici a risoluzione relativamente grossolana. Beck et al. hanno migliorato considerevolmente la rappresentazione spaziale attraverso mappe ad alta risoluzione corrette per la topografia, ma le classificazioni future rimangono condizionate dalle incertezze dei modelli, degli scenari emissivi e dei metodi di correzione statistica. 

Nonostante tali limiti, la classificazione offre un indicatore intuitivo e scientificamente utile della portata del cambiamento previsto. Il fatto che vaste aree possano passare da una categoria climatica a un’altra indica che le combinazioni di temperatura e precipitazione del futuro potrebbero uscire dall’intervallo entro il quale si sono sviluppati gli ecosistemi, le colture, gli insediamenti e le infrastrutture attuali. Nell’EMME, la principale traiettoria consiste nell’espansione dei climi caldi e aridi verso nord e verso quote superiori, accompagnata dalla contrazione delle condizioni temperate e, soprattutto, nivali. Tale riorganizzazione climatica rafforzerà il gradiente di vulnerabilità tra territori già estremamente aridi, fasce mediterranee di transizione e montagne che svolgono la funzione di torri d’acqua regionali.

Nel complesso, i cambiamenti dei regimi climatici dell’EMME rappresentano l’espressione integrata del riscaldamento atmosferico, della crescente domanda evaporativa, delle modificazioni della stagionalità pluviometrica e della perdita di neve nelle zone montane. Entro la fine del XXI secolo, uno scenario di elevate emissioni potrebbe trasformare profondamente la geografia climatica della regione, estendendo i climi desertici e steppici a parti dell’attuale fascia mediterranea e riducendo i climi nivali a piccoli nuclei di alta quota. Le conseguenze coinvolgerebbero la disponibilità e la distribuzione stagionale dell’acqua, la produttività agricola, la biodiversità, la stabilità degli ecosistemi e la sicurezza delle popolazioni. Il quadro molto più contenuto associato a RCP2.6 conferma invece che una forte mitigazione delle emissioni può limitare in misura sostanziale lo spostamento delle zone climatiche e preservare una parte significativa delle condizioni ambientali sulle quali si sono storicamente organizzati i sistemi naturali e umani del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente.

Figura 13 – Trasformazione dei regimi climatici dell’EMME secondo la classificazione Köppen-Geiger

La Figura 13 rappresenta una sintesi particolarmente efficace delle trasformazioni climatiche attese nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente, poiché non mostra separatamente le variazioni della temperatura o delle precipitazioni, ma integra entrambe le variabili all’interno della classificazione climatica Köppen-Geiger. Le tre carte confrontano la distribuzione dei regimi climatici nel periodo storico 1986–2005 con quella prevista per la fine del XXI secolo, nel periodo 2081–2100, secondo due percorsi emissivi molto differenti: RCP2.6, associato a una forte mitigazione delle emissioni, e RCP8.5, caratterizzato da concentrazioni di gas serra e livelli di riscaldamento molto più elevati. La figura deriva dalle simulazioni regionali CORDEX-CORE, sviluppate per fornire informazioni climatiche omogenee ad alta risoluzione, pari a circa 25 chilometri, sulle principali regioni abitate del pianeta. Questo approccio consente di rappresentare più adeguatamente, rispetto ai modelli globali più grossolani, i gradienti climatici determinati dalla vicinanza al mare, dalla continentalità e dalle grandi catene montuose dell’Anatolia, del Caucaso e dell’Iran. 

Il sistema Köppen-Geiger, originariamente concepito per collegare le condizioni climatiche alla distribuzione della vegetazione, suddivide il clima attraverso soglie di temperatura e precipitazione calcolate su base mensile e stagionale. La prima lettera identifica la famiglia climatica principale: A indica i climi tropicali o equatoriali, B quelli aridi, C quelli temperati caldi, D quelli continentali freddi o nivali ed E quelli polari. Le lettere successive precisano il regime delle precipitazioni e le caratteristiche termiche. Nei climi aridi, W indica il deserto e S la steppa, mentre h distingue le forme calde e k quelle fredde. Nei climi temperati e continentali, f indica l’assenza di una stagione secca, s un’estate asciutta e w un inverno asciutto; le lettere a, b e c distinguono rispettivamente un’estate calda, moderatamente calda o fresca. Il valore scientifico della classificazione risiede nella capacità di riassumere combinazioni climatiche complesse in categorie ecologicamente significative, anche se tali categorie non devono essere interpretate come descrizioni complete degli ecosistemi o come confini naturali immutabili. Peel, Finlayson e McMahon mostrarono come la classificazione possa essere ricostruita mediante serie osservate di temperatura e precipitazione, mentre Beck et al. ne hanno successivamente affinato la rappresentazione globale fino alla risoluzione di circa un chilometro, migliorando soprattutto il dettaglio delle zone montuose e delle aree di transizione. 

Il pannello superiore sinistro mostra la distribuzione climatica del periodo storico 1986–2005. L’elemento visivamente dominante è l’enorme estensione del clima desertico caldo BWh, rappresentato in giallo, che interessa gran parte dell’Africa settentrionale, l’Egitto, la Penisola Arabica, la Mesopotamia meridionale e le zone più aride dell’Iran. Intorno a questo nucleo desertico si sviluppano fasce steppiche BSh e, soprattutto nelle regioni interne poste a quote maggiori o caratterizzate da inverni più freddi, BSk. Nel complesso, circa il 75% dell’area EMME appartiene nel periodo di riferimento alle categorie desertiche o steppiche. La carta evidenzia quindi come l’aridità non rappresenti una condizione periferica della regione, ma la sua struttura climatica prevalente, sulla quale si innestano fasce temperate relativamente ristrette e nuclei montani freddi ancora più limitati. 

La distinzione tra deserto e steppa non dipende soltanto dalla quantità assoluta delle precipitazioni. Nella classificazione Köppen-Geiger, l’appartenenza alla famiglia B deriva dal confronto tra le precipitazioni annuali e una soglia di aridità legata alla temperatura media e alla distribuzione stagionale delle piogge. L’aumento termico può quindi favorire il passaggio verso una classe arida anche quando le precipitazioni non diminuiscono in maniera drastica, perché una temperatura più elevata implica generalmente una maggiore domanda evaporativa atmosferica. Ne consegue che l’espansione del colore giallo o bruno nelle mappe future non esprime soltanto una riduzione delle piogge, ma il deterioramento complessivo del rapporto fra disponibilità d’acqua e condizioni termiche.

A nord e lungo alcune coste mediterranee, il quadro storico diviene più complesso. Le tonalità verdi rappresentano i climi temperati caldi, che occupano circa il 18% della superficie regionale e comprendono la Penisola balcanica, gran parte dell’Anatolia, alcune zone del Levante e le regioni prossime al Mar Nero e al Mar Caspio. Il verde brillante della classe Csa identifica il clima mediterraneo con estate calda e asciutta, diffuso soprattutto nelle zone costiere dell’Egeo e del Mediterraneo orientale. La classe Csb, contraddistinta da un’estate più moderata, compare prevalentemente alle quote superiori o nelle aree più settentrionali. I climi Cfa e Cfb, più scuri, indicano condizioni temperate prive di una stagione secca nettamente definita e sono maggiormente presenti lungo le coste più umide del Mar Nero, nei Balcani settentrionali e in alcune zone caucasiche.

Questa disposizione riflette il gradiente che separa il dominio subtropicale arido dal dominio delle medie latitudini. Le regioni mediterranee ricevono gran parte delle precipitazioni durante il semestre freddo, quando le perturbazioni occidentali e i cicloni mediterranei possono raggiungere il bacino orientale. In estate, invece, la subsidenza subtropicale, la stabilità atmosferica e la minore frequenza delle perturbazioni producono una lunga stagione asciutta. Le aree situate lungo il margine meridionale del clima Csa sono pertanto particolarmente vulnerabili, perché si trovano già prossime alla soglia che separa i climi temperati mediterranei da quelli steppici. Barredo et al., utilizzando simulazioni regionali EURO-CORDEX, hanno osservato che una parte consistente della futura contrazione del dominio mediterraneo europeo è riconducibile proprio all’espansione delle condizioni aride; nello scenario RCP8.5, la riduzione del clima mediterraneo risultava molto maggiore rispetto agli scenari di mitigazione più moderata. 

Le tonalità viola, rosa e lilla del pannello storico identificano i climi continentali e nivali delle categorie D. Esse si concentrano nell’Anatolia orientale, nel Caucaso, nell’Alborz e negli Zagros, seguendo con notevole precisione le principali strutture orografiche. Il clima Dfa o Dfb presenta inverni freddi ed estati sufficientemente calde, mentre Dsa, Dsb e Dsc descrivono climi continentali con una stagione estiva secca. Le piccole aree azzurre ET corrispondono infine alla tundra d’alta quota, confinata alle sommità più fredde. Complessivamente, le classi nivali interessano nel periodo storico circa il 7% della superficie dell’EMME, una quota apparentemente modesta ma di enorme importanza idrologica, poiché comprende molte delle principali zone di accumulo nevoso e delle sorgenti dei grandi fiumi regionali.

Il pannello inferiore sinistro mostra il clima previsto per il 2081–2100 secondo RCP2.6. Il confronto con il periodo storico rivela modificazioni riconoscibili, ma relativamente contenute. Il clima desertico caldo rimane nettamente prevalente nella Penisola Arabica e in Africa settentrionale, mentre le fasce steppiche avanzano solo moderatamente in alcune zone del Levante, dell’Anatolia e dell’Iran. Le categorie temperate continuano a occupare vaste porzioni della Grecia e della Turchia e conservano una struttura spaziale simile a quella storica. Anche i climi freddi delle grandi catene montuose si contraggono, ma rimangono chiaramente visibili nel Caucaso, nell’Anatolia orientale e nell’Iran settentrionale.

RCP2.6 non rappresenta quindi l’assenza di cambiamento climatico. Anche in questo scenario la temperatura continua ad aumentare, alcune soglie Köppen-Geiger vengono superate e determinate aree passano a categorie più calde o più aride. La differenza fondamentale risiede nell’estensione e nell’intensità delle trasformazioni. Poiché il riscaldamento è più limitato e i cambiamenti delle precipitazioni e della loro stagionalità risultano meno pronunciati, molte zone climatiche mantengono caratteristiche relativamente prossime a quelle storiche. Il confronto con il pannello RCP8.5 dimostra pertanto che la mitigazione non elimina ogni conseguenza, ma riduce sensibilmente la riorganizzazione geografica dei regimi climatici. 

Il pannello inferiore destro, relativo allo scenario RCP8.5, presenta invece una trasformazione profonda. Il clima desertico caldo BWh avanza verso nord, mentre le fasce steppiche si ampliano lungo l’intero margine settentrionale del dominio arido. Le tonalità verdi dei climi temperati si ritirano e vengono parzialmente sostituite da quelle gialle, ocra e brunastre delle classi BWh, BSh e BSk. Secondo la valutazione associata alla figura, l’insieme delle zone aride potrebbe espandersi di circa il 5% della superficie regionale, principalmente a spese dei climi C temperati. Il cambiamento interessa soprattutto le aree di transizione e potrebbe coinvolgere parti di Cipro, della Grecia orientale e della Turchia attualmente classificate come mediterranee o temperate. 

Nella carta RCP8.5 l’aridificazione è particolarmente evidente lungo un corridoio che dal Levante e dalla Mesopotamia si estende verso l’Anatolia e l’Iran. La fascia steppica si sposta verso territori oggi temperati, mentre il clima desertico occupa porzioni più ampie delle zone interne e meridionali. Nei grandi deserti già classificati BWh, il colore rimane invece apparentemente invariato. Ciò non significa che queste regioni siano climaticamente stabili: la temperatura potrebbe aumentare fortemente senza produrre un cambiamento di categoria, poiché il territorio si trova già all’interno della classe desertica più calda rappresentata dalla legenda. La mappa mostra dunque le transizioni tra categorie, non l’intera intensità del riscaldamento entro ciascuna classe.

Questo elemento è essenziale per una corretta interpretazione scientifica. Una regione che rimane BWh tra il periodo storico e il 2100 può sperimentare un aumento termico molto maggiore rispetto a una zona che cambia da Csa a BSh. Il cambiamento cromatico indica il superamento di una soglia classificatoria, non necessariamente la maggiore variazione assoluta di temperatura. Analogamente, una zona classificata Csa nel periodo storico e BSh nel futuro non si trasformerebbe istantaneamente in un paesaggio desertico. La classificazione segnala piuttosto che il bilancio climatico medio sarebbe divenuto più arido, con un aumento della domanda evaporativa e una riduzione relativa della disponibilità idrica.

Il passaggio verso una classe arida non deve inoltre essere confuso automaticamente con la desertificazione. Quest’ultima comprende processi di degradazione del suolo influenzati non soltanto dal clima, ma anche dal sovrapascolo, dalla deforestazione, dagli incendi, dall’erosione, dall’irrigazione non sostenibile, dalla salinizzazione e dallo sfruttamento eccessivo delle falde. La Figura 13 descrive un’espansione dell’aridità climatica, che può predisporre il territorio alla degradazione, ma gli effetti concreti dipenderanno dalla vulnerabilità degli ecosistemi e dalla gestione delle risorse. Il valore della carta consiste proprio nell’individuare le regioni nelle quali le condizioni climatiche di base potrebbero diventare progressivamente meno favorevoli alla vegetazione e alle attività agricole sviluppatesi sotto l’attuale regime mediterraneo.

L’espansione delle zone aride nasce dall’interazione tra aumento della temperatura e modificazioni del ciclo idrologico. Un clima più caldo accresce la capacità dell’atmosfera di sottrarre acqua al suolo e alla vegetazione. Se l’aumento della domanda evaporativa non è compensato da maggiori precipitazioni, il terreno si asciuga più rapidamente, l’evapotraspirazione viene limitata dalla scarsità d’acqua e una quota crescente dell’energia disponibile riscalda direttamente la superficie. Si produce così una retroazione positiva tra siccità del suolo e temperatura: il prosciugamento riduce il raffreddamento evaporativo, favorisce ulteriore riscaldamento e rafforza le condizioni di aridità. Nella valutazione di Zittis et al., l’EMME emerge infatti come una regione particolarmente vulnerabile, caratterizzata da rapido riscaldamento, diminuzione delle precipitazioni in diverse aree mediterranee e crescita degli estremi caldi. 

Il cambiamento delle precipitazioni non riguarda solamente i totali annuali. La classificazione Köppen-Geiger è sensibile anche alla loro distribuzione stagionale. Una diminuzione delle piogge invernali, un ritardo dell’inizio della stagione umida o un anticipo della stagione asciutta possono modificare la categoria climatica anche quando il totale annuale non varia in modo uniforme. Questo aspetto è particolarmente importante nel Mediterraneo orientale, dove l’agricoltura, la vegetazione naturale e la ricarica delle risorse idriche dipendono fortemente dalle precipitazioni del semestre freddo. Una stagione piovosa più breve, associata a estati più lunghe e calde, può quindi spostare il clima verso condizioni steppiche anche in presenza di anni occasionalmente molto piovosi.

La trasformazione più impressionante del pannello RCP8.5 riguarda tuttavia i climi nivali. Le aree viola e rosa si riducono nettamente e vengono sostituite soprattutto da climi temperati o steppici. Le classi Df e Ds, che nel periodo storico rappresentano circa il 7% dell’EMME, potrebbero scendere a meno del 2% entro la fine del secolo. I nuclei residui sarebbero confinati alle quote più elevate del Caucaso, del Tauro orientale, dell’Alborz e degli Zagros. Il processo rappresenta uno spostamento verticale delle zone climatiche: con l’aumento della temperatura, le condizioni precedentemente caratteristiche delle quote inferiori risalgono verso l’alto, mentre i climi freddi perdono progressivamente spazio.

La contrazione delle categorie D non deve essere interpretata soltanto come una perdita di freddo invernale. Essa implica una diminuzione delle aree nelle quali la neve può accumularsi e permanere al suolo per periodi prolungati. Nelle montagne dell’EMME, il manto nevoso funziona come un serbatoio naturale: trattiene durante l’inverno una parte delle precipitazioni e la rilascia gradualmente attraverso la fusione primaverile. Questa regolazione sostiene le portate fluviali, la ricarica delle falde, l’irrigazione, la produzione idroelettrica e gli ecosistemi a valle. Il riscaldamento può aumentare la quota di precipitazione che cade sotto forma di pioggia, anticipare la fusione e ridurre la durata della copertura nevosa, determinando maggiori deflussi nella stagione fredda ma una minore disponibilità d’acqua durante la primavera avanzata e l’estate.

Le osservazioni raccolte sui monti del Tauro forniscono già indicazioni coerenti con questa evoluzione. Erlat e Aydın-Kandemir, analizzando il periodo 1981–2021, hanno riscontrato una riduzione dell’estensione nevosa soprattutto alle quote inferiori, con diminuzioni significative in novembre e marzo. Lo studio ha individuato nella temperatura il principale fattore associato alla variabilità della copertura nevosa, più importante delle precipitazioni alle diverse fasce altitudinali considerate. Questi risultati non costituiscono una verifica diretta delle proiezioni della Figura 13, ma mostrano che le montagne dell’Anatolia sono già sensibili al riscaldamento e che la perdita di neve può interessare approvvigionamento idrico, agricoltura e produzione idroelettrica. 

Le conseguenze idrologiche potrebbero propagarsi molto oltre le aree che cambiano colore nella carta. Il Tauro e l’Anatolia orientale alimentano importanti bacini, compresi quelli dell’Eufrate e del Tigri; gli Zagros e l’Alborz rappresentano sorgenti fondamentali per i territori iraniani; il Caucaso alimenta sistemi fluviali e riserve idriche condivise da più paesi. La riduzione dell’accumulo nevoso potrebbe quindi modificare non soltanto la quantità complessiva di acqua disponibile, ma soprattutto la sua stagionalità. L’acqua che oggi rimane immagazzinata sotto forma di neve fino alla primavera potrebbe scorrere più rapidamente durante l’inverno, aumentando la necessità di capacità artificiali di stoccaggio e lasciando i mesi estivi più esposti alla scarsità.

La trasformazione dei regimi climatici avrà effetti anche sulla vegetazione e sulla biodiversità. Le categorie Köppen-Geiger sono climatiche, ma sono state costruite proprio per riflettere, almeno in termini generali, le condizioni alle quali corrispondono differenti formazioni vegetali. Il passaggio da Csa a BSh indica un ambiente nel quale la vegetazione mediterranea potrebbe subire una crescente limitazione idrica, mentre la conversione da D a C segnala il ritiro delle condizioni favorevoli alle specie montane adattate agli inverni freddi. Beck et al. sottolineano che la classificazione costituisce un mezzo ecologicamente significativo per aggregare gradienti climatici complessi e può essere impiegata come base negli studi sulla distribuzione delle specie, pur senza sostituire informazioni dettagliate su suoli, topografia, uso del territorio e microclimi. 

Nelle zone temperate mediterranee, la maggiore aridità potrebbe ridurre la produttività della vegetazione, ostacolare la rigenerazione delle foreste, favorire specie più tolleranti alla siccità e aumentare l’infiammabilità del paesaggio. Le specie potrebbero migrare verso nord o verso quote superiori, ma tale movimento sarebbe limitato dalla frammentazione degli habitat, dall’agricoltura, dall’urbanizzazione e dalla ridotta superficie disponibile alle quote più elevate. Nelle montagne, il progressivo confinamento dei climi freddi in aree sempre più piccole produrrebbe una compressione altitudinale degli ecosistemi: le specie poste sulle sommità non avrebbero ulteriori territori verso cui spostarsi.

Le implicazioni agricole sono altrettanto rilevanti. L’espansione delle classi BSh e BWh può aumentare il fabbisogno irriguo, ridurre l’umidità del suolo e accrescere la dipendenza da invasi e falde sotterranee. Le colture tradizionali mediterranee possiedono adattamenti alla siccità stagionale, ma possono subire danni quando il periodo asciutto diviene più lungo, il caldo estremo si verifica durante la fioritura o la maturazione e la ricarica invernale del terreno risulta insufficiente. L’aumento dell’aridità climatica può inoltre modificare le aree adatte ai cereali, alle colture arboree e al pascolo, con conseguenze economiche particolarmente severe nei territori in cui l’agricoltura dipende dalle precipitazioni e dispone di limitate possibilità irrigue.

La Figura 13 mostra anche la grande importanza della mitigazione. Il confronto tra RCP2.6 e RCP8.5 non è una differenza puramente quantitativa, ma separa due geografie climatiche future profondamente diverse. Nel primo scenario, gran parte delle strutture climatiche attuali rimane riconoscibile: le zone mediterranee persistono, le fasce steppiche avanzano in misura relativamente contenuta e i climi nivali sopravvivono nelle principali catene montuose. Nel secondo, il dominio arido si sposta decisamente verso nord, i climi temperati si comprimono e le classi fredde si riducono a piccoli nuclei d’alta quota. La figura dimostra quindi che una parte considerevole delle trasformazioni non è inevitabile, ma dipende dall’intensità del riscaldamento raggiunto entro la fine del secolo.

Nell’interpretazione della carta devono comunque essere considerate alcune limitazioni. Köppen-Geiger utilizza soglie discrete, per cui una variazione climatica graduale può apparire graficamente come un passaggio brusco da un colore all’altro. Le aree poste vicino ai confini climatici sono particolarmente sensibili a piccoli scostamenti delle temperature o delle precipitazioni e possono essere classificate diversamente da modelli differenti. Beck et al. hanno mostrato che l’incertezza tende a essere maggiore proprio lungo i confini tra le classi e nelle regioni caratterizzate da forti gradienti altitudinali. La risoluzione di circa 25 chilometri di CORDEX-CORE rappresenta un miglioramento sostanziale rispetto a molti modelli globali, ma non può riprodurre tutti i microclimi delle valli, dei versanti e delle cime montuose. 

La classificazione non descrive inoltre direttamente la frequenza delle ondate di calore, la durata delle siccità, l’intensità delle precipitazioni estreme o il rischio di incendio. Due territori appartenenti alla stessa classe BSh possono presentare differenze sostanziali nel numero di giornate estremamente calde, nella variabilità interannuale delle precipitazioni o nella disponibilità delle falde. La mappa deve pertanto essere letta come una sintesi delle condizioni medie, da integrare con le proiezioni delle singole variabili climatiche e degli eventi estremi. Il suo principale vantaggio consiste nel rendere immediatamente visibile il risultato combinato del cambiamento termico e idrologico.

Nel complesso, la Figura 13 descrive una progressiva riorganizzazione climatica dell’EMME lungo due direzioni complementari: uno spostamento verso nord e verso quote più elevate dei climi caldi e aridi e una contrazione delle condizioni temperate e nivali. Nel periodo storico, il dominio desertico e steppico occupa già circa tre quarti della regione; entro la fine del secolo, nello scenario RCP8.5, potrebbe estendersi ulteriormente a territori mediterranei oggi climaticamente più miti, mentre i climi freddi montani potrebbero ridursi a meno del 2% della superficie complessiva. La carta non rappresenta quindi una semplice variazione terminologica delle categorie climatiche, ma il possibile superamento delle condizioni entro cui si sono sviluppati gli attuali ecosistemi, sistemi agricoli, risorse idriche e insediamenti umani.

Il messaggio conclusivo della figura è che il futuro climatico del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente non consiste unicamente in un aumento uniforme delle temperature. Esso comporta una vera trasformazione dei regimi climatici, con l’espansione dell’aridità, l’allungamento della stagione calda e asciutta, il ritiro delle condizioni montane fredde e la modifica della disponibilità stagionale dell’acqua. La differenza molto marcata tra RCP2.6 e RCP8.5 dimostra tuttavia che l’ampiezza di questa trasformazione dipende dalle scelte emissive: contenere il riscaldamento globale significa limitare l’avanzata dei climi desertici e steppici, preservare una quota maggiore degli ambienti mediterranei e ridurre la perdita delle riserve nevose montane dalle quali dipendono vaste aree dell’EMME.

4.5. Innalzamento regionale del livello del mare

L’innalzamento del livello del mare rappresenta una delle manifestazioni più persistenti e geograficamente pervasive del riscaldamento climatico antropogenico. A differenza di altre variabili climatiche, che possono mostrare oscillazioni interannuali o differenze regionali molto marcate, il livello medio globale del mare integra nel tempo l’accumulo di calore nel sistema climatico e la perdita di massa della criosfera continentale. Il fenomeno deriva principalmente da due processi: l’espansione termica dell’acqua marina, che aumenta di volume quando si riscalda, e il trasferimento di acqua dagli ambienti continentali agli oceani attraverso la fusione dei ghiacciai montani e la perdita di massa delle calotte della Groenlandia e dell’Antartide. A questi contributi si aggiungono, in misura minore e variabile nel tempo, i cambiamenti nell’immagazzinamento terrestre dell’acqua dovuti all’estrazione delle falde, alla costruzione di bacini artificiali e alle variazioni dell’umidità del suolo. Le valutazioni dell’IPCC confermano che il livello medio globale del mare è aumentato durante il XX secolo e che il ritmo di crescita ha subito una significativa accelerazione nell’era delle osservazioni satellitari. 

Nel periodo 1993–2018 considerato nella sezione originale, le misure altimetriche satellitari indicavano una tendenza media globale pari a circa 3,1 ± 0,3 millimetri all’anno. Secondo la ricostruzione di Cazenave et al., l’espansione termica dell’oceano contribuiva per circa il 42% a tale aumento, mentre la fusione dei ghiacciai montani, la perdita di massa della Groenlandia e quella dell’Antartide contribuivano rispettivamente per circa il 21%, il 15% e l’8%. Queste percentuali non devono essere considerate costanti: il bilancio del livello marino cambia nel tempo e il contributo delle calotte glaciali sta assumendo un’importanza crescente rispetto alle prime fasi del periodo satellitare. Le osservazioni più recenti mostrano infatti che l’aumento del livello medio globale non procede a velocità uniforme, ma presenta un’accelerazione attribuibile soprattutto alla crescente perdita di ghiaccio continentale e al continuo assorbimento di calore da parte dell’oceano. 

L’espansione termica costituisce la risposta diretta dell’oceano all’accumulo energetico globale. L’oceano assorbe la maggior parte del calore in eccesso prodotto dallo squilibrio radiativo terrestre e lo distribuisce lentamente sia orizzontalmente sia in profondità attraverso la circolazione, il rimescolamento e la formazione delle masse d’acqua. Poiché il riscaldamento non interessa istantaneamente l’intera colonna oceanica, il livello del mare continua a reagire per decenni e secoli anche dopo un’eventuale stabilizzazione delle temperature atmosferiche. Questa elevata inerzia termica spiega perché una parte dell’innalzamento futuro sia ormai inevitabile: ridurre rapidamente le emissioni può limitarne fortemente la velocità e l’entità finale, ma non può arrestare immediatamente la risposta di un oceano che ha già accumulato una quantità considerevole di energia. L’IPCC considera l’innalzamento del mare irreversibile su scale temporali da secolari a millenarie, soprattutto per effetto della lenta espansione dell’oceano profondo e della risposta prolungata delle grandi calotte glaciali. 

La perdita dei ghiacciai montani ha fornito un contributo importante all’aumento osservato, poiché queste masse glaciali relativamente piccole reagiscono rapidamente alle variazioni di temperatura e precipitazione. Tuttavia, la loro quantità totale di ghiaccio è limitata rispetto a quella contenuta in Groenlandia e Antartide; nel corso del XXI secolo, pertanto, il peso relativo delle grandi calotte è destinato ad aumentare. La Groenlandia perde massa sia attraverso la fusione superficiale sia mediante l’accelerazione e il distacco dei ghiacciai che raggiungono il mare. In Antartide, invece, un ruolo fondamentale è esercitato dall’interazione tra ghiaccio e oceano: acque relativamente calde possono penetrare sotto le piattaforme galleggianti, assottigliarle e ridurre l’azione di sostegno che esse esercitano sui ghiacciai continentali posti a monte. La perdita delle piattaforme non innalza direttamente il livello marino in misura significativa, poiché esse galleggiano già, ma può accelerare il flusso del ghiaccio ancorato al substrato continentale verso l’oceano. 

L’Antartide costituisce una delle principali fonti d’incertezza delle proiezioni di lungo periodo. Una parte rilevante della calotta antartica occidentale poggia su un substrato roccioso situato al di sotto del livello del mare e inclinato verso l’interno del continente. Questa configurazione può favorire l’instabilità della calotta marina: se la linea di galleggiamento arretra verso zone progressivamente più profonde, il flusso di ghiaccio può intensificarsi e alimentare un’ulteriore ritirata. La letteratura scientifica non stabilisce con certezza la velocità con cui tali processi potrebbero svilupparsi, ma il loro potenziale contributo rende necessaria la considerazione di scenari a bassa probabilità e ad alto impatto. Per questo motivo le proiezioni centrali dell’IPCC sono accompagnate da valutazioni più estreme, nelle quali un rapido aumento della perdita antartica potrebbe condurre a livelli marini nettamente superiori alle stime mediane nel XXI secolo e, soprattutto, nei secoli successivi. 

Rispetto al periodo 1995–2014, l’IPCC AR6 stima per il 2100 un aumento medio globale probabilmente compreso tra 0,28 e 0,55 metri nello scenario di emissioni molto basse SSP1-1.9 e tra 0,63 e 1,01 metri nello scenario di emissioni molto elevate SSP5-8.5. Per il 2150, gli intervalli probabili salgono rispettivamente a circa 0,37–0,86 metri e 0,98–1,88 metri. Le differenze tra gli scenari diventano quindi progressivamente più ampie dopo la metà del secolo, quando gli effetti cumulativi delle emissioni e la risposta delle calotte glaciali assumono un ruolo maggiore. Valori più elevati non possono essere completamente esclusi qualora si attivassero processi di instabilità glaciale più rapidi rispetto a quelli rappresentati dalle proiezioni a confidenza media. 

Il livello del mare osservato lungo una costa non coincide necessariamente con la media globale. Occorre infatti distinguere tra livello marino assoluto, misurato rispetto al centro della Terra, e livello marino relativo, determinato dal rapporto tra la superficie dell’acqua e il terreno costiero. Quest’ultimo è la variabile maggiormente rilevante per le popolazioni e le infrastrutture, poiché può aumentare sia quando il mare sale sia quando la terra si abbassa. Subsidenza naturale, compattazione dei sedimenti, estrazione di acqua e idrocarburi, attività tettonica e aggiustamento isostatico glaciale possono amplificare o, localmente, attenuare l’innalzamento oceanico. Due località soggette allo stesso aumento assoluto del mare possono pertanto sperimentare variazioni relative molto differenti. Le analisi regionali devono integrare altimetria satellitare, mareografi, misure GPS e modelli geofisici per separare il movimento dell’oceano da quello della superficie terrestre. 

La distribuzione regionale dell’innalzamento è influenzata anche dai cosiddetti “fingerprint”, o impronte gravitazionali, prodotti dalla perdita delle calotte glaciali. Una grande massa di ghiaccio esercita un’attrazione gravitazionale sulle acque oceaniche circostanti e deforma la crosta terrestre. Quando la calotta perde massa, tale attrazione diminuisce, il terreno sottostante tende a sollevarsi e l’acqua viene ridistribuita verso regioni più lontane. Di conseguenza, la fusione della Groenlandia produce un innalzamento relativamente ridotto nelle sue vicinanze e maggiore in molte aree dell’emisfero meridionale; la perdita antartica genera invece una risposta più pronunciata in numerose coste dell’emisfero settentrionale. La combinazione di queste impronte, dell’espansione termica, della circolazione oceanica e dei movimenti verticali del terreno determina differenze regionali dell’ordine di alcuni decimetri rispetto alla media globale. 

Nel Mediterraneo, l’evoluzione storica del livello marino è stata condizionata sia dalle forzanti globali sia dalla natura semichiusa del bacino. Calafat et al. hanno ricostruito un cambiamento significativo nel ritmo di crescita: il tasso medio mediterraneo sarebbe passato da circa −0,3 millimetri all’anno nel periodo 1960–1989 a circa 3,6 millimetri all’anno nel periodo 2000–2018. Tale accelerazione riflette il contributo combinato dell’espansione termica, dell’aumento della massa oceanica e della variabilità della circolazione. Le oscillazioni della pressione atmosferica, dei venti, degli scambi attraverso lo Stretto di Gibilterra e delle proprietà termoaline possono temporaneamente rafforzare o mascherare la tendenza climatica, ma non eliminano il segnale crescente associato al riscaldamento globale. 

Il Mediterraneo non è un bacino isolato dal livello globale: comunica con l’Atlantico attraverso lo Stretto di Gibilterra e il suo livello medio deve adattarsi, nel lungo periodo, all’aumento dell’oceano esterno. Tuttavia, la geometria dello stretto, la circolazione interna, l’evaporazione molto elevata, gli apporti fluviali e le differenze di densità producono una risposta regionale specifica. Proiezioni ad alta risoluzione indicano che l’aumento medio relativo del Mediterraneo potrebbe risultare leggermente inferiore alla media globale, ma la variabilità locale lungo le coste potrebbe essere molto ampia, soprattutto per effetto della subsidenza o del sollevamento del terreno. Una recente regionalizzazione stima una crescita mediterranea mediamente inferiore di circa il 4–12% rispetto alla media globale per il diverso contributo delle masse glaciali e del 6–15% rispetto al vicino Atlantico per gli aggiustamenti dinamici del bacino; queste differenze medie non impediscono però che alcune coste sperimentino un aumento relativo superiore alla media a causa dei movimenti verticali locali. 

Per il Mediterraneo nel suo complesso, l’IPCC indica un aumento probabile compreso approssimativamente tra 0,15 e 0,33 metri entro il 2050 rispetto al periodo 1995–2014. Entro il 2100, la crescita potrebbe raggiungere circa 0,3–0,6 metri negli scenari a emissioni molto basse e 0,6–1,1 metri nello scenario di emissioni molto elevate. L’ampiezza dell’intervallo riflette le incertezze relative alle emissioni future, alla risposta delle calotte glaciali e ai processi regionali. Il fatto che la fascia superiore superi il metro non implica che ogni tratto costiero mediterraneo sperimenterà lo stesso innalzamento, ma indica che la pianificazione delle infrastrutture con una vita utile pluridecennale deve considerare scenari sensibilmente più elevati rispetto alla semplice prosecuzione lineare delle tendenze osservate nel passato. 

Il Mediterraneo orientale presenta una notevole eterogeneità geologica e oceanografica. Le coste della Grecia e della Turchia sono caratterizzate da intensa attività tettonica, mentre ampie pianure deltizie dell’Egitto e del Levante sono costituite da sedimenti giovani e comprimibili. Le oscillazioni verticali della crosta possono localmente modificare il livello relativo con velocità paragonabili o superiori alla componente oceanica. Nelle regioni subsidenti, pochi millimetri annui di abbassamento del terreno si sommano all’innalzamento del mare, determinando una crescita relativa molto più rapida; nelle aree in sollevamento, invece, parte del segnale può essere temporaneamente compensata. Questa complessità rende insufficiente l’utilizzo di un unico valore medio per la valutazione del rischio e richiede analisi specifiche per città, porti, delta e zone umide. 

Una delle aree maggiormente esposte è il delta del Nilo, caratterizzato da bassissime elevazioni, elevata densità demografica, intensa attività agricola e diffusa subsidenza. La costruzione di dighe a monte ha ridotto il trasporto di sedimenti verso la costa, limitando la capacità naturale del delta di compensare erosione e innalzamento marino. L’estrazione di acqua sotterranea e la compattazione dei sedimenti possono aggravare ulteriormente l’abbassamento del terreno. Studi comparativi sulla vulnerabilità delle coste nordafricane hanno rilevato tassi relativi particolarmente elevati lungo il settore nordorientale dell’Egitto e hanno identificato le spiagge sabbiose e le pianure deltizie come sistemi altamente sensibili all’erosione, alla sommersione e alle inondazioni marine. 

L’innalzamento del livello medio non deve essere interpretato soltanto in termini di perdita permanente di territorio. Il primo effetto percepibile in molte località consiste nell’aumento della frequenza delle inondazioni temporanee durante maree, tempeste e condizioni meteorologiche avverse. Quando il livello di base si innalza, una mareggiata della stessa intensità del passato parte da una quota superiore e può superare più facilmente argini, dune, banchine portuali e sistemi di drenaggio. Studi statistici mostrano che anche incrementi compresi tra pochi centimetri e un decimetro possono moltiplicare la probabilità di superamento delle soglie critiche nelle coste in cui la variabilità naturale dei livelli estremi è relativamente contenuta. Il rischio può quindi crescere in modo non lineare: un aumento apparentemente modesto del livello medio può trasformare un evento raro in un’inondazione ricorrente. 

Le conseguenze diventano ancora più gravi quando diversi fattori agiscono simultaneamente. Le inondazioni costiere composte possono derivare dalla coincidenza tra mareggiata, onde, piogge intense, piena fluviale e difficoltà di drenaggio. Un livello marino elevato ostacola il deflusso delle acque piovane e fluviali verso il mare, producendo un effetto di rigurgito che può estendere l’allagamento nell’entroterra. Nelle città costiere fortemente urbanizzate, l’impermeabilizzazione del suolo e la capacità limitata delle reti fognarie amplificano ulteriormente il problema. Le proiezioni del rischio devono pertanto evitare di sommare separatamente le diverse componenti e rappresentare invece le loro interazioni, poiché la combinazione di eventi moderati può generare danni paragonabili o superiori a quelli prodotti da un singolo estremo eccezionale. 

L’erosione costiera costituisce un’altra conseguenza fondamentale. Le spiagge e le barriere sabbiose non sono strutture statiche, ma sistemi dinamici che si adattano continuamente al moto ondoso, alle correnti e all’apporto di sedimenti. Un livello marino più elevato consente alle onde di raggiungere porzioni della costa precedentemente protette, favorendo l’arretramento della linea di riva. La costruzione di porti, dighe e opere rigide, insieme alla riduzione dei sedimenti fluviali, può interrompere il trasporto naturale lungo costa e aggravare l’erosione. Le difese locali possono proteggere un tratto urbano, ma talvolta trasferiscono il problema verso le zone adiacenti o determinano la perdita della spiaggia posta davanti all’opera. L’innalzamento deve quindi essere considerato insieme al bilancio sedimentario, alle onde e alle trasformazioni antropiche della fascia costiera. 

Le falde acquifere costiere rappresentano una delle risorse più vulnerabili dell’EMME. In condizioni naturali, l’acqua dolce sotterranea esercita una pressione che limita la penetrazione dell’acqua marina. L’innalzamento del mare aumenta il carico idraulico sul margine costiero e può spostare verso l’interno l’interfaccia tra acqua dolce e salata. Il fenomeno è particolarmente grave quando il livello della falda viene abbassato dall’estrazione per usi civili, agricoli o turistici, perché la riduzione della pressione dell’acqua dolce facilita l’intrusione marina. L’acquifero può salinizzarsi ben prima che il territorio venga fisicamente sommerso, compromettendo pozzi situati anche a distanza dalla linea di costa. Le caratteristiche geologiche, la permeabilità, la ricarica meteorica e la distribuzione dei prelievi determinano l’intensità e la velocità del processo. 

Nel Mediterraneo orientale, l’intrusione salina si combina con una situazione idrica già critica, segnata da precipitazioni irregolari, frequenti siccità, forte domanda irrigua e sovrasfruttamento delle falde. L’aumento delle temperature accresce il fabbisogno idrico delle colture, mentre una possibile riduzione della ricarica limita la quantità di acqua dolce disponibile per contrastare la penetrazione marina. L’innalzamento del livello del mare non agisce pertanto isolatamente, ma rafforza gli effetti dell’aridificazione e della gestione insostenibile delle risorse. La salinizzazione può rendere l’acqua inadatta al consumo, danneggiare le colture sensibili, deteriorare la struttura dei suoli e richiedere costosi interventi di trattamento o la ricerca di fonti alternative. 

Anche le aree agricole costiere possono essere danneggiate dalla deposizione di sali durante le inondazioni marine e dalla risalita della falda salmastra. Nei suoli scarsamente drenati, l’evaporazione richiama l’acqua verso la superficie e concentra i sali nello strato esplorato dalle radici. La produttività può diminuire anche in assenza di una sommersione permanente, soprattutto nelle pianure deltizie e nelle zone irrigue. Gli effetti risultano particolarmente problematici nell’EMME, dove numerosi sistemi agricoli intensivi sono concentrati proprio lungo le coste e i delta, in prossimità di fonti d’acqua vulnerabili e di centri urbani in espansione. La perdita di terreni produttivi potrebbe aumentare la competizione tra agricoltura, approvvigionamento urbano, ecosistemi e industria. 

Il patrimonio culturale mediterraneo presenta una vulnerabilità eccezionale, dovuta alla concentrazione lungo le coste di città storiche, porti antichi, siti archeologici e monumenti costruiti in stretta relazione con il mare. Reimann et al. hanno analizzato 49 siti culturali UNESCO situati in aree costiere mediterranee a bassa quota, rilevando che 37 risultavano già esposti a inondazioni associate a un evento centennale e 42 al rischio di erosione. Secondo le loro simulazioni, entro il 2100 il rischio medio di inondazione potrebbe aumentare del 50% e quello di erosione del 13%, con incrementi molto superiori in alcuni siti specifici. Questi valori mostrano che l’impatto non riguarda soltanto la conservazione fisica dei monumenti, ma anche l’identità culturale, il turismo, le economie locali e la memoria storica delle comunità costiere. 

Il Golfo Persico-Arabico costituisce un caso distinto dal Mediterraneo. Si tratta di un bacino poco profondo, semichiuso e collegato al Mare di Oman attraverso lo stretto di Hormuz. Lungo le sue coste si concentrano grandi città, porti commerciali, terminal petroliferi, raffinerie, impianti di desalinizzazione, aeroporti e infrastrutture energetiche di importanza internazionale. L’elevata urbanizzazione di aree pianeggianti, la presenza di isole artificiali e la frequente costruzione a pochi metri dal livello marino producono una forte esposizione, anche quando l’incremento medio del mare non differisce drasticamente da quello globale. Le valutazioni regionali devono inoltre considerare la subsidenza associata alla compattazione dei terreni, alle bonifiche costiere e all’estrazione di fluidi sotterranei. 

La ridotta profondità del Golfo non lo protegge dall’innalzamento; al contrario, può rendere vaste zone costiere sensibili a incrementi relativamente modesti del livello medio. Le piane tidali, le sabkha, le lagune e le zone umide costiere sono caratterizzate da gradienti topografici minimi, per cui l’acqua può penetrare orizzontalmente per distanze considerevoli. L’alterazione o la perdita di questi ambienti riduce anche la protezione naturale dalle onde e dalle inondazioni. Nelle aree urbane e industriali, la presenza di opere rigide limita la migrazione verso l’interno degli ecosistemi costieri, producendo il cosiddetto coastal squeeze, nel quale habitat come mangrovie, paludi salmastre e piane intertidali rimangono compressi tra il mare crescente e le infrastrutture. Studi sulle strategie di protezione mostrano che la conservazione e il ripristino degli ecosistemi possono ridurre il rischio di allagamento quando vengono integrati con opere ingegneristiche tradizionali. 

Nel Golfo, il rischio è strettamente collegato anche alla sicurezza energetica e idrica. Molti impianti di produzione, trasformazione ed esportazione degli idrocarburi sono collocati sulla costa per ragioni logistiche e possono essere esposti a inondazioni, erosione, corrosione salina e interruzioni operative. Gli impianti di desalinizzazione, fondamentali per l’approvvigionamento idrico degli Stati della regione, dipendono da strutture di presa e scarico situate direttamente in mare. L’innalzamento del livello, le mareggiate e i cambiamenti delle condizioni marine possono richiedere l’adeguamento di banchine, pompe, condotte e sistemi elettrici. La concentrazione delle infrastrutture critiche in una fascia molto ristretta rende il rischio potenzialmente sistemico: il danneggiamento di pochi nodi può propagarsi alle reti di energia, acqua, trasporto e commercio internazionale. 

Il Mar Rosso presenta a sua volta caratteristiche peculiari. È un bacino stretto e allungato, collegato all’Oceano Indiano attraverso lo stretto di Bab el-Mandeb e caratterizzato da elevate temperature, forte evaporazione e limitati apporti fluviali. Le variazioni del suo livello dipendono dall’aumento della massa oceanica globale, dall’espansione termica regionale, dalla circolazione attraverso lo stretto e dalla variabilità dei venti monsonici. Lungo le coste si trovano città portuali, infrastrutture turistiche, barriere coralline, mangrovie, piane costiere e siti archeologici. Nel Golfo di Aqaba, all’estremità settentrionale del Mar Rosso, le osservazioni mostrano un riscaldamento che interessa non soltanto la superficie, ma anche gli strati profondi, associato alla diminuzione degli episodi invernali di rimescolamento profondo e all’advezione di calore dalle parti meridionali del bacino. Sebbene il riscaldamento dell’acqua non possa essere tradotto automaticamente in un unico valore locale di innalzamento, esso conferma l’importanza della componente termosterica nella futura evoluzione regionale. 

Gli ecosistemi costieri dell’EMME possono rispondere all’innalzamento migrando verso l’interno, accumulando sedimenti o modificando la propria struttura. Tuttavia, tale capacità è spesso ostacolata dall’urbanizzazione, dalle strade, dagli argini e dall’alterazione degli apporti sedimentari. Zone umide, lagune e paludi salmastre svolgono funzioni ecologiche e protettive essenziali: attenuano le onde, immagazzinano carbonio, ospitano specie migratrici e costituiscono aree di riproduzione per numerosi organismi. La loro perdita aumenterebbe contemporaneamente la vulnerabilità delle coste e la pressione sulla biodiversità. Anche le spiagge utilizzate per il turismo o per la nidificazione delle tartarughe possono restringersi o scomparire quando l’arretramento naturale viene bloccato dalle costruzioni. 

Le barriere coralline del Mar Rosso e del Golfo Persico-Arabico possono, in linea teorica, crescere verticalmente e contribuire a mantenere la propria posizione rispetto al livello marino. Tale capacità dipende però dalla salute degli organismi costruttori e dalla velocità di accrescimento della struttura. Riscaldamento estremo, acidificazione, inquinamento, sedimentazione e sviluppo costiero possono ridurre la crescita dei coralli e compromettere la loro funzione protettiva. Se la produzione di carbonato non riesce a compensare l’aumento del livello e l’erosione biologica, la barriera può trovarsi a profondità maggiori e dissipare meno efficacemente l’energia delle onde. L’innalzamento marino si inserisce quindi in un insieme di pressioni cumulative che includono il riscaldamento delle acque, le ondate di calore marine e le trasformazioni dirette degli habitat. 

Le infrastrutture portuali sono progettate sulla base di livelli di riferimento, altezze d’onda e periodi di ritorno calcolati dalle osservazioni storiche. L’aumento del livello medio modifica tali condizioni di progetto e può ridurre il margine di sicurezza di moli, frangiflutti, piazzali, depositi e reti elettriche. Anche quando le opere non vengono permanentemente sommerse, possono crescere l’overtopping delle dighe, la corrosione, il danneggiamento da onde e le interruzioni operative. Porti come Alessandria, Beirut, Haifa, Smirne, Il Pireo, Aqaba, Gedda, Dubai, Doha e Kuwait City svolgono funzioni economiche molto differenti, ma condividono la necessità di integrare scenari climatici di lungo periodo nella manutenzione e nell’espansione delle infrastrutture. Le difese progettate esclusivamente sulla base del livello medio atteso rischiano inoltre di sottovalutare la combinazione con maree meteorologiche, onde e precipitazioni estreme. 

L’adattamento può seguire quattro strategie generali: protezione, accomodamento, avanzamento artificiale della linea costiera e arretramento pianificato. La protezione comprende dighe, barriere, rialzo delle banchine, ripascimento delle spiagge e soluzioni basate sugli ecosistemi. L’accomodamento consiste nell’adattare gli edifici e le attività alla possibilità di allagamento, per esempio elevando le strutture, impermeabilizzando gli impianti e migliorando il drenaggio. L’avanzamento attraverso bonifiche e isole artificiali può creare nuovo spazio, ma trasferisce il rischio a strutture che richiederanno protezione per tempi molto lunghi. L’arretramento pianificato sposta persone e beni lontano dalle aree non difendibili, ma pone difficili questioni sociali, economiche e culturali. Non esiste una soluzione universalmente appropriata: la scelta dipende dalla densità urbana, dal valore dei beni, dalle condizioni geomorfologiche, dalla disponibilità di sedimenti e dalla capacità economica e istituzionale. 

La protezione rigida può risultare giustificata nelle grandi città, nei porti e nei poli industriali, ma comporta costi elevati e può creare una dipendenza crescente dalla manutenzione. Ogni ulteriore innalzamento richiede opere più alte, pompe più potenti e sistemi di drenaggio più complessi. Inoltre, una diga riduce il rischio soltanto fino al livello per il quale è stata progettata; il superamento o il cedimento possono produrre danni particolarmente gravi perché l’urbanizzazione tende a continuare nelle aree considerate protette. Le soluzioni basate sulla natura, come il ripristino di zone umide, dune e mangrovie, possono attenuare onde e correnti e fornire benefici ecologici, ma richiedono spazio e non sono sufficienti da sole in tutti i contesti. Un’efficace strategia costiera deve pertanto combinare infrastrutture, ecosistemi, pianificazione territoriale e sistemi di allerta. 

L’incertezza delle proiezioni non costituisce una ragione per rinviare l’adattamento. Essa richiede piuttosto approcci flessibili e progressivi, capaci di essere aggiornati quando emergono nuove osservazioni. Le infrastrutture possono essere progettate in modo modulare, predisponendo fondazioni e spazi che consentano un successivo rialzo. Le decisioni possono essere collegate a soglie osservabili, come il raggiungimento di un determinato livello relativo, una frequenza critica di allagamento o un aumento della salinità della falda. Questa impostazione, nota come adaptive pathways, evita sia di sovradimensionare immediatamente tutte le opere sia di rimanere intrappolati in soluzioni insufficienti. Il monitoraggio continuo mediante mareografi, satelliti, GPS, pozzi costieri e rilievi topografici costituisce quindi una parte essenziale della politica di adattamento.

La mitigazione delle emissioni rimane comunque determinante. Gran parte dell’innalzamento previsto entro la metà del secolo è simile nei diversi scenari a causa dell’inerzia del sistema, ma dopo il 2050 le traiettorie divergono considerevolmente. Ridurre il riscaldamento non impedisce ogni aumento del livello marino, ma ne rallenta la velocità, limita la quota raggiunta nel 2100 e riduce in modo sostanziale l’impegno per i secoli successivi. Una crescita più lenta concede più tempo per adeguare infrastrutture, proteggere le falde, ripristinare ecosistemi e pianificare eventuali trasferimenti. Al contrario, un innalzamento rapido può superare la capacità tecnica, economica e istituzionale delle comunità costiere di adattarsi. 

Nel complesso, l’innalzamento regionale del livello del mare nell’EMME deve essere interpretato come il risultato dell’interazione tra un segnale climatico globale e una serie di fattori locali. L’espansione termica e la fusione dei ghiacci determinano l’aumento di fondo, mentre circolazione oceanica, gravità, deformazione della crosta, subsidenza, tettonica, maree, onde e bilancio sedimentario stabiliscono come tale aumento venga sperimentato in ciascuna località. Nel Mediterraneo orientale, la vulnerabilità è elevata nei delta, nelle pianure costiere, nelle falde intensamente sfruttate e nei siti culturali; nel Golfo Persico-Arabico, il rischio è amplificato dalla concentrazione di città e infrastrutture energetiche lungo coste basse; nel Mar Rosso, l’innalzamento interagisce con ecosistemi marini sensibili, porti strategici e un’intensa espansione turistica. Non è quindi sufficiente conoscere la media globale: la gestione del rischio richiede proiezioni relative ad alta risoluzione e una valutazione integrata dell’esposizione, della vulnerabilità e della capacità di adattamento.

Il principale messaggio scientifico è che anche variazioni dell’ordine di alcuni decimetri possono produrre trasformazioni molto superiori a quanto suggerito dal semplice valore verticale dell’innalzamento. Il mare più alto penetra più facilmente nell’entroterra, accelera l’erosione, aumenta la frequenza delle inondazioni, ostacola il drenaggio, salinizza le falde e riduce il margine di sicurezza delle infrastrutture. Poiché il fenomeno continuerà per secoli, le decisioni adottate oggi sulla localizzazione di edifici, porti, impianti industriali e opere di protezione influenzeranno la vulnerabilità di molte generazioni future. La forte riduzione delle emissioni e l’adattamento costiero non rappresentano pertanto strategie alternative, ma componenti complementari: la prima limita l’entità del cambiamento, mentre il secondo affronta la quota di innalzamento che non è ormai più possibile evitare.

Tabella 1 – Proiezioni dell’innalzamento medio del livello del mare nel Mediterraneo, nel Mar Rosso e nel Golfo Persico-Arabico

La Tabella 1 sintetizza le proiezioni dell’innalzamento medio del livello del mare per due grandi settori marittimi della regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente: il Mar Mediterraneo e i mari che circondano la Penisola Arabica, rappresentati congiuntamente dal Mar Rosso e dal Golfo Persico-Arabico. I valori, espressi in metri, sono riferiti al livello medio del periodo 1995–2014 e derivano dalla mediana dell’insieme delle proiezioni climatiche CMIP6 riportate nell’Atlante interattivo del Sesto rapporto di valutazione dell’IPCC. La scelta di un periodo di riferimento relativamente recente è importante, poiché tutti i valori della tabella indicano un aumento aggiuntivo rispetto alle condizioni medie del 1995–2014 e non rispetto all’epoca preindustriale o all’inizio del XX secolo. Il livello marino effettivamente raggiunto alla fine del secolo sarà quindi superiore anche per effetto dell’innalzamento già verificatosi prima del periodo assunto come riferimento. La tabella costituisce una sintesi regionale dell’analisi presentata da Zittis et al., nella quale il livello del mare è considerato insieme agli altri principali fattori di rischio climatico dell’EMME. 

Le proiezioni sono organizzate secondo tre orizzonti temporali: il breve termine, corrispondente al periodo 2021–2040; il medio termine, riferito al 2041–2060; e il lungo termine, rappresentato dal ventennio 2081–2100. Questa suddivisione permette di osservare non soltanto la crescita progressiva del livello marino, ma anche il momento in cui le differenze tra i percorsi emissivi iniziano a diventare sostanziali. I due scenari considerati sono SSP1-2.6 e SSP5-8.5. SSP1-2.6 descrive un percorso nel quale le emissioni vengono ridotte rapidamente e la forzante radiativa si stabilizza su livelli relativamente bassi; SSP5-8.5 rappresenta invece un futuro caratterizzato da emissioni molto elevate e da un intenso riscaldamento globale. Nell’interpretazione dell’IPCC, tali scenari non costituiscono previsioni certe dello sviluppo economico e politico mondiale, ma traiettorie esplorative utilizzate per valutare la risposta del sistema climatico a differenti quantità cumulative di gas serra. 

Per ogni combinazione di bacino, periodo e scenario, la tabella riporta una mediana e, tra parentesi, il 5º e il 95º percentile. La mediana rappresenta il valore centrale dell’insieme delle proiezioni: metà delle stime si colloca al di sotto e metà al di sopra di essa. L’intervallo tra il 5º e il 95º percentile racchiude invece il 90% centrale della distribuzione utilizzata dagli autori e restituisce una misura dell’incertezza. Esso non deve essere interpretato come un semplice margine di errore strumentale, né come la garanzia che il livello marino futuro rimarrà necessariamente entro quei limiti. L’ampiezza dell’intervallo riflette l’incertezza relativa alla sensibilità climatica, all’assorbimento di calore da parte degli oceani, alla risposta dei ghiacciai e delle calotte polari, alla dinamica oceanica e, soprattutto sul lungo periodo, all’evoluzione delle emissioni antropogeniche. L’IPCC sottolinea inoltre che alcuni processi glaciali a bassa probabilità ma ad alto impatto, in particolare quelli associati all’Antartide, possono produrre valori superiori agli intervalli centrali delle proiezioni. 

Nel breve termine, tra il 2021 e il 2040, la tabella indica per il Mediterraneo un aumento mediano di 0,1 metri sia nello scenario SSP1-2.6 sia in SSP5-8.5. In entrambi i casi, l’intervallo riportato si estende da 0 a 0,2 metri. Per il Mar Rosso e il Golfo Persico-Arabico, la mediana è ugualmente pari a 0,1 metri: l’intervallo è compreso tra 0 e 0,2 metri sotto SSP1-2.6 e tra 0,1 e 0,2 metri sotto SSP5-8.5. In termini più immediati, i dati indicano che nel primo ventennio considerato l’innalzamento regionale atteso è dell’ordine di 10 centimetri, con una differenza praticamente nulla tra lo scenario di forte mitigazione e quello di emissioni molto elevate.

Questa sostanziale sovrapposizione delle proiezioni di breve periodo è una conseguenza dell’inerzia del sistema climatico. L’oceano ha già assorbito una grande quantità del calore in eccesso prodotto dalle attività umane, mentre ghiacciai e calotte glaciali stanno ancora reagendo al riscaldamento verificatosi nei decenni precedenti. L’acqua marina continua pertanto a espandersi e il ghiaccio continentale continua a perdere massa anche nel caso in cui le emissioni vengano ridotte rapidamente. Secondo l’IPCC, entro il 2050 è atteso un ulteriore innalzamento medio globale dell’ordine di 10–25 centimetri, con differenze ancora relativamente limitate tra gli scenari. La mitigazione non è quindi in grado di eliminare l’aumento già impegnato per i prossimi decenni, ma può modificarne in modo decisivo l’accelerazione successiva. 

Nel periodo intermedio 2041–2060, la mediana mediterranea raggiunge 0,2 metri sotto SSP1-2.6, con un intervallo compreso tra 0,1 e 0,4 metri. Nello scenario SSP5-8.5 essa sale a 0,3 metri, mentre l’intervallo rimane compreso tra 0,1 e 0,4 metri. Nel Mediterraneo emerge quindi già intorno alla metà del secolo una differenza mediana di circa 0,1 metri tra i due percorsi, equivalente a 10 centimetri. La parziale sovrapposizione degli intervalli indica tuttavia che, a questa distanza temporale, la variabilità interna e le incertezze relative alla risposta oceanica e criosferica continuano a essere rilevanti.

Per il Mar Rosso e il Golfo, nel 2041–2060 la mediana è pari a 0,2 metri in entrambi gli scenari. Sotto SSP1-2.6 l’intervallo si estende da 0,1 a 0,3 metri, mentre sotto SSP5-8.5 raggiunge superiormente 0,4 metri. Anche se la stima centrale è identica, la distribuzione dello scenario ad alte emissioni ammette dunque valori più elevati. Questa situazione dimostra perché la sola mediana non esaurisca l’informazione contenuta nella tabella: due scenari possono condividere lo stesso valore centrale ma differire nella probabilità assegnata agli esiti più estremi.

La divergenza diviene molto più evidente nel lungo periodo. Per il Mediterraneo, nel 2081–2100 lo scenario SSP1-2.6 produce una mediana di 0,4 metri, con valori compresi tra 0,2 e 0,7 metri. Nello scenario SSP5-8.5, la mediana raggiunge invece 0,7 metri e l’intervallo si estende da 0,4 a 1 metro. La differenza tra le due mediane è quindi di 0,3 metri: alla fine del secolo l’innalzamento centrale previsto sotto emissioni molto elevate risulta superiore di circa il 75% rispetto a quello associato allo scenario di mitigazione. Inoltre, il limite inferiore dell’intervallo SSP5-8.5, pari a 0,4 metri, coincide con la mediana dello scenario SSP1-2.6. Ciò significa che un aumento considerato centrale nel percorso a basse emissioni rappresenta soltanto il margine inferiore della distribuzione nello scenario ad alte emissioni.

Per il Mar Rosso e il Golfo Persico-Arabico, nel 2081–2100 la mediana è di 0,4 metri sotto SSP1-2.6, con un intervallo compreso tra 0,2 e 0,6 metri. Sotto SSP5-8.5 la mediana raggiunge 0,6 metri, mentre l’intervallo si estende da 0,4 a 1 metro. La differenza tra i valori centrali è quindi di 0,2 metri, equivalente a un incremento del 50% rispetto alla mediana dello scenario a basse emissioni. Anche in questo caso, il valore inferiore dell’intervallo SSP5-8.5 coincide con la mediana di SSP1-2.6, mostrando quanto le future emissioni modifichino la distribuzione delle possibili condizioni costiere.

Il confronto tra i due bacini indica che le proiezioni sono molto simili nel breve periodo e sotto SSP1-2.6. Alla fine del secolo, entrambi presentano infatti una mediana di 0,4 metri nello scenario di mitigazione. Sotto SSP5-8.5, invece, il Mediterraneo raggiunge una mediana di 0,7 metri, leggermente superiore agli 0,6 metri attribuiti congiuntamente al Mar Rosso e al Golfo. La differenza di 0,1 metri non deve però essere interpretata come valida per ogni tratto costiero: i numeri rappresentano medie su bacini molto estesi e mascherano una considerevole variabilità geografica. L’IPCC mostra che il livello marino regionale è determinato dall’interazione tra espansione termica, variazioni della circolazione, redistribuzione della massa oceanica, cambiamenti gravitazionali connessi alla fusione dei ghiacci e movimenti verticali della crosta terrestre. 

L’innalzamento globale del mare deriva innanzitutto dalla componente termosterica, cioè dall’espansione dell’acqua marina quando la sua temperatura aumenta, e dalla componente baristatica, prodotta dall’aggiunta di acqua proveniente dai ghiacciai, dalle calotte glaciali e dalle riserve idriche continentali. L’espansione termica contribuisce alla media globale, mentre le variazioni di salinità modificano soprattutto la distribuzione regionale del livello marino. La fusione del ghiaccio marino galleggiante non produce un aumento diretto significativo, mentre la perdita di ghiaccio situato sulla terraferma trasferisce nuova acqua agli oceani. Le calotte della Groenlandia e dell’Antartide costituiscono i maggiori serbatoi di acqua congelata e rappresentano pertanto le componenti con il più grande potenziale di innalzamento sul lungo termine. 

La crescita dell’incertezza tra il breve e il lungo periodo, evidente nella Tabella 1, deriva soprattutto dalla progressiva importanza delle calotte glaciali. I ghiacciai montani rispondono relativamente rapidamente al riscaldamento, ma contengono una quantità di ghiaccio limitata rispetto alla Groenlandia e all’Antartide. La risposta antartica è particolarmente difficile da rappresentare, perché dipende dall’interazione tra ghiaccio, oceano, piattaforme galleggianti e geometria del substrato roccioso. L’assottigliamento delle piattaforme può ridurre il sostegno esercitato sui ghiacciai interni e accelerarne il flusso verso il mare. L’IPCC attribuisce una parte importante dell’incertezza superiore delle proiezioni proprio ai processi di instabilità delle calotte marine, i quali potrebbero diventare dominanti nei secoli successivi al 2100. 

Le differenze relativamente contenute tra SSP1-2.6 e SSP5-8.5 fino alla metà del secolo e la loro netta separazione nel periodo 2081–2100 costituiscono uno dei messaggi centrali della tabella. La riduzione delle emissioni non annulla l’innalzamento, ma ne limita l’accelerazione. Nel Mediterraneo, la mitigazione riduce la mediana di fine secolo da 0,7 a 0,4 metri; nel Mar Rosso e nel Golfo, da 0,6 a 0,4 metri. Questi 20–30 centimetri evitati rappresentano una differenza considerevole per le coste, poiché l’impatto non cresce linearmente con il livello medio: un mare più alto permette a maree, onde e mareggiate di raggiungere quote e distanze maggiori, aumentando in modo sproporzionato la frequenza con cui vengono superate le soglie di allagamento.

L’IPCC rileva che il cambiamento del livello relativo del mare è stato il principale fattore responsabile della variazione degli estremi costieri osservati nel XX secolo e sarà il principale motore dell’aumento della loro frequenza nel XXI secolo. In numerose località, eventi estremi che in passato presentavano una probabilità annua dell’1%, corrispondente approssimativamente a un periodo di ritorno di cento anni, potrebbero verificarsi molto più frequentemente. Anche qualora l’intensità delle tempeste non aumentasse, il sollevamento del livello medio sposterebbe verso l’alto l’intera distribuzione degli estremi. Le proiezioni globali mostrano che eventi costieri storicamente centennali potrebbero diventare annuali in una parte crescente delle coste entro la fine del secolo. 

Nel Mediterraneo gli impatti non saranno omogenei. Le coste rocciose e alte risponderanno diversamente dalle spiagge sabbiose, dalle lagune e dalle pianure deltizie. Le zone basse del delta del Nilo sono particolarmente vulnerabili perché l’innalzamento oceanico può sommarsi alla subsidenza, alla compattazione dei sedimenti, alla riduzione degli apporti fluviali e all’estrazione delle acque sotterranee. Nei delta, il livello marino relativo può quindi crescere più rapidamente della media del bacino. L’IPCC identifica proprio le aree deltizie mediterranee come territori nei quali, oltre il 2100, il continuo innalzamento potrebbe rendere necessario un arretramento pianificato, soprattutto qualora le difese non possano essere ulteriormente elevate o mantenute. 

Le spiagge mediterranee sono esposte all’arretramento della linea di costa perché un livello marino più alto consente alle onde di agire più internamente e modifica l’equilibrio sedimentario del litorale. Tuttavia, non è possibile trasformare automaticamente un aumento verticale di 40 o 70 centimetri in una distanza uniforme di erosione, poiché la risposta dipende dalla pendenza, dalla granulometria, dall’apporto di sedimenti, dalle opere portuali, dai frangiflutti, dalle correnti e dalla capacità della spiaggia di migrare verso l’entroterra. L’urbanizzazione costiera può impedire tale migrazione e produrre una compressione tra il mare crescente e le infrastrutture, con perdita progressiva della spiaggia anche in assenza di sommersione permanente. L’IPCC valuta con elevata confidenza un aumento futuro dei livelli estremi, delle inondazioni e dell’arretramento delle coste sabbiose in numerosi settori europei. 

Un altro effetto rilevante è la salinizzazione delle falde costiere. Il mare più alto aumenta il carico idraulico sul margine dell’acquifero e può favorire lo spostamento verso terra dell’acqua salata. Il fenomeno è amplificato quando i prelievi per irrigazione, industria e consumo urbano abbassano il livello della falda dolce, riducendo la sua capacità di contrastare l’intrusione marina. Gli studi globali mostrano che l’innalzamento del mare può compromettere una parte significativa delle risorse idriche sotterranee utilizzate dalle popolazioni costiere, ma sottolineano anche che l’intensità dell’impatto dipende fortemente dal pompaggio, dalla ricarica, dalla geologia e dalla permeabilità locale. L’innalzamento non costituisce quindi l’unica causa della salinizzazione, ma agisce insieme allo sfruttamento eccessivo e alla diminuzione della ricarica in un clima più arido. 

Nel Mediterraneo orientale questo rischio assume particolare gravità perché molte falde costiere sono già intensamente utilizzate e la futura riduzione delle precipitazioni può diminuire la ricarica naturale. La contaminazione salina può rendere l’acqua inadatta al consumo umano e all’irrigazione, aumentare i costi di trattamento e favorire l’accumulo di sali nei terreni agricoli. Gli effetti possono manifestarsi molto prima della sommersione fisica del territorio, attraverso l’aumento della salinità dei pozzi e la risalita della falda. Gli studi condotti sugli acquiferi egiziani mostrano che l’aumento dei prelievi può produrre un forte avanzamento dell’intrusione e che la gestione della domanda idrica è una componente essenziale dell’adattamento, insieme alla ricarica artificiale e al controllo dei pompaggi. 

Nei mari circostanti la Penisola Arabica, i valori della tabella devono essere letti alla luce dell’elevata concentrazione di infrastrutture lungo coste molto basse. Nel Golfo Persico-Arabico, grandi città, porti, aeroporti, impianti energetici, raffinerie e sistemi di desalinizzazione sono spesso collocati a pochi metri sopra il livello del mare. La mediana di 0,4 metri sotto SSP1-2.6 e di 0,6 metri sotto SSP5-8.5 non rappresenta quindi soltanto un cambiamento ambientale, ma una minaccia per reti essenziali all’approvvigionamento idrico ed energetico regionale. Uno studio relativo alla costa del Qatar ha rilevato una forte esposizione delle unità residenziali di distribuzione elettrica e degli impianti di generazione situati vicino al litorale, mostrando come anche livelli moderati di innalzamento possano facilitare la propagazione delle mareggiate verso infrastrutture critiche. 

Il Golfo è poco profondo e presenta ampie piane costiere con gradienti topografici molto ridotti. In tali condizioni, un incremento verticale di alcune decine di centimetri può tradursi in una penetrazione orizzontale considerevole, soprattutto nelle zone prive di difese. I valori medi della Tabella 1 non incorporano automaticamente la subsidenza prodotta dalla compattazione dei sedimenti, dalle bonifiche, dal peso delle costruzioni o dall’estrazione di fluidi sotterranei. Qualora il terreno si abbassi, il livello relativo sperimentato localmente sarà superiore a quello indicato dalla sola componente oceanica. Per la valutazione di città e infrastrutture è quindi necessario associare alle proiezioni climatiche misure geodetiche e satellitari dei movimenti verticali del suolo. L’IPCC precisa che proprio il livello relativo, cioè la posizione del mare rispetto alla superficie terrestre locale, è la variabile pertinente per l’analisi degli impatti e dell’adattamento. 

Nel Mar Rosso, l’innalzamento interagisce con un bacino stretto, fortemente evaporativo e collegato all’Oceano Indiano attraverso Bab el-Mandeb. Le variazioni locali possono essere influenzate dalla temperatura e dalla salinità delle acque, dalla circolazione interna, dai venti e dagli scambi con il Golfo di Aden. La media congiunta riportata per Mar Rosso e Golfo non permette di distinguere queste dinamiche, ma offre un ordine di grandezza utile per la pianificazione regionale. Le coste del Mar Rosso ospitano porti, città, strutture turistiche, zone umide, mangrovie e barriere coralline; l’aumento del livello può modificare gli habitat intertidali, intensificare l’erosione e comprimere gli ecosistemi contro le infrastrutture costiere.

Un aumento del mare non produce necessariamente effetti negativi identici su tutti gli ecosistemi. Paludi salmastre, mangrovie e piane tidali possono in parte adattarsi attraverso l’accumulo di sedimenti o la migrazione verso l’interno, ma questa capacità dipende dal tasso di crescita del livello, dalla disponibilità di sedimenti e dalla presenza di spazio libero. Strade, edifici e argini possono impedire lo spostamento naturale e generare una progressiva perdita dell’habitat. La protezione e il ripristino degli ecosistemi costieri possono contribuire a dissipare l’energia delle onde e a ridurre l’allagamento, ma non sostituiscono necessariamente le difese ingegneristiche nelle aree urbane e industriali più esposte.

La Tabella 1 non comprende direttamente le onde, le maree astronomiche, le mareggiate meteorologiche, le piene fluviali o le piogge intense. Essa descrive l’evoluzione del livello medio sul quale questi fenomeni si sovrappongono. Gli eventi più dannosi possono derivare dalla coincidenza di più componenti: un’elevata mareggiata può ostacolare il deflusso di un fiume o delle reti urbane, mentre piogge intense possono allagare le aree costiere proprio quando il mare impedisce il drenaggio. Il rischio composto è quindi superiore a quello dedotto dalla semplice somma dei fenomeni considerati separatamente. Le proiezioni globali delle mareggiate indicano che l’innalzamento del livello medio rimarrà il fattore dominante nell’aumento futuro dei livelli estremi, anche nelle regioni in cui la componente meteorologica potrebbe non intensificarsi. 

È inoltre essenziale distinguere il valore medio del bacino dalla situazione di una specifica località. Le differenze regionali derivano dalla dinamica oceanica e dalle variazioni di densità, mentre le differenze locali sono spesso dominate dai movimenti verticali del terreno e dalla geomorfologia. La fusione delle grandi calotte modifica anche il campo gravitazionale terrestre: quando una calotta perde massa, diminuisce la sua attrazione sulle acque vicine e il livello marino può aumentare maggiormente nelle regioni più lontane. La redistribuzione della massa deforma inoltre la crosta e modifica lievemente la rotazione terrestre. Questi processi generano impronte geografiche differenti per la Groenlandia, l’Antartide e i ghiacciai, producendo deviazioni regionali dell’ordine di decimetri rispetto alla media globale. 

L’ampliamento degli intervalli fino a 0,4–1 metro sotto SSP5-8.5, sia nel Mediterraneo sia nei mari della Penisola Arabica, dimostra che la pianificazione non dovrebbe basarsi unicamente sulla mediana. Un’infrastruttura progettata per durare fino alla fine del secolo deve considerare anche la parte superiore della distribuzione, soprattutto quando il suo cedimento potrebbe produrre conseguenze irreversibili. Porti, centrali, aeroporti, impianti di desalinizzazione e quartieri densamente abitati richiedono margini di sicurezza diversi da quelli applicabili a opere facilmente modificabili. L’approccio più robusto consiste nell’adottare strategie adattive, predisponendo strutture che possano essere rialzate o rafforzate progressivamente in risposta alle osservazioni effettive.

I dati mostrano anche che mitigazione e adattamento non sono intercambiabili. Nel breve termine l’adattamento è indispensabile perché circa 10 centimetri di aumento sono previsti in entrambi gli scenari. Nel lungo termine, tuttavia, la mitigazione determina se le coste dovranno confrontarsi con mediane di circa 40 centimetri oppure di 60–70 centimetri e con una fascia superiore che può raggiungere il metro. Una crescita più lenta e contenuta concede più tempo per adeguare le infrastrutture, proteggere le falde e ripristinare gli ecosistemi; una crescita rapida aumenta invece la probabilità che le capacità finanziarie, tecniche e amministrative vengano superate. Per le aree mediterranee più basse, l’IPCC osserva che un innalzamento rapido associato a una forte destabilizzazione antartica potrebbe eccedere le capacità di adattamento anche in territori dotati di elevate risorse. 

L’orizzonte temporale della tabella termina nel 2100, ma l’innalzamento non si fermerà alla fine del secolo. L’oceano profondo continuerà ad assorbire e redistribuire calore, mentre le calotte glaciali reagiranno per tempi molto lunghi. Anche il raggiungimento delle emissioni nette nulle non determinerebbe una stabilizzazione immediata del livello marino. Le scelte emissive del XXI secolo influenzeranno quindi non soltanto i 40, 60 o 70 centimetri indicati per il 2081–2100, ma anche l’innalzamento dei secoli successivi. Le proiezioni IPCC estese al 2150 mostrano una progressiva divergenza tra gli scenari e intervalli particolarmente ampi sotto emissioni elevate, soprattutto quando vengono considerati processi glaciali caratterizzati da bassa confidenza ma conseguenze potenzialmente molto grandi. 

Nel complesso, la Tabella 1 descrive un innalzamento regionale sostanzialmente inevitabile ma non predeterminato nella sua entità finale. Nel 2021–2040 il Mediterraneo, il Mar Rosso e il Golfo mostrano tutti una crescita mediana di circa 0,1 metri, indipendentemente dallo scenario. A metà secolo gli aumenti raggiungono circa 0,2–0,3 metri e cominciano a manifestare l’influenza delle emissioni. Nel 2081–2100 la divergenza diviene netta: nel Mediterraneo si passa da una mediana di 0,4 metri sotto SSP1-2.6 a 0,7 metri sotto SSP5-8.5, mentre nei mari della Penisola Arabica si passa da 0,4 a 0,6 metri. Gli intervalli superiori raggiungono rispettivamente 0,7 e 0,6 metri nello scenario di mitigazione e 1 metro in quello ad alte emissioni.

Questi numeri non devono essere letti come semplici variazioni verticali della superficie marina. Essi rappresentano un cambiamento del livello di base di tutto il sistema costiero, capace di aumentare la frequenza delle inondazioni, intensificare l’erosione, favorire l’intrusione salina, ostacolare il drenaggio delle acque continentali e ridurre la sicurezza di infrastrutture progettate sulla base del clima storico. La differenza fra 40 e 70 centimetri nel Mediterraneo, o fra 40 e 60 centimetri nei mari della Penisola Arabica, può determinare una distanza considerevole tra un rischio ancora gestibile mediante adattamento programmato e una trasformazione costiera molto più rapida, costosa e difficilmente reversibile. La tabella fornisce pertanto un’evidenza quantitativa del duplice imperativo climatico: preparare fin d’ora le coste all’innalzamento già inevitabile e ridurre le emissioni per evitare che, nella seconda metà del secolo e nei secoli successivi, il fenomeno raggiunga livelli progressivamente più difficili da governare.

4.5.1. Golfo Arabico (Persico)

Il Golfo Arabico, denominato anche Golfo Persico nella letteratura geografica e oceanografica internazionale, è un bacino subtropicale semichiuso situato approssimativamente tra 24° e 30° di latitudine nord e 48° e 57° di longitudine est. Esso costituisce una sottoprovincia biogeografica dell’Oceano Indiano nordoccidentale, con il quale comunica attraverso il ristretto Stretto di Hormuz e il successivo Mare di Oman. La sua configurazione fisica è peculiare: si tratta di un mare molto poco profondo, con una profondità media stimata, a seconda della base batimetrica e della delimitazione adottata, nell’ordine di circa 35–50 metri. Le profondità maggiori sono concentrate prevalentemente lungo il margine iraniano e nei canali prossimi allo Stretto di Hormuz, mentre lungo le coste meridionali, soprattutto tra Emirati Arabi Uniti, Qatar, Bahrain e Arabia Saudita, si estendono vastissime piattaforme poco profonde, lagune, piane tidali e ambienti di sabkha. Tale geometria conferisce al bacino una capacità termica relativamente limitata e favorisce una risposta rapida delle acque superficiali agli scambi di calore con l’atmosfera. 

Il bilancio idrologico del Golfo è dominato da un’evaporazione estremamente elevata, scarsamente compensata dalle precipitazioni e dagli apporti fluviali. L’acqua proveniente dal Mare di Oman entra generalmente attraverso lo Stretto di Hormuz negli strati superficiali, si riscalda e diviene progressivamente più salina mentre si sposta verso l’interno del bacino; successivamente, una massa d’acqua più densa e salata defluisce verso l’Oceano Indiano attraverso gli strati più profondi dello stretto. Questa configurazione viene definita circolazione estuarina inversa, poiché, diversamente da quanto avviene in un estuario classico alimentato da abbondante acqua dolce, il deflusso profondo è costituito da acqua ipersalina formatasi per evaporazione. La circolazione, il rimescolamento indotto dal vento e gli scambi attraverso Hormuz influenzano la distribuzione regionale della temperatura, della salinità, dell’ossigeno e del livello marino. 

Durante l’estate il Golfo, e in particolare il suo settore meridionale poco profondo, raggiunge alcune delle temperature marine più elevate osservate su scala planetaria. Le temperature superficiali possono superare regolarmente 35 °C nel mese di agosto e, nelle lagune costiere o durante eventi estremi, avvicinarsi ulteriormente ai limiti fisiologici di numerose specie marine. Tali valori dipendono dall’intensa radiazione solare, dalle elevate temperature dell’aria, dalla ridotta profondità, dal debole rimescolamento durante alcune fasi estive e dalla limitata possibilità di dispersione del calore verso l’oceano aperto. Il Golfo presenta tuttavia una notevole escursione stagionale: le acque settentrionali possono raffreddarsi sensibilmente durante l’inverno, mentre quelle meridionali rimangono generalmente più miti. Gli organismi che vi abitano sono quindi sottoposti non soltanto a temperature massime eccezionali, ma anche a una variabilità termica annuale molto superiore a quella di numerosi mari tropicali. 

L’analisi satellitare condotta da Hereher per il periodo 2003–2018 ha individuato una tendenza positiva della temperatura superficiale marina nell’intero bacino, con valori spazialmente differenti e un massimo prossimo a 0,7 °C per decennio lungo il settore occidentale. Questa stima è molto elevata, ma deve essere interpretata considerando la durata relativamente breve della serie, la variabilità naturale del Golfo e la sensibilità delle tendenze alla selezione del periodo iniziale e finale. Non significa pertanto che il bacino continuerà necessariamente a riscaldarsi in ogni decennio futuro con lo stesso ritmo esatto. Il risultato costituisce tuttavia un segnale importante, poiché indica che il riscaldamento regionale recente può essere amplificato dalle caratteristiche locali del bacino e risultare assai più rapido della variazione media globale annuale. Analisi oceanografiche successive hanno confermato una tendenza al riscaldamento, sebbene con differenze tra il settore occidentale, quello orientale e l’area prossima a Hormuz, dove lo scambio con le acque relativamente più profonde del Mare di Oman può attenuare le anomalie. 

Il confronto tra il tasso di circa 0,7 °C per decennio e il riscaldamento globale dall’epoca preindustriale richiede una certa cautela metodologica. Il primo valore rappresenta una tendenza regionale della temperatura superficiale marina calcolata su un periodo recente e relativamente breve, mentre il riscaldamento globale è normalmente espresso come variazione della temperatura media superficiale terrestre su un intervallo molto più lungo. Le due grandezze non sono quindi perfettamente equivalenti. Il valore osservato nel Golfo mostra comunque che i bacini poco profondi possono sperimentare variazioni locali molto rapide, influenzate non soltanto dalla forzante radiativa antropogenica, ma anche dai venti, dall’evaporazione, dalla circolazione, dalla copertura nuvolosa e dagli scambi con i mari adiacenti. 

Il riscaldamento del Golfo possiede conseguenze ecologiche particolarmente rilevanti perché numerose comunità marine vivono già in prossimità dei propri limiti di tolleranza. Le barriere coralline regionali sono spesso descritte come sistemi naturalmente adattati a condizioni termiche estreme; tuttavia, l’adattamento alle elevate temperature medie non elimina la vulnerabilità alle anomalie prolungate. Paparella et al. hanno mostrato che lo sbiancamento dei coralli nel Golfo meridionale dipende dalla durata e dall’intensità dell’esposizione a temperature del fondale superiori alle soglie locali, con eventi eccezionali nel 2011 e soprattutto nel 2017. Per il reef di Saadiyat, una temperatura prossima a 34,35 °C era stata precedentemente associata all’inizio dello sbiancamento, dimostrando che anche coralli acclimatati a condizioni estremamente calde possono essere danneggiati quando l’anomalia supera per un tempo sufficiente il limite fisiologico locale. 

Il Golfo settentrionale ha sperimentato anch’esso episodi di sbiancamento di massa. Durante l’evento del 2012, temperature superficiali eccezionalmente elevate furono associate allo sbiancamento di circa l’84% delle colonie coralline analizzate in alcune aree. Questi episodi evidenziano che l’effetto biologico del riscaldamento non dipende soltanto dal valore massimo raggiunto, ma anche dalla persistenza del caldo, dalla temperatura notturna, dalla profondità, dal moto ondoso, dalla torbidità e dalla capacità degli organismi di recuperare tra un evento e il successivo. Il progressivo accorciamento degli intervalli tra le ondate di calore marine può ridurre il tempo disponibile per il recupero degli ecosistemi e favorire il passaggio verso comunità meno diversificate e dominate dalle specie più tolleranti. 

L’aumento della temperatura influenza inoltre la quantità di ossigeno disciolto, poiché l’acqua calda possiede una minore capacità di trattenere ossigeno rispetto all’acqua fredda. Il riscaldamento può anche intensificare la stratificazione, limitando il rifornimento degli strati più profondi, e accelerare i processi metabolici e la decomposizione della materia organica, che consumano ossigeno. Lachkar et al. hanno documentato una recente espansione e intensificazione dell’ipossia nel Golfo, collegandola all’interazione tra riscaldamento, attività biologica, stratificazione e carichi antropici. Sebbene la ridotta profondità e il rimescolamento rendano il bacino potenzialmente ben ventilato, le zone costiere eutrofiche, le baie ristrette e le aree con limitato ricambio possono sviluppare condizioni di deficit di ossigeno, soprattutto durante la stagione calda. 

Il riscaldamento e l’aumento del livello del mare costituiscono fenomeni distinti ma fisicamente collegati. Una parte dell’innalzamento deriva dall’espansione termica della colonna d’acqua, mentre un’altra è prodotta dall’aggiunta di massa proveniente dai ghiacciai e dalle calotte della Groenlandia e dell’Antartide. Nel Golfo, le variazioni osservate dipendono anche dallo scambio con l’Oceano Indiano, dalla pressione atmosferica, dai venti, dalle oscillazioni della circolazione e dai movimenti verticali del terreno. Per tale ragione è essenziale distinguere il livello marino relativo, misurato rispetto alla costa o a un mareografo, dal livello marino assoluto, riferito a un sistema geocentrico. Se il terreno si abbassa, il mare relativo cresce più rapidamente; se il terreno si solleva, una parte dell’aumento oceanico può essere compensata. Questa distinzione è decisiva per interpretare le differenze fra le stime regionali. 

Per la parte nordoccidentale del Golfo, Alothman et al. hanno stimato nel periodo 1979–2007 un innalzamento relativo pari a 2,2 ± 0,5 millimetri all’anno. Dopo la correzione per i movimenti verticali del terreno ottenuta mediante dati geodetici, l’aumento assoluto risultava pari a circa 1,5 ± 0,8 millimetri all’anno. La differenza tra le due stime suggerisce che l’abbassamento locale della superficie terrestre abbia contribuito al segnale registrato dai mareografi. Il valore assoluto era compatibile, entro l’incertezza, con la ricostruzione globale di Church e White, che indicava per il periodo storico considerato un aumento medio vicino a 1,9 ± 0,1 millimetri all’anno. Il confronto conferma che i dati mareografici non possono essere interpretati correttamente senza conoscere la stabilità verticale del punto di misura. 

Un’analisi condotta utilizzando sette stazioni mareografiche lungo la costa saudita occidentale del Golfo ha individuato tendenze positive nel periodo 1979–2008, con un massimo pari a circa 3,4 ± 0,98 millimetri all’anno. Il fatto che venga riportato un valore massimo e non una singola tendenza uniforme per tutto il bacino riflette la forte variabilità geografica del livello relativo. La lunghezza e la continuità delle serie, la qualità dei riferimenti altimetrici, la presenza di lacune e i movimenti locali del terreno possono determinare risultati differenti anche tra stazioni non molto distanti. In un bacino ristretto come il Golfo, inoltre, la variabilità indotta dal vento, dalla pressione e dalla circolazione può assumere un peso relativamente elevato nelle tendenze calcolate su pochi decenni. 

Per il periodo satellitare 1993–2019, Naderi Beni et al. riportano un tasso medio di innalzamento prossimo a 2,85 millimetri all’anno. Questo valore è coerente con la presenza di una tendenza positiva di lungo periodo, ma non deve essere considerato automaticamente equivalente al livello relativo sperimentato in ogni città costiera. L’altimetria satellitare misura infatti principalmente la variazione della superficie marina rispetto a un riferimento geocentrico, mentre le popolazioni e le infrastrutture sono esposte al livello relativo, che include subsidenza e sollevamento. La stima media del bacino può inoltre nascondere differenze tra le coste iraniane più profonde, le piattaforme meridionali poco profonde e il settore nordoccidentale. 

Un’ulteriore analisi della variabilità del livello nel Golfo, condotta da Al-Subhi e Abdulla mediante osservazioni satellitari e confronti con gli oceani globali, ha confermato che il segnale regionale è il risultato di una tendenza di fondo sovrapposta a oscillazioni stagionali e interannuali. I venti dominanti, le variazioni della pressione atmosferica, gli scambi attraverso Hormuz e la risposta termosterica possono temporaneamente accelerare o rallentare la crescita osservata. Per questa ragione una singola tendenza lineare è utile per sintetizzare un determinato intervallo temporale, ma non implica che l’innalzamento avvenga ogni anno alla medesima velocità. 

Le prime proiezioni regionali elaborate con il modello SimCLIM e alimentate dalle simulazioni CMIP5 indicavano, per il Golfo e il Mare di Oman, un aumento medio potenzialmente compreso tra 100 e 130 centimetri entro la fine del XXI secolo in numerosi modelli. Questi valori elevati riflettevano le assunzioni relative agli scenari emissivi, alla risposta globale del livello marino, al periodo di riferimento e alla procedura di regionalizzazione. Non devono essere confrontati direttamente con proiezioni più recenti senza considerare tali differenze metodologiche. Cambiando la baseline, l’insieme dei modelli, la rappresentazione delle calotte glaciali e la definizione statistica dell’intervallo, può infatti cambiare anche l’aumento espresso in centimetri, pur descrivendo un’evoluzione fisica in parte simile. 

Le valutazioni basate su CMIP6 e sul periodo di riferimento 1995–2014 forniscono una stima mediana più contenuta. Come mostrato nella Tabella 1 della valutazione EMME, per il complesso Mar Rosso–Golfo l’aumento mediano relativo al 2081–2100 è di circa 0,4 metri sotto SSP1-2.6, con un intervallo tra 0,2 e 0,6 metri, e di circa 0,6 metri sotto SSP5-8.5, con un intervallo tra 0,4 e 1 metro. Nel breve periodo, 2021–2040, entrambi gli scenari indicano una mediana vicina a 0,1 metri, mentre a metà secolo l’aumento centrale è prossimo a 0,2 metri. Questi dati mostrano che le differenze tra i percorsi emissivi sono inizialmente limitate dall’inerzia oceanica, ma diventano sostanziali nella seconda metà del secolo. 

L’affermazione secondo cui, anche negli scenari più estremi considerati nella valutazione CMIP6, l’aumento regionale probabilmente non supererebbe un metro deve essere riferita all’intervallo probabilistico e alla metodologia adottati. Non rappresenta un limite fisico assoluto. Gli scenari a bassa probabilità e ad alto impatto associati a una risposta più rapida della calotta antartica possono produrre, a livello globale e regionale, valori superiori alle fasce centrali. Per la pianificazione di infrastrutture critiche con una durata operativa molto lunga, il limite superiore dell’intervallo probabile non dovrebbe quindi essere interpretato come il massimo concepibile, ma come uno dei livelli da integrare con scenari più cautelativi e con aggiornamenti periodici delle osservazioni. 

Le differenze tra le proiezioni CMIP5 e CMIP6 non indicano necessariamente che il rischio sia stato sostanzialmente ridimensionato. Una stima mediana di 0,6 metri entro la fine del secolo è già sufficiente a modificare profondamente la frequenza delle inondazioni costiere. L’innalzamento medio costituisce infatti il livello di base sul quale agiscono maree, onde, variazioni meteorologiche e mareggiate. Una perturbazione che in passato non superava una banchina o una strada costiera può produrre un allagamento una volta che la superficie marina di partenza si è innalzata di alcuni decimetri. Il rischio cresce quindi in modo non lineare: la frequenza di superamento di una soglia può aumentare molto più rapidamente dell’incremento medio del mare.

La vulnerabilità del Golfo è amplificata dalla morfologia delle sue coste meridionali e nordoccidentali. Ampie superfici si trovano a quote molto basse e presentano pendenze minime; di conseguenza, un aumento verticale relativamente modesto può tradursi in una penetrazione orizzontale significativa dell’acqua. Le piane tidali, le lagune, le sabkha e gli ambienti costieri possono migrare verso l’interno soltanto se dispongono di spazio e sedimenti sufficienti. Dove strade, quartieri, impianti industriali e opere di difesa bloccano questa migrazione, gli ecosistemi rimangono compressi tra il mare crescente e le infrastrutture, subendo una progressiva perdita di superficie.

Kuwait costituisce un esempio particolarmente significativo. Uno studio di Al-Mutairi et al. ha valutato la possibile esposizione del territorio e delle attività economiche all’innalzamento marino, rilevando una vulnerabilità elevata delle zone costiere e stimando, in determinati scenari e in assenza di adeguate misure, la potenziale esposizione all’inondazione di una quota del territorio nazionale prossima al 5% entro il 2100. Le perdite economiche dipendono tuttavia fortemente dal livello considerato, dalla topografia utilizzata, dalle difese esistenti e dalla futura distribuzione degli insediamenti. Simili risultati non devono essere letti come una previsione precisa della superficie che sarà certamente sommersa, ma come una valutazione di rischio utile a identificare le aree nelle quali sono necessari rilievi topografici più accurati e strategie di adattamento. 

Anche il Qatar presenta un’elevata esposizione, poiché gran parte della popolazione, delle attività economiche e delle infrastrutture si concentra lungo una costa pianeggiante. Studi regionali sul livello marino e sulla vulnerabilità costiera mostrano che le conseguenze dipenderanno non soltanto dall’inondazione permanente, ma anche dall’erosione, dalle mareggiate, dalla salinizzazione e dal deterioramento degli habitat intertidali. La presenza di isole artificiali, porti, marinas e superfici bonificate modifica la circolazione locale e può creare nuove aree esposte, soprattutto quando le quote progettuali sono state definite utilizzando statistiche del livello marino storico. 

Negli Emirati Arabi Uniti, l’innalzamento interessa un litorale fortemente urbanizzato e trasformato, nel quale si concentrano città, aeroporti, porti commerciali, terminal energetici, impianti industriali e strutture turistiche. Melville-Rea et al. hanno sottolineato la necessità di una strategia di ricerca specifica per il livello marino negli Emirati, basata sull’integrazione tra mareografi, altimetria satellitare, misure geodetiche, topografia costiera e scenari probabilistici. Una delle principali lacune regionali è infatti la disponibilità disomogenea di serie mareografiche lunghe e correttamente collegate a riferimenti geodetici stabili. Senza tali informazioni è difficile separare l’aumento oceanico dalla subsidenza locale e progettare difese con un adeguato margine di sicurezza. 

La subsidenza può essere prodotta dalla compattazione naturale dei sedimenti, dal carico degli edifici, dalla bonifica di terreni costieri, dall’estrazione di acque sotterranee o idrocarburi e da processi tettonici. Anche un abbassamento di pochi millimetri all’anno, se mantenuto per diversi decenni, può aggiungere decine di centimetri all’innalzamento relativo. Per questo motivo una proiezione media di 0,6 metri per il bacino non può essere applicata indistintamente a tutte le coste: alcune località potrebbero sperimentare valori relativi superiori, mentre altre, poste su terreni stabili o in sollevamento, potrebbero registrare aumenti più contenuti.

Il rischio interessa in modo particolare le infrastrutture energetiche e idriche. Raffinerie, terminal petroliferi, impianti petrolchimici, centrali elettriche e strutture di desalinizzazione sono spesso collocati direttamente sul litorale per facilitare il trasporto, il raffreddamento e la presa dell’acqua marina. Il loro funzionamento dipende da quote di progetto, sistemi di pompaggio, condotte e reti elettriche che possono essere compromessi dall’allagamento, dall’erosione e dalla corrosione salina. Poiché numerosi paesi del Golfo dipendono in misura molto elevata dalla desalinizzazione, l’interruzione di un impianto costiero può produrre conseguenze che si estendono ben oltre l’area fisicamente inondata.

Il riscaldamento del mare può inoltre modificare l’efficienza e gli impatti ambientali della desalinizzazione. Acque più calde influenzano le proprietà fisiche del processo e possono aggravare il problema delle fioriture algali, dell’ipossia o dell’accumulo di organismi nei sistemi di presa. Gli scarichi salini si immettono in un bacino già caratterizzato da elevata evaporazione e salinità; studi modellistici indicano che gli effetti a scala dell’intero Golfo dipendono dalla quantità complessiva di salamoia, dalla circolazione e dal ricambio attraverso Hormuz. Il cambiamento climatico, la crescita della domanda idrica e l’espansione degli impianti devono quindi essere valutati congiuntamente, evitando di considerare il livello marino come un rischio isolato. 

L’aumento del livello può salinizzare anche le falde costiere. In condizioni naturali, la pressione dell’acqua dolce sotterranea limita la penetrazione marina; quando il mare sale o i prelievi abbassano la falda, l’interfaccia tra acqua dolce e salata tende a spostarsi verso l’interno. Il fenomeno può deteriorare la qualità dei pozzi prima che il territorio venga permanentemente sommerso. Nei paesi del Golfo, dove la ricarica naturale è molto ridotta e le precipitazioni irregolari, il recupero di un acquifero contaminato può essere estremamente lento. La gestione dell’estrazione sotterranea costituisce pertanto una componente fondamentale dell’adattamento costiero.

Gli ecosistemi delle mangrovie, delle praterie marine e delle piane intertidali possono offrire una certa protezione naturale, attenuando onde e correnti e favorendo l’accumulo di sedimenti. Tuttavia, le mangrovie del Golfo vivono già in condizioni di salinità, temperatura ed evaporazione estreme e sono dominate quasi esclusivamente da Avicennia marina, una delle specie maggiormente tolleranti. Il riscaldamento può ridurre lo stress da freddo invernale nelle aree settentrionali, ma aumenta quello estivo e può spingere le popolazioni oltre le proprie soglie fisiologiche. L’innalzamento del mare potrebbe essere compensato dall’accrescimento verticale del substrato soltanto dove l’apporto sedimentario e la produzione organica sono sufficienti e dove gli ecosistemi possono migrare verso l’interno. 

L’adattamento richiede un approccio differenziato. Nelle aree urbane, industriali e portuali ad altissimo valore può risultare necessario innalzare banchine, rafforzare argini, migliorare il drenaggio e proteggere gli impianti elettrici e di pompaggio. Nelle zone meno densamente occupate, la conservazione di fasce costiere libere e la migrazione controllata degli ecosistemi possono risultare più sostenibili delle difese rigide. Gli interventi devono essere progettati considerando non soltanto la mediana delle proiezioni, ma anche la fascia superiore e l’eventuale subsidenza. Una difesa costruita per un singolo livello futuro rischia infatti di divenire insufficiente qualora il mare acceleri o il terreno si abbassi più rapidamente del previsto.

Un metodo particolarmente appropriato consiste nell’adozione di percorsi di adattamento flessibili, nei quali le opere vengono realizzate per fasi e aggiornate quando le osservazioni raggiungono determinate soglie. Una banchina può essere predisposta per un successivo rialzo, una rete di drenaggio può essere progettata per accogliere pompe più potenti e nuove costruzioni possono essere collocate a quote superiori rispetto agli standard storici. Questo approccio riduce il rischio di investire immediatamente in opere sovradimensionate, ma evita anche di rimanere intrappolati in infrastrutture non modificabili.

Nel complesso, il Golfo Arabico-Persico rappresenta un sistema nel quale il riscaldamento marino, l’innalzamento del livello del mare, l’ipersalinità, la perdita di ossigeno, l’urbanizzazione costiera e l’intenso sfruttamento delle risorse interagiscono in maniera particolarmente stretta. Le osservazioni disponibili indicano tassi di innalzamento compresi, a seconda del periodo, della località e della correzione per i movimenti del terreno, tra circa 1,5 e oltre 3 millimetri all’anno. Tali differenze non sono necessariamente contraddittorie: riflettono la distinzione tra livello assoluto e relativo, la variabilità spaziale del bacino e la diversa lunghezza delle serie analizzate. 

Le proiezioni aggiornate indicano che, rispetto al 1995–2014, entro la fine del secolo il livello medio dei mari circostanti la Penisola Arabica potrebbe aumentare di circa 0,4 metri nello scenario SSP1-2.6 e di circa 0,6 metri nello scenario SSP5-8.5, con un limite superiore dell’intervallo centrale prossimo a un metro nello scenario più intenso. La differenza tra gli scenari è modesta nei prossimi decenni ma diventa sostanziale dopo la metà del secolo. Una forte mitigazione non eliminerebbe quindi la necessità di adattamento, perché una parte dell’innalzamento è ormai inevitabile, ma ridurrebbe la velocità e l’entità del cambiamento futuro, concedendo più tempo per proteggere città, infrastrutture, falde ed ecosistemi. 

Il significato principale della sezione non consiste pertanto nell’individuare un unico valore certo per il livello marino del 2100, bensì nel riconoscere che il Golfo è esposto a una trasformazione progressiva e di lunga durata. Il carattere poco profondo del bacino, le temperature estive già eccezionali e la concentrazione di popolazioni e infrastrutture lungo coste basse amplificano la vulnerabilità. Anche un aumento di alcuni decimetri può rendere ricorrenti allagamenti oggi rari, intensificare l’erosione, salinizzare le risorse sotterranee e ridurre il margine di sicurezza delle infrastrutture critiche. La riduzione delle emissioni globali, il monitoraggio geodetico e oceanografico e una pianificazione costiera adattiva costituiscono quindi componenti complementari di una strategia regionale capace di affrontare non soltanto il livello medio previsto, ma anche la possibilità di evoluzioni più rapide e localmente più severe.

4.5.2. Mar Mediterraneo

Il Mar Mediterraneo costituisce un sistema oceanografico semichiuso di straordinaria complessità, situato tra l’Europa meridionale, l’Africa settentrionale e il Medio Oriente e collegato all’Oceano Atlantico attraverso il ristretto Stretto di Gibilterra. Sebbene la sua profondità media sia prossima a 1,5 km, il bacino presenta una morfologia estremamente articolata, comprendente piattaforme costiere poco profonde, fosse abissali che superano i 5 km e numerosi bacini secondari separati da soglie e stretti. La suddivisione fondamentale è quella tra Mediterraneo occidentale e orientale, collegati attraverso il Canale di Sicilia, ma all’interno di questi grandi domini si distinguono ulteriormente il Mare Adriatico, l’Egeo, il Levantino, lo Ionio, il Tirreno, il Mare di Alborán e altri sottobacini dotati di specifiche caratteristiche termoaline e dinamiche. La complessità della circolazione e della batimetria fa sì che la variazione del livello marino non sia spazialmente uniforme, anche quando l’intero bacino risponde alla medesima forzante climatica globale.

Il Mediterraneo è spesso definito un bacino di concentrazione, poiché la perdita d’acqua dovuta all’evaporazione supera nel complesso l’apporto derivante dalle precipitazioni e dai fiumi. Questo deficit è compensato dall’ingresso di acqua atlantica relativamente fresca e meno salina attraverso lo Stretto di Gibilterra. Le acque superficiali penetrano nel Mediterraneo, si muovono prevalentemente verso est, si riscaldano e aumentano progressivamente di salinità per effetto dell’evaporazione; in determinate regioni, soprattutto nel Levantino, nell’Adriatico, nell’Egeo e nel Golfo del Leone, alcune masse d’acqua diventano abbastanza dense da sprofondare e alimentare la circolazione intermedia o profonda. Una corrente più salina e densa ritorna quindi verso l’Atlantico negli strati inferiori dello Stretto di Gibilterra, configurando una circolazione antistruarina e un sistema di overturning essenziale per la ventilazione del bacino. Le simulazioni Med-CORDEX analizzate da Soto-Navarro et al. indicano che il riscaldamento, le modificazioni del bilancio di acqua dolce e l’aumento della stratificazione potrebbero alterare in futuro le proprietà delle masse d’acqua e indebolire alcune componenti della circolazione termoalina mediterranea. 

La connessione con l’Atlantico implica che il livello medio del Mediterraneo non possa evolvere indipendentemente da quello dell’oceano globale. Nel lungo periodo, un aumento del volume e della massa degli oceani esterni viene trasmesso attraverso Gibilterra, anche se la risposta mediterranea è modulata dalla geometria dello stretto, dalla densità delle masse d’acqua, dalla pressione atmosferica, dai venti, dall’evaporazione e dalla circolazione interna. Il livello del bacino è pertanto governato dall’interazione tra processi globali e regionali. L’espansione termica delle acque mediterranee produce una componente sterica; l’ingresso di massa oceanica attraverso Gibilterra trasferisce al bacino il contributo della fusione dei ghiacciai e delle calotte polari; le variazioni della salinità modificano la densità e il volume specifico dell’acqua; la dinamica delle correnti ridistribuisce infine le anomalie tra i diversi sottobacini.

Le osservazioni altimetriche satellitari indicano che tra il 1993 e il 2018 il livello medio del Mediterraneo è aumentato di circa 2,8 ± 0,1 mm all’anno, un valore prossimo alla tendenza globale di circa 3,1 ± 0,4 mm all’anno nello stesso intervallo. La corrispondenza tra i due tassi conferma che, durante l’era satellitare, il bacino ha partecipato pienamente alla crescita del livello marino determinata dal riscaldamento oceanico e dalla perdita di ghiaccio continentale. La media mediterranea, tuttavia, non deve essere considerata rappresentativa di ogni singolo tratto costiero, perché l’altimetria evidenzia una marcata eterogeneità spaziale e temporale. 

La scelta del periodo di osservazione è particolarmente importante. Calafat et al., ricostruendo le componenti della variazione mediterranea dal 1960 al 2018, hanno mostrato che il livello medio del bacino non è aumentato a velocità costante. Nel periodo 1960–1989 la tendenza media ricostruita era leggermente negativa, intorno a −0,3 mm all’anno, mentre dopo il 1989 si è verificata una rapida accelerazione, fino a raggiungere circa 3,6 ± 0,3 mm all’anno nel periodo 2000–2018. Tale passaggio è stato attribuito alla combinazione tra riscaldamento oceanico, aumento del contributo della fusione dei ghiacci continentali e cambiamenti della circolazione mediterranea. Lo studio mostra pertanto che un valore medio calcolato sull’intero periodo 1993–2018 non descrive completamente l’accelerazione più recente. 

Secondo la stessa ricostruzione, dal 2000 l’innalzamento è stato più rapido nell’Adriatico, nell’Egeo e nel Levantino rispetto ad altre parti del bacino. La distribuzione geografica non è spiegata soltanto dall’espansione termica locale, ma anche da variazioni della circolazione su larga scala, capaci di accumulare o sottrarre temporaneamente acqua in determinati sottobacini. Meli et al., analizzando l’altimetria satellitare dal 1993 al 2019, hanno ugualmente riscontrato differenze considerevoli tra le tendenze regionali, sottolineando come i processi oceanografici non lineari e la variabilità interannuale possano produrre tassi locali sensibilmente diversi dalla media mediterranea. Questa eterogeneità è particolarmente rilevante per il Mediterraneo orientale, dove le coste dell’Egeo e del Levantino presentano una combinazione complessa di circolazione oceanica, attività tettonica e movimenti verticali del terreno. 

Per valutare correttamente il rischio costiero occorre distinguere il livello marino assoluto dal livello marino relativo. L’altimetria satellitare misura la quota della superficie del mare rispetto a un riferimento geocentrico, mentre i mareografi registrano il livello dell’acqua rispetto al terreno sul quale sono installati. Il dato realmente sperimentato da una città, da un porto o da una zona umida è quindi il livello relativo, risultante dalla somma tra la variazione oceanica e il movimento verticale della costa. Subsidenza dovuta alla compattazione dei sedimenti, estrazione di acque sotterranee, carico degli edifici, tettonica e aggiustamento isostatico possono amplificare l’innalzamento; un sollevamento del terreno può invece attenuarlo localmente. Nel Mediterraneo, la persistenza dell’aggiustamento isostatico successivo alle glaciazioni pleistoceniche e la complessità tettonica rendono necessaria l’integrazione tra mareografi, osservazioni satellitari e misure geodetiche GPS. 

Le stime regionali elaborate mediante modelli climatici accoppiati indicano che, nel corso del XXI secolo, l’innalzamento medio mediterraneo dovrebbe rimanere complessivamente vicino a quello globale. Le valutazioni precedenti basate sulle generazioni modellistiche disponibili al momento del primo rapporto MedECC indicavano un aumento medio del bacino compreso approssimativamente tra 20 e 90 cm entro il 2100 rispetto alla fine del XX secolo, con una probabilità ridotta ma non nulla di superare 110 cm. L’ampiezza dell’intervallo derivava dalle differenze tra scenari emissivi, dalla risposta termica dell’oceano e, soprattutto nella parte superiore della distribuzione, dall’incertezza relativa alle calotte della Groenlandia e dell’Antartide. Le proiezioni non rappresentano quindi una previsione deterministica, ma una distribuzione di esiti condizionata dalle future emissioni e dalla risposta fisica del sistema climatico. 

Le stime CMIP6 riportate nella Tabella 1 utilizzano come riferimento il periodo 1995–2014 e distinguono lo scenario SSP1-2.6, caratterizzato da una marcata mitigazione, dallo scenario SSP5-8.5, associato a emissioni molto elevate. Nel breve termine, corrispondente al periodo 2021–2040, entrambi gli scenari indicano per il Mediterraneo un aumento mediano di circa 0,1 m, con un intervallo compreso tra 0 e 0,2 m. La quasi totale sovrapposizione dei valori dipende dall’inerzia dell’oceano e della criosfera: una parte dell’innalzamento dei prossimi decenni è già determinata dall’accumulo di calore e dalle emissioni passate, per cui una riduzione immediata dei gas serra non potrebbe arrestare istantaneamente il fenomeno.

Nel periodo 2041–2060 le traiettorie iniziano a separarsi. Nello scenario SSP1-2.6 la mediana mediterranea è pari a circa 0,2 m, con un intervallo di 0,1–0,4 m; in SSP5-8.5 raggiunge circa 0,3 m, pur conservando un intervallo centrale simile. La parziale sovrapposizione non significa che le emissioni siano irrilevanti, ma indica che fino alla metà del secolo la variabilità interna, il calore già immagazzinato e la risposta lenta delle masse glaciali esercitano ancora un’influenza considerevole. L’effetto cumulativo delle diverse traiettorie emissive diventa molto più evidente dopo il 2050.

Per il 2081–2100, rispetto al 1995–2014, la mediana è prossima a 0,4 m nello scenario SSP1-2.6, con un intervallo dal 5º al 95º percentile compreso tra 0,2 e 0,7 m. In SSP5-8.5 la mediana sale a circa 0,7 m e l’intervallo probabile si estende da 0,4 a 1 m. La differenza di circa 30 cm tra le due mediane è di grande rilevanza costiera, perché il rischio non aumenta in proporzione lineare all’altezza media del mare. Un innalzamento aggiuntivo di alcuni decimetri può moltiplicare la frequenza con cui maree e mareggiate oltrepassano argini, banchine, dune e sistemi di drenaggio. Le valutazioni IPCC confermano che la riduzione delle emissioni esercita il proprio maggiore effetto sulla seconda metà del secolo e sul periodo successivo al 2100. 

I valori di 20–90 cm delle valutazioni precedenti e quelli di 0,4–0,7 m delle proiezioni CMIP6 non sono in contraddizione diretta. Essi utilizzano differenti periodi di riferimento, scenari, insiemi modellistici e metodi di regionalizzazione. Un aumento misurato rispetto alla fine del XX secolo non è numericamente identico a un aumento riferito alla media 1995–2014; inoltre, la mediana non coincide con l’intero intervallo probabile. Il confronto deve quindi essere effettuato tenendo conto della baseline e della distribuzione statistica, evitando di interpretare un singolo valore come la quota esatta che verrà raggiunta in ogni punto della costa mediterranea.

La fascia superiore delle proiezioni merita una particolare attenzione, perché la risposta futura dell’Antartide rimane una delle principali fonti d’incertezza. Le piattaforme glaciali galleggianti possono assottigliarsi a causa del contatto con acque oceaniche relativamente calde, riducendo il sostegno esercitato sui ghiacciai continentali. Qualora alcuni settori della calotta antartica occidentale divenissero instabili, il contributo al livello marino potrebbe accelerare più rapidamente rispetto alle proiezioni centrali. Per questa ragione un valore prossimo a un metro entro il 2100 non costituisce un limite fisico assoluto, ma il margine superiore dell’intervallo considerato nella specifica valutazione CMIP6 riportata nella tabella. Le infrastrutture critiche e gli insediamenti destinati a durare oltre il secolo dovrebbero essere valutati anche rispetto a scenari a bassa probabilità ma ad alto impatto. 

L’espressione “impegno pluricentenario” descrive il fatto che il livello marino continuerà ad aumentare molto tempo dopo un’eventuale stabilizzazione della temperatura atmosferica. Il calore penetra lentamente negli strati profondi dell’oceano, determinando un’espansione termica prolungata, mentre ghiacciai e calotte glaciali richiedono tempi molto lunghi per raggiungere un nuovo equilibrio. Le emissioni del XXI secolo condizionano quindi non soltanto il livello del 2100, ma anche quello dei secoli e dei millenni successivi. La mitigazione può rallentare fortemente il processo e limitarne l’entità finale, ma non può eliminare istantaneamente la quota di innalzamento già impegnata. Questa inerzia rende particolarmente importante distinguere tra stabilizzazione della temperatura globale e stabilizzazione del livello del mare, che non avvengono sulla stessa scala temporale. 

Le implicazioni costiere dipendono soprattutto dall’interazione tra l’aumento medio e gli eventi estremi. Il livello marino estremo osservato durante una mareggiata deriva dalla sovrapposizione di più componenti: il livello medio di fondo, la marea astronomica, il sovralzo meteorologico prodotto da pressione e vento e l’azione delle onde. In alcune zone possono aggiungersi l’assetto della circolazione costiera e il rigurgito alla foce dei fiumi. L’innalzamento medio sposta verso l’alto l’intera distribuzione degli estremi: anche se le tempeste future non diventassero più intense, la stessa mareggiata partirebbe da una superficie marina più elevata e raggiungerebbe quote maggiori sulla costa.

Vousdoukas et al., attraverso proiezioni probabilistiche che combinano livello medio, maree, onde e storm surge, hanno mostrato che l’aumento del mare rappresenterà il principale fattore di intensificazione del pericolo di inondazione costiera durante il XXI secolo. A scala globale, il livello associato all’evento centennale aumenta sensibilmente negli scenari emissivi considerati, ma l’impatto più rilevante riguarda la frequenza: un’altezza raggiunta mediamente una volta ogni cento anni nel clima storico può divenire un evento decennale, annuale o persino più frequente. La trasformazione del periodo di ritorno deriva dalla natura statistica degli estremi e può verificarsi anche per aumenti medi inferiori al metro. 

Alessandria d’Egitto costituisce uno degli esempi più emblematici del Mediterraneo orientale. Secondo le proiezioni considerate dall’IPCC, livelli estremi che nel passato recente presentavano un periodo di ritorno di circa cento anni potrebbero verificarsi annualmente o più frequentemente entro la fine del secolo. Ciò non significa che ogni anno si produrrà necessariamente un’inondazione identica alla peggiore mareggiata storica, ma che la soglia altimetrica precedentemente associata a un evento molto raro verrà superata con una probabilità enormemente maggiore. L’aumento del livello medio riduce infatti il margine verticale tra il mare ordinario e le infrastrutture costiere. 

La vulnerabilità di Alessandria non dipende soltanto dall’oceano. La città e il delta del Nilo occupano terreni bassi, costituiti in larga parte da sedimenti giovani e comprimibili. La subsidenza può sommarsi all’innalzamento assoluto del Mediterraneo e produrre una crescita relativa più rapida. La riduzione dell’apporto sedimentario fluviale, l’urbanizzazione, l’estrazione di acqua sotterranea, l’erosione delle spiagge e la trasformazione delle lagune costiere indeboliscono ulteriormente la capacità del sistema di adattarsi. Il livello relativo osservato localmente può pertanto superare sensibilmente la media del bacino, rendendo indispensabili misure dirette dei movimenti verticali del terreno e modelli topografici ad alta risoluzione.

La costa non risponde all’innalzamento attraverso una semplice traslazione orizzontale della linea di riva. Spiagge, dune, delta e lagune sono sistemi sedimentari dinamici, il cui comportamento dipende dal moto ondoso, dalle correnti, dalla pendenza e dalla disponibilità di sabbia. Il mare più alto consente alle onde di agire più internamente e può favorire l’arretramento, ma l’entità dell’erosione varia notevolmente tra località. Porti, dighe e opere rigide possono interrompere il trasporto sedimentario e proteggere un tratto a scapito delle coste adiacenti. Dove edifici e infrastrutture impediscono alla spiaggia o alla zona umida di migrare verso terra, si verifica una compressione costiera che può determinare la progressiva scomparsa dell’habitat.

Le aree umide mediterranee, comprese lagune, paludi salmastre e delta, svolgono un’importante funzione di attenuazione delle onde, immagazzinamento dei sedimenti e sostegno alla biodiversità. Il loro adattamento dipende dalla capacità di accumulare materiale con una velocità almeno paragonabile a quella dell’innalzamento e dalla disponibilità di spazio nell’entroterra. L’urbanizzazione e le difese costiere possono interrompere questa migrazione naturale. La perdita delle zone umide non costituisce soltanto un danno ecologico, ma riduce anche la protezione naturale delle comunità situate alle loro spalle.

Un’altra conseguenza riguarda le falde acquifere costiere. In condizioni naturali, la pressione esercitata dall’acqua dolce sotterranea contrasta la penetrazione del mare; quando il livello marino aumenta o il pompaggio abbassa la falda, l’interfaccia salina può avanzare verso l’interno. Mazi, Koussis e Destouni hanno studiato tre acquiferi mediterranei intensamente sfruttati — il delta del Nilo, l’acquifero costiero israeliano e quello di Akrotiri a Cipro — mostrando che la vulnerabilità dipende dall’interazione tra innalzamento del mare, ricarica, geometria dell’acquifero e prelievi antropici. In molti casi, la gestione del pompaggio può risultare importante quanto la sola variazione oceanica nel determinare la velocità della salinizzazione. 

L’intrusione marina può compromettere i pozzi prima che la superficie del terreno venga sommersa. L’acqua diviene progressivamente inadatta al consumo o all’irrigazione e il sale può accumularsi nei suoli agricoli, riducendo la produttività. Nel Mediterraneo orientale il problema è aggravato dalla possibile riduzione delle precipitazioni, dalla maggiore evaporazione e dalla crescente domanda idrica, che diminuiscono la ricarica naturale e incentivano il sovrasfruttamento. L’innalzamento del mare agisce quindi come moltiplicatore di una vulnerabilità idrica già presente, piuttosto che come causa isolata.

Il patrimonio culturale mediterraneo è esposto in modo particolare, poiché molte civiltà storiche si svilupparono lungo coste, porti e foci fluviali. Reimann et al. hanno valutato 49 siti culturali UNESCO collocati in aree costiere mediterranee a bassa quota, riscontrando che una larga maggioranza risultava già esposta all’inondazione associata a un evento centennale, all’erosione o a entrambe. Il rischio cresce con l’innalzamento previsto fino al 2100, ma la protezione dei siti archeologici pone difficoltà diverse rispetto a quella delle infrastrutture moderne: dighe e muri possono alterare il paesaggio storico e compromettere proprio i valori per i quali il sito viene tutelato. 

I porti del Mediterraneo orientale sono ugualmente vulnerabili. Banchine, terminal, reti elettriche, magazzini, strade di accesso e sistemi di drenaggio sono stati spesso progettati sulla base di statistiche storiche considerate stazionarie. L’aumento del livello riduce il franco di sicurezza, facilita il sormonto delle opere e aumenta la corrosione e l’esposizione degli impianti. Le interruzioni possono propagarsi alle catene di approvvigionamento regionali, soprattutto nei porti che svolgono una funzione strategica per il commercio, l’energia e i collegamenti insulari. Il rischio non dipende soltanto dalla sommersione permanente, ma dalla crescente frequenza di episodi brevi capaci di interrompere le operazioni.

Le inondazioni costiere possono inoltre divenire eventi composti. Durante una mareggiata, il livello marino elevato ostacola il deflusso dei fiumi e delle reti urbane, mentre una precipitazione intensa può aumentare contemporaneamente il volume d’acqua proveniente dall’entroterra. La coincidenza di storm surge, onde, piogge e piene fluviali può generare un allagamento molto superiore a quello prodotto da ciascun fenomeno considerato separatamente. Le città mediterranee densamente urbanizzate, caratterizzate da superfici impermeabili e sistemi di drenaggio talvolta insufficienti, risultano particolarmente sensibili a queste interazioni.

Le proiezioni non indicano necessariamente un aumento uniforme dell’intensità delle tempeste mediterranee; alcuni modelli suggeriscono possibili diminuzioni del numero complessivo degli eventi ciclonici o cambiamenti regionalmente differenziati nelle onde e nei sovralzi meteorologici. Tuttavia, l’IPCC considera altamente probabile che l’innalzamento medio aumenti il rischio di inondazione costiera anche dove la componente atmosferica delle mareggiate dovesse rimanere invariata o diminuire leggermente. Il segnale del livello medio è infatti persistente e cumulativo, mentre le variazioni delle tempeste sono più incerte e spazialmente eterogenee. 

L’adattamento deve quindi essere progettato mediante proiezioni regionali e locali, anziché applicando indistintamente il valore medio mediterraneo. Nelle grandi città e nei porti possono essere necessari argini, rialzo delle banchine, barriere mobili, pompe e reti di drenaggio potenziate. Nelle spiagge e nelle aree naturali possono risultare più appropriati il ripascimento, il recupero delle dune, la protezione delle zone umide e il mantenimento di fasce libere nelle quali la costa possa arretrare. In alcune località a bassa densità, l’arretramento pianificato può essere più sostenibile della difesa permanente, soprattutto oltre il 2100, quando il livello continuerà a crescere.

Le opere rigide non eliminano definitivamente il rischio. Una difesa protegge fino a una determinata quota e richiede manutenzione, monitoraggio e successivi rialzi. Può inoltre generare una falsa percezione di sicurezza e favorire ulteriori investimenti in zone che rimangono esposte a un eventuale superamento o cedimento. Le strategie più robuste prevedono percorsi adattivi, nei quali gli interventi vengono realizzati per fasi e aggiornati quando il livello osservato, la frequenza degli allagamenti o la salinità delle falde raggiungono soglie prestabilite. Questa flessibilità è particolarmente importante in presenza dell’incertezza riguardante le calotte glaciali e i movimenti verticali locali.

Nel complesso, il Mediterraneo non può essere considerato un bacino protetto dall’innalzamento globale per il solo fatto di essere quasi chiuso. La comunicazione attraverso Gibilterra, l’aumento del contenuto di calore, il trasferimento di nuova massa oceanica e le modificazioni della circolazione ne assicurano la partecipazione alla crescita mondiale del livello del mare. Le osservazioni mostrano un aumento medio di circa 2,8 mm all’anno nel periodo 1993–2018 e una più intensa accelerazione, prossima a 3,6 mm all’anno, nel periodo 2000–2018. Entro il 2081–2100, rispetto al 1995–2014, le proiezioni mediane indicano circa 0,4 m sotto SSP1-2.6 e 0,7 m sotto SSP5-8.5, con un intervallo che nello scenario ad alte emissioni raggiunge 1 m. 

Il significato di tali valori va oltre la semplice altezza verticale del mare. L’innalzamento modifica la frequenza statistica degli estremi, accelera l’erosione, favorisce l’intrusione salina, ostacola il drenaggio e aumenta l’esposizione di insediamenti, infrastrutture, ecosistemi e patrimonio culturale. Il caso di Alessandria, dove un livello estremo storicamente centennale potrebbe divenire annuale, esprime con chiarezza la natura non lineare del rischio. La mitigazione e l’adattamento devono pertanto essere considerati complementari: la prima riduce l’entità e la velocità dell’innalzamento soprattutto dopo la metà del secolo, mentre il secondo affronta la quota già inevitabile. La differenza tra un Mediterraneo più alto di circa 40 cm e uno più alto di circa 70 cm non rappresenta soltanto una variazione quantitativa, ma può determinare una profonda differenza nella frequenza delle inondazioni, nei costi della protezione e nella possibilità stessa di conservare alcune delle aree costiere più vulnerabili del bacino.

4.5.3. Mar Rosso

Il Mar Rosso costituisce un bacino marino subtropicale semichiuso, allungato per circa 2.000 km tra il continente africano e la Penisola Arabica e orientato prevalentemente lungo l’asse nord-nordovest–sud-sudest. La sua larghezza media è prossima a 280 km, mentre la profondità media si colloca intorno ai 500 m, sebbene la morfologia del fondale presenti differenze molto marcate tra le piattaforme costiere, relativamente poco profonde, e la depressione assiale centrale. A sud, il bacino comunica con il Golfo di Aden e l’Oceano Indiano attraverso lo stretto di Bab el-Mandeb, la cui limitata ampiezza e ridotta profondità condizionano fortemente gli scambi di massa, calore, sale e quantità di moto. Verso nord, il Mar Rosso si biforca nei golfi di Suez e di Aqaba, che possiedono caratteristiche batimetriche e oceanografiche molto differenti. Questa configurazione geografica conferisce al bacino una notevole sensibilità alle variazioni dei venti, dell’evaporazione, della temperatura e degli scambi con l’Oceano Indiano. 

Il Mar Rosso è uno dei corpi idrici più caldi e salini del pianeta. Tale condizione deriva dall’intenso irraggiamento solare, dalle elevate temperature atmosferiche, dalla forte evaporazione, dalle precipitazioni molto scarse e dalla quasi totale assenza di apporti fluviali permanenti. L’acqua perduta attraverso l’evaporazione deve essere compensata dall’ingresso di acqua dal Golfo di Aden; senza questo ricambio, il livello del bacino diminuirebbe e la salinità aumenterebbe ulteriormente. Lo stretto di Bab el-Mandeb svolge quindi una funzione idrologica essenziale, regolando una circolazione che cambia profondamente tra estate e inverno e che collega il bilancio interno del Mar Rosso alla variabilità atmosferica e oceanica dell’Oceano Indiano nordoccidentale. 

La circolazione del Mar Rosso presenta una marcata stagionalità associata soprattutto all’alternanza monsonica. Durante l’inverno, i venti meridionali sul settore meridionale del bacino favoriscono l’ingresso e il trasporto verso nord di acque superficiali provenienti dal Golfo di Aden. Nel settore settentrionale, il raffreddamento e l’aumento di densità possono contribuire alla formazione di acque intermedie e profonde, soprattutto nel Golfo di Aqaba e nel Mar Rosso settentrionale. Durante l’estate, la configurazione dei venti cambia e lo scambio attraverso Bab el-Mandeb assume una struttura più complessa, con intrusioni di acque relativamente fresche e ricche di nutrienti provenienti dal Golfo di Aden negli strati intermedi. Gli studi modellistici di Yao et al. e Xie et al. mostrano che l’overturning e il trasporto attraverso lo stretto sono controllati principalmente dalla stagionalità dei venti, dalle differenze di densità e dal bilancio evaporativo del bacino. 

Questi processi influenzano direttamente il livello medio del mare. Il ciclo stagionale osservato mediante altimetria satellitare mostra livelli generalmente più elevati nei mesi di dicembre e gennaio e più bassi in agosto, con un’oscillazione media stagionale dell’ordine di circa 40 cm. La variazione non dipende soltanto dalla dilatazione termica estiva o dalla contrazione invernale dell’acqua, poiché il massimo del livello si verifica durante la stagione più fresca. La spiegazione risiede principalmente nell’azione combinata dei venti lungo l’asse del bacino, degli scambi di volume attraverso Bab el-Mandeb, dell’evaporazione e della redistribuzione dinamica dell’acqua. Abdulla e Al-Subhi hanno rilevato che il vento rappresenta il principale controllo del ciclo stagionale, seguito dai processi evaporativi e sterici. 

La variabilità del livello marino non avviene in modo uniforme tra le coste africane e quelle arabe. L’analisi di 26 anni di altimetria satellitare condotta da Abdulla e Al-Subhi ha identificato un persistente gradiente est-ovest, soggetto a inversione stagionale. Da novembre alla primavera, il livello tende a essere più elevato lungo la costa orientale del bacino; tra giugno e settembre, invece, la superficie marina risulta generalmente più alta sul lato occidentale. Maggio e ottobre rappresentano periodi di transizione, durante i quali la configurazione spaziale può essere più irregolare. Questo andamento è presente sia nel settore settentrionale sia in quello meridionale e costituisce una caratteristica ricorrente della dinamica del bacino, non un’anomalia limitata a pochi anni. 

Il gradiente est-ovest viene attribuito alla combinazione tra stress del vento, correnti lungo l’asse del bacino, forza di Coriolis e distribuzione dei vortici ciclonici e anticiclonici. Durante l’inverno, il trasporto superficiale verso nord e la deviazione dinamica dell’acqua favoriscono un accumulo relativo lungo il margine orientale; durante l’estate, la maggiore uniformità e intensità dei venti può produrre una pendenza opposta, con livelli superiori sul lato occidentale. Anche i vortici di mesoscala contribuiscono alla distribuzione locale della superficie marina, poiché un vortice anticiclonico è generalmente associato a un’anomalia positiva del livello, mentre uno ciclonico produce una depressione. Nel Mar Rosso centrale e settentrionale, dove i vortici sono particolarmente frequenti, queste strutture possono sovrapporsi al ciclo stagionale e creare differenze notevoli tra località situate alla stessa latitudine. 

Oltre alle oscillazioni stagionali, il livello del Mar Rosso mostra variazioni su scale temporali comprese tra alcuni giorni e diverse settimane. Churchill et al. hanno analizzato le oscillazioni della cosiddetta “banda meteorologica”, comprese approssimativamente tra 4 e 30 giorni, osservando nel Mar Rosso centrale escursioni dell’ordine di 0,7 m, superiori in alcuni casi alle componenti stagionali e mareali. Una parte considerevole di questa variabilità è riconducibile a un’unica modalità barotropica, nella quale il livello tende a salire o scendere coerentemente in gran parte del bacino. Il principale fattore forzante è lo stress del vento lungo l’asse del Mar Rosso meridionale, capace di accumulare o rimuovere temporaneamente acqua attraverso Bab el-Mandeb e di trasmettere la risposta verso nord. 

Gli eventi estremi di origine meteorologica possono pertanto essere molto più elevati della sola tendenza climatica annuale. Le simulazioni idrodinamiche di Antony et al. indicano che i massimi livelli meteorologici raggiungono frequentemente circa 0,30–0,50 m all’interno del bacino e possono avvicinarsi a 0,85 m nel Golfo di Suez. Gli episodi più rilevanti sono maggiormente frequenti tra gennaio e marzo e vengono generati soprattutto dalle variazioni dei venti nel Mar Rosso meridionale. Ciò dimostra che un’anomalia prodotta vicino a Bab el-Mandeb può propagarsi su scala quasi integrale, interessando coste situate a centinaia o migliaia di chilometri di distanza. 

In questo contesto, l’innalzamento climatico del livello medio non sostituisce la variabilità meteorologica, ma ne modifica la quota di partenza. Se il livello medio aumenta di alcuni decimetri, una perturbazione capace oggi di produrre un sovralzo di 30–50 cm agirebbe sopra una superficie marina già più elevata. Ne deriverebbe una maggiore probabilità di superare banchine portuali, strade costiere, barriere naturali e sistemi di drenaggio. La valutazione del rischio non può quindi limitarsi alla tendenza media annuale: deve considerare la somma tra innalzamento di lungo periodo, ciclo stagionale, oscillazioni meteorologiche, maree e onde.

Lo studio di Abdulla e Al-Subhi basato sull’altimetria satellitare del periodo 1993–2020 ha stimato per l’intero Mar Rosso una crescita media del livello pari a 3,88 mm all’anno, valore giudicato coerente con il tasso globale osservato durante l’era satellitare. La tendenza non risulta però uniforme lungo l’asse del bacino: gli autori hanno calcolato circa 4,23 mm all’anno nel settore settentrionale, 3,82 mm nel settore centrale e 3,69 mm in quello meridionale. Questa distribuzione suggerisce una crescita leggermente più rapida a nord, potenzialmente associata alle differenze nel riscaldamento, nella salinità, nella circolazione e nel trasferimento di acqua proveniente dal Golfo di Aden. 

Limitando la regressione lineare al periodo successivo al 2000, lo stesso studio ha ottenuto un tasso medio molto più elevato, pari a 6,40 mm all’anno. Le tendenze regionali raggiungevano 6,83 mm all’anno nel nord, 6,59 mm nel centro e 5,87 mm nel sud. Tali valori hanno suggerito una possibile accelerazione, ma non devono essere proiettati meccanicamente fino al 2100. La stima dipende infatti dal periodo selezionato e risente della caduta del livello verificatasi alla fine degli anni Novanta, seguita da una successiva risalita. Gli autori stessi hanno collegato parte dell’elevato tasso post-2000 al recupero successivo alle anomalie negative associate agli episodi di La Niña del 1998–2000, oltre che al riscaldamento di fondo. 

Un aggiornamento pubblicato nel 2025 da Mohamed e Skliris, basato sul periodo 1993–2021, ha stimato una tendenza media leggermente superiore, pari a 4,17 ± 0,14 mm all’anno. Lo studio ha confermato che le tendenze del livello totale e della componente sterica sono maggiori nel settore settentrionale rispetto a quello meridionale e ha individuato un cambiamento relativamente brusco dopo il 2008, con un’accelerazione delle anomalie del livello e delle loro componenti. Il contributo predominante è risultato termosterico, cioè associato all’aumento di volume prodotto dal riscaldamento dell’acqua. La componente alosterica, legata alle variazioni della salinità, può invece opporsi parzialmente all’espansione termica in alcune aree settentrionali. 

La differenza tra 3,88 e 4,17 mm all’anno non rappresenta una contraddizione sostanziale. I due risultati derivano da periodi leggermente differenti, dataset e procedure di separazione delle componenti non perfettamente identici. Entrambi indicano comunque che, dall’inizio delle osservazioni satellitari, il Mar Rosso ha sperimentato un aumento medio paragonabile o moderatamente superiore a quello globale, accompagnato da una marcata variabilità regionale e interannuale. Il dato più importante non è quindi un singolo numero immutabile, ma la convergenza delle analisi verso una crescita persistente e un ruolo significativo del riscaldamento della colonna d’acqua. 

L’effetto termosterico risulta particolarmente plausibile in un bacino caldo e fortemente evaporativo. Quando l’acqua si riscalda, la sua densità diminuisce e il volume aumenta; se tale processo interessa una parte consistente della colonna oceanica, la superficie marina si solleva anche senza aggiunta di nuova massa. Nel Mar Rosso, tuttavia, temperatura e salinità esercitano effetti opposti: il riscaldamento tende a innalzare il livello, mentre un incremento della salinità aumenta la densità e può ridurre parzialmente la componente sterica. La recente analisi di Mohamed e Skliris mostra che la componente termosterica ha prevalso, ma anche che l’ingresso di acque meno saline dal Golfo di Aden e la loro distribuzione verso nord modificano il bilancio in maniera spazialmente complessa. 

L’aumento osservato mediante altimetria è un livello marino assoluto, riferito a un sistema geocentrico. Per le comunità costiere è tuttavia più importante il livello relativo, cioè l’altezza del mare rispetto al terreno locale. Lungo le coste del Mar Rosso, i movimenti verticali possono dipendere dalla tettonica della grande zona di rift, dalla subsidenza dei sedimenti, dalla compattazione dei terreni, dall’estrazione di acque sotterranee e dal carico prodotto dall’urbanizzazione. Una costa in abbassamento sperimenterà un innalzamento relativo più rapido rispetto alla tendenza altimetrica del bacino; al contrario, un sollevamento tettonico potrebbe compensarne temporaneamente una parte. La scarsità di lunghe serie mareografiche collegate a misure geodetiche stabili rappresenta pertanto una rilevante fonte d’incertezza nella valutazione locale.

La variabilità interannuale del livello è inoltre influenzata da modalità climatiche remote. Abdulla e Al-Subhi hanno individuato corrispondenze tra le anomalie del Mar Rosso e l’El Niño–Southern Oscillation, l’Indian Ocean Dipole e il pattern East Atlantic–West Russia, con un’influenza statisticamente più forte associata all’ENSO. Le oscillazioni con periodicità compresa approssimativamente tra tre e sette anni compaiono sia nella temperatura superficiale sia nel livello marino, suggerendo un collegamento tra la variabilità atmosferica tropicale, il contenuto di calore dell’Oceano Indiano e gli scambi attraverso Bab el-Mandeb. 

Il collegamento con l’ENSO non implica che il Pacifico modifichi direttamente il Mar Rosso senza processi intermedi. Durante le fasi di El Niño e La Niña cambiano la circolazione atmosferica tropicale, i venti sull’Oceano Indiano, la distribuzione del calore e il livello marino nell’Arabian Sea e nel Golfo di Aden. Queste anomalie possono successivamente essere trasmesse al Mar Rosso attraverso variazioni della pressione oceanica, degli scambi di volume e delle proprietà termiche delle acque in ingresso. Lo studio del 2021 ha associato le forti anomalie negative intorno al 1998–2000 a episodi consecutivi di La Niña e le anomalie positive del 2014–2016 alla fase di El Niño. L’analisi aggiornata al 2021 attribuisce all’ENSO una parte, ma non la totalità, della variabilità interannuale, stimata intorno al 45% della variabilità complessiva considerata nello studio. 

Questa dipendenza dalla variabilità naturale spiega perché il livello non cresca in modo lineare di anno in anno. L’innalzamento antropogenico di fondo è sovrapposto a oscillazioni che possono temporaneamente accelerare, rallentare o persino invertire la tendenza per alcuni anni. Un intervallo breve iniziato in corrispondenza di un’anomalia negativa e terminato durante una fase positiva può produrre una pendenza molto elevata; scegliendo estremi temporali differenti si ottiene un risultato diverso. Per distinguere un’accelerazione climatica strutturale dalla variabilità decennale sono necessarie serie più lunghe, insieme alla separazione delle componenti termosterica, alosterica, dinamica e di massa.

Le proiezioni elaborate da Abdulla e Al-Subhi indicavano per il 2100 un innalzamento di circa 15,2 cm nello scenario RCP2.6, 17,0 cm in RCP4.5 e 34,5 cm in RCP8.5. Queste stime risultano sensibilmente inferiori alle proiezioni regionali CMIP6 successivamente riportate nella valutazione complessiva dell’EMME, nella quale il Mar Rosso viene aggregato con il Golfo Persico-Arabico. Per il periodo 2081–2100, rispetto al 1995–2014, tale valutazione indica una mediana di circa 0,4 m in SSP1-2.6 e 0,6 m in SSP5-8.5, con intervalli rispettivamente compresi tra 0,2–0,6 e 0,4–1,0 m. 

I due gruppi di valori non devono essere confrontati come se derivassero dalla medesima metodologia. Le proiezioni del 2021 erano ottenute mediante un approccio specifico applicato alle anomalie del Mar Rosso, mentre le stime CMIP6 integrano contributi globali e regionali, utilizzano scenari SSP, un differente periodo di riferimento e un insieme modellistico più ampio. Inoltre, il valore CMIP6 della Tabella 1 non rappresenta il solo Mar Rosso, ma una regione comprendente anche il Golfo. Le differenze riflettono pertanto la baseline, la risoluzione, l’aggregazione geografica, il metodo di regionalizzazione e il trattamento delle calotte glaciali. La conclusione più prudente è che le prime stime specifiche del bacino possano essere conservative e che la pianificazione costiera debba considerare anche gli intervalli più elevati delle valutazioni aggiornate. 

La rappresentazione del Mar Rosso nei modelli globali rimane problematica proprio per la forma stretta e allungata del bacino e per la presenza dello stretto di Bab el-Mandeb. Una griglia oceanica troppo grossolana può descrivere in modo incompleto la batimetria dello stretto, gli scambi verticali, i vortici di mesoscala e la circolazione costiera. Di conseguenza, la regionalizzazione delle proiezioni richiede modelli oceanici ad alta risoluzione, capaci di riprodurre gli scambi con il Golfo di Aden e di combinare l’aumento di massa globale con la risposta sterica e dinamica locale. Questa limitazione costituisce una delle ragioni per cui le proiezioni specifiche del Mar Rosso sono meno numerose rispetto a quelle disponibili per l’Atlantico o il Mediterraneo. 

L’innalzamento del mare potrebbe avere conseguenze rilevanti lungo le coste di Egitto, Sudan, Eritrea, Gibuti, Arabia Saudita e Yemen. Numerosi insediamenti, porti, aeroporti, strutture turistiche e impianti industriali sono collocati su pianure costiere strette o superfici coralline relativamente basse. Il rischio sarà determinato non soltanto dalla sommersione permanente, ma soprattutto dall’aumento della frequenza degli allagamenti episodici, dall’erosione, dalla salinizzazione delle falde e dall’interazione tra mare più alto e mareggiate. Le città portuali e le infrastrutture situate nei golfi di Suez e Aqaba possono presentare una vulnerabilità particolare, poiché la geometria ristretta può favorire l’accumulo d’acqua durante specifiche configurazioni dei venti. Gli eventi meteorologici simulati nel Golfo di Suez, capaci di raggiungere circa 0,85 m, mostrano l’importanza di integrare gli estremi nella pianificazione. 

Le falde costiere possono deteriorarsi anche prima che il terreno venga sommerso. Quando il livello del mare aumenta, la pressione esercitata dall’acqua salata sul margine dell’acquifero cresce; se contemporaneamente i prelievi riducono il livello della falda dolce, l’interfaccia salina può spostarsi verso l’interno. Nelle regioni aride del Mar Rosso, dove la ricarica meteorica è limitata e la domanda idrica è elevata, tale processo può compromettere pozzi, suoli agricoli e vegetazione costiera. La vulnerabilità dipende dalla permeabilità dei terreni, dalla topografia, dalla quantità di pompaggio e dalla presenza di barriere geologiche, rendendo necessarie valutazioni locali piuttosto che l’applicazione uniforme di una singola quota di innalzamento.

Il rischio interessa anche le mangrovie e gli ambienti intertidali. Questi ecosistemi possono teoricamente adattarsi a un mare crescente accumulando sedimenti o migrando verso l’interno, ma la loro capacità dipende dalla velocità dell’innalzamento, dalla disponibilità di materiale sedimentario e dall’assenza di ostacoli antropici. Strade, costruzioni e opere costiere possono impedire la migrazione, comprimendo la vegetazione tra il mare e le infrastrutture. Le proiezioni climatiche mostrano inoltre che il riscaldamento e i cambiamenti della densità superficiale possono modificare la dispersione dei propaguli delle mangrovie, con possibili conseguenze per la rigenerazione e la connettività delle popolazioni. 

Le barriere coralline svolgono una funzione fondamentale nella protezione delle coste, poiché dissipano una parte molto elevata dell’energia delle onde prima che queste raggiungano spiagge e infrastrutture. Una meta-analisi globale di Ferrario et al. ha stimato che i reef possono ridurre mediamente l’energia ondosa di circa il 97%, con la maggior parte della dissipazione concentrata sulla cresta della barriera. L’innalzamento del livello può tuttavia aumentare la profondità dell’acqua sopra il reef e permettere a onde più energetiche di attraversarlo, soprattutto qualora la crescita verticale del corallo non riesca a mantenere il passo con il mare crescente. 

La capacità dei reef del Mar Rosso di adattarsi non dipende soltanto dal livello marino, ma anche dalla loro salute biologica. Steiner et al. hanno individuato una diminuzione del tasso netto di calcificazione del sistema corallino del Mar Rosso pari a circa il 26 ± 16% tra il 1998 e il 2015, sulla base delle variazioni dell’alcalinità e degli elementi disciolti lungo il bacino. Tale risultato presenta incertezze e non implica un declino uniforme di ogni barriera, ma suggerisce che riscaldamento, acidificazione e pressioni locali possano ridurre la produzione di carbonato necessaria alla crescita della struttura. Se la costruzione del reef rallenta mentre il livello marino accelera, la barriera può perdere progressivamente parte della propria efficacia protettiva. 

Il riscaldamento costituisce una pressione parallela e potenzialmente sinergica. Il Mar Rosso viene descritto come un grande ecosistema marino in rapido riscaldamento, nel quale sono aumentate la temperatura superficiale e la frequenza degli estremi caldi. Le comunità coralline possiedono tolleranze termiche elevate rispetto a numerose altre regioni tropicali, ma non sono immuni alle ondate di calore marine. Eventi prolungati possono produrre sbiancamento, mortalità e cambiamenti nella composizione ecologica. La perdita della complessità strutturale dei reef ridurrebbe contemporaneamente la biodiversità e la protezione costiera, aumentando la vulnerabilità agli effetti dell’innalzamento del mare. 

L’aumento della temperatura può inoltre rafforzare la stratificazione e limitare il trasferimento di nutrienti dagli strati profondi. Il Mar Rosso dipende fortemente dal Golfo di Aden e dall’Oceano Indiano per l’ingresso di nutrienti, soprattutto nel settore meridionale. Analisi sedimentarie e oceanografiche indicano che il riscaldamento e l’intensificazione della stratificazione potrebbero diminuire la disponibilità di nutrienti, modificando la produttività del fitoplancton e il funzionamento della rete alimentare. L’innalzamento del livello marino deve quindi essere considerato come una componente di un cambiamento oceanografico più ampio, nel quale temperatura, salinità, circolazione, ossigeno e produttività evolvono congiuntamente. 

Le proiezioni costiere dovrebbero incorporare anche l’incertezza topografica. Un aumento verticale di 30 o 60 cm non può essere trasformato direttamente in un’unica distanza di penetrazione dell’acqua, perché l’estensione dell’allagamento dipende dalla pendenza del terreno, dalle barriere naturali, dai canali, dalle opere di difesa e dalla connettività idraulica. Nelle pianure molto basse, pochi centimetri possono interessare superfici estese; lungo coste rocciose e ripide, la sommersione permanente può essere limitata, ma possono comunque aumentare l’azione delle onde e l’erosione alla base delle falesie. I modelli digitali di elevazione devono inoltre essere corretti per edifici, vegetazione e possibili errori verticali, che possono essere dello stesso ordine di grandezza dell’innalzamento previsto. 

Dal punto di vista dell’adattamento, sarà necessario integrare difese ingegneristiche, soluzioni naturali e pianificazione territoriale. Porti e infrastrutture critiche possono richiedere il rialzo delle banchine, la protezione degli impianti elettrici, il potenziamento del drenaggio e la revisione dei livelli di progetto. Le barriere coralline, le mangrovie e le piane intertidali dovrebbero essere preservate come elementi della protezione costiera, evitando che l’urbanizzazione ne impedisca l’adattamento naturale. Nelle aree non ancora densamente sviluppate, mantenere fasce libere lungo la costa può risultare più efficace e meno costoso rispetto alla costruzione futura di difese rigide.

Le misure dovrebbero essere progettate mediante percorsi adattivi, capaci di essere modificati quando nuove osservazioni mostrano il raggiungimento di determinate soglie. Una struttura può essere predisposta per un successivo rialzo, mentre i piani urbanistici possono vietare nuove costruzioni sotto specifiche quote. Questo approccio è particolarmente appropriato nel Mar Rosso, dove le proiezioni presentano ancora ampie differenze metodologiche e la componente locale del livello relativo è insufficientemente monitorata in numerosi settori. L’adattamento flessibile permette di evitare sia l’immobilismo sia il rischio di investire prematuramente in opere dimensionate su un unico scenario considerato certo.

Nel complesso, gli studi disponibili indicano che il livello medio del Mar Rosso è cresciuto di circa 3,9–4,2 mm all’anno dall’inizio dell’era satellitare, con valori superiori nel settore settentrionale e un’accelerazione apparente nei periodi successivi al 2000 o al 2008. La stima di 6,40 mm all’anno ottenuta per il periodo post-2000 rappresenta un segnale rilevante, ma risente della selezione temporale e della risalita successiva alle anomalie negative di fine anni Novanta; non deve quindi essere interpretata come un tasso costante garantito per l’intero XXI secolo. Le analisi delle componenti mostrano tuttavia che l’espansione termica ha assunto un ruolo predominante e che l’influenza dell’ENSO e delle altre modalità climatiche si sovrappone a una tendenza antropogenica persistente. 

Le proiezioni specifiche pubblicate nel 2021, comprese tra 15,2 e 34,5 cm a seconda dello scenario RCP, appaiono più contenute rispetto alle successive stime CMIP6 regionali, che per l’insieme Mar Rosso–Golfo indicano mediane di circa 0,4–0,6 m entro il 2081–2100 e una fascia superiore prossima a un metro nello scenario più intenso. La divergenza mette in evidenza la necessità di non affidarsi a una singola metodologia e di sviluppare simulazioni regionali capaci di rappresentare correttamente Bab el-Mandeb, la circolazione interna e i movimenti verticali delle coste. 

Il principale messaggio scientifico è che il futuro del Mar Rosso non sarà determinato esclusivamente da una lenta crescita uniforme del livello medio. L’evoluzione effettiva deriverà dalla sovrapposizione tra innalzamento globale, espansione termica regionale, variazioni di salinità, scambi con il Golfo di Aden, oscillazioni climatiche, venti, maree, onde e movimenti del terreno. Anche un aumento medio di alcuni decimetri può trasformare radicalmente la frequenza degli estremi, poiché le oscillazioni stagionali e meteorologiche del bacino raggiungono già diverse decine di centimetri. La mitigazione delle emissioni rimane essenziale per contenere l’accelerazione nel lungo periodo, mentre un monitoraggio più esteso mediante altimetria, mareografi e sistemi geodetici è indispensabile per adattare città, porti, falde ed ecosistemi a una trasformazione che proseguirà ben oltre la fine del XXI secolo.

5.1. L’interazione tra composizione atmosferica e clima

La regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, comunemente indicata con l’acronimo EMME, rappresenta uno degli ambienti nei quali le interazioni tra cambiamento climatico, composizione atmosferica, uso del territorio e qualità dell’aria assumono una rilevanza particolarmente elevata. La vulnerabilità regionale deriva dalla combinazione tra clima prevalentemente arido o semi-arido, scarsa copertura vegetale, disponibilità idrica limitata, vaste superfici desertiche e forte esposizione alle variazioni della circolazione atmosferica. A questi fattori naturali si sovrappongono una rapida urbanizzazione, la crescita della popolazione, l’espansione delle attività industriali e petrolchimiche e l’aumento della domanda energetica. Il risultato è un sistema atmosferico complesso, nel quale aerosol minerali, particolato antropico, gas reattivi e gas a effetto serra interagiscono con il bilancio radiativo, la stabilità atmosferica, la formazione delle nubi e i regimi di precipitazione. La composizione dell’atmosfera non costituisce quindi soltanto una conseguenza delle condizioni climatiche regionali, ma rappresenta essa stessa un fattore capace di modificarle, generando retroazioni che possono amplificare, attenuare o redistribuire gli effetti del riscaldamento globale.

Le polveri minerali costituiscono una delle componenti più evidenti dell’aerosol atmosferico della regione. I deserti meridionali della Penisola Arabica, la Mesopotamia, le pianure irachene, l’altopiano iranico e numerosi bacini endoreici rappresentano importanti aree sorgente. L’emissione di polvere avviene quando la velocità del vento supera una determinata soglia e le particelle superficiali, non più protette dalla vegetazione o dall’umidità del suolo, vengono sollevate e trasportate nell’atmosfera. La forza delle sorgenti dipende tuttavia non soltanto dal vento, ma anche dalla tessitura del terreno, dalla presenza di croste saline, dal contenuto idrico, dalla rugosità superficiale e dall’estensione delle aree prive di vegetazione. Le depressioni topografiche contenenti sedimenti fini, depositi alluvionali o antichi fondali lacustri possono diventare sorgenti particolarmente efficienti, poiché concentrano materiali facilmente erodibili che vengono mobilizzati durante le fasi secche. Ne consegue che l’attività delle polveri non risponde in maniera lineare al solo aumento della temperatura, ma emerge dall’interazione tra condizioni del suolo, copertura vegetale, precipitazioni, siccità, venti e modificazioni antropiche del territorio.

Il cambiamento climatico può favorire l’attivazione di nuove sorgenti attraverso l’aumento dell’evapotraspirazione, il deterioramento della copertura vegetale, la maggiore persistenza delle siccità e il prosciugamento di laghi, paludi e bacini effimeri. Quando un lago si ritira, i sedimenti precedentemente sommersi vengono esposti all’azione del vento e possono trasformarsi in superfici emissive. Questo processo assume una particolare importanza nei bacini salini, nei quali l’evaporazione lascia uno strato superficiale ricco di sali, minerali argillosi e, in alcuni casi, elementi potenzialmente tossici accumulatisi nei sedimenti. Le tempeste generate da tali superfici differiscono dalle comuni tempeste desertiche per composizione chimica, distribuzione granulometrica e possibili effetti ecologici. Le particelle saline possono danneggiare la vegetazione, alterare le proprietà dei suoli agricoli e irritare l’apparato respiratorio, mentre gli elementi in tracce eventualmente associati al particolato possono aumentarne la pericolosità.

Un caso emblematico è rappresentato dal lago Urmia, nell’Iran nordoccidentale. La sua forte contrazione ha lasciato esposte vaste superfici saline scarsamente vegetate e vulnerabili all’erosione eolica. Gli studi condotti nell’area hanno evidenziato che la tipologia geomorfologica delle superfici prosciugate, il contenuto di sali, l’umidità e la presenza di croste determinano marcate differenze nella capacità di emettere particelle. Le osservazioni indicano inoltre che il materiale proveniente dal fondale può essere trasportato per decine di chilometri, contribuendo alle concentrazioni di particolato nelle città e nelle aree agricole circostanti. Fenomeni analoghi sono stati osservati anche presso altri bacini iraniani, tra cui Hamoun, Bakhtegan e Gavkhoni, a conferma del fatto che la desiccazione dei laghi può trasformare una crisi idrologica in un problema atmosferico, sanitario e agricolo. 

La relazione tra riscaldamento climatico e polverosità futura rimane tuttavia caratterizzata da notevoli incertezze. Una semplice interpretazione secondo cui temperature più elevate produrrebbero automaticamente più polvere non considera il ruolo decisivo della circolazione atmosferica e della velocità del vento. Alcune simulazioni climatiche indicano che determinate sorgenti mediorientali potrebbero intensificarsi in presenza di maggiore aridità, degrado del suolo e perdita di vegetazione; altri esperimenti modellistici proiettano invece una diminuzione delle concentrazioni medie regionali di polvere, legata all’indebolimento dei venti superficiali, a variazioni delle precipitazioni e a possibili incrementi localizzati dell’indice di area fogliare. Mousavi et al. hanno ottenuto, in uno specifico insieme di simulazioni, riduzioni comprese indicativamente tra il 5 e il 35% in alcune parti della regione MENA entro la fine del secolo. Gli stessi autori sottolineano però che i risultati dipendono da un singolo sistema modellistico e che le risposte variano notevolmente tra le diverse sorgenti, le stagioni e gli scenari considerati. Le proiezioni devono quindi essere interpretate come indicazioni condizionate dalle ipotesi dei modelli, non come una previsione univoca dell’evoluzione futura delle tempeste di polvere. 

Questa complessità deriva anche dalla natura fortemente non lineare delle emissioni eoliche. Una modesta diminuzione della velocità media del vento può ridurre sensibilmente il numero di episodi nei quali viene superata la soglia necessaria alla mobilizzazione dei sedimenti; al contrario, l’aumento della frequenza di raffiche intense o di particolari configurazioni sinottiche può accrescere l’emissione anche in presenza di una diminuzione del vento medio. Le modificazioni della saccatura del Mar Rosso, delle depressioni mediterranee, dei venti di Shamal e dei gradienti di pressione tra il Mar Caspio, l’altopiano iranico e l’Hindu Kush possono quindi esercitare effetti differenti nelle varie parti del dominio EMME. Nell’Iran orientale, per esempio, i venti stagionali di Levar, noti come “venti dei 120 giorni”, rappresentano uno dei principali meccanismi di mobilizzazione della polvere durante l’estate. Variazioni della posizione e dell’intensità dell’alta pressione caspica possono modificarne la velocità e la persistenza, producendo conseguenze sulla visibilità, sulla qualità dell’aria e sui flussi radiativi regionali.

La Figura 14, attraverso la distribuzione del PM2,5, evidenzia il contributo delle principali regioni desertiche e semidesertiche alla concentrazione del particolato fine. È tuttavia importante evitare di attribuire automaticamente tutto il PM2,5 alle polveri naturali. Il particolato atmosferico viene classificato in base al diametro aerodinamico, ma particelle appartenenti alla medesima classe dimensionale possono avere origini e composizioni molto diverse. Una parte della frazione fine della polvere minerale rientra nel PM2,5, ma nella stessa categoria sono presenti solfati, nitrati, ammonio, carbonio organico e carbonio nero derivanti dalla combustione di combustibili fossili, dal traffico, dalla produzione energetica, dalle raffinerie e dalle attività industriali. La distinzione tra componente naturale e antropica richiede quindi analisi chimiche, misure della distribuzione dimensionale, osservazioni delle proprietà ottiche e modelli di attribuzione delle sorgenti.

Le misure realizzate durante la campagna AQABA hanno modificato profondamente la comprensione dell’inquinamento atmosferico mediorientale. La campagna, condotta nel 2017 intorno alla Penisola Arabica, ha combinato osservazioni navali e simulazioni chimico-meteorologiche, attraversando ambienti relativamente incontaminati, aree industriali, corridoi marittimi, regioni petrolifere e zone interessate da tempeste di polvere. Osipov et al. hanno mostrato che, sebbene la componente grossolana sia largamente dominata dalla polvere desertica, una parte molto rilevante del particolato fine pericoloso per la salute è di origine antropica. Secondo la loro analisi, le particelle submicrometriche risultavano quasi interamente associate alle emissioni umane, mentre la componente antropica contribuiva in maniera sostanziale anche alla profondità ottica totale degli aerosol. Questi risultati dimostrano che l’inquinamento industriale non rappresenta una componente marginale sovrapposta a un fondo naturale, ma un elemento centrale sia per la salute pubblica sia per il bilancio radiativo regionale. 

L’importanza della componente antropica emerge soprattutto nelle aree costiere del Golfo Persico, dove si concentrano raffinerie, impianti petrolchimici, centrali elettriche, traffico navale e grandi agglomerati urbani. Le emissioni di biossido di zolfo e ossidi di azoto possono essere trasformate chimicamente in solfati e nitrati, incrementando la massa del PM2,5. I composti organici volatili, in presenza di ossidi di azoto e intensa radiazione solare, favoriscono la produzione fotochimica di ozono troposferico. Le alte temperature accelerano molte reazioni atmosferiche, mentre la forte insolazione estiva e la frequente stabilità dello strato limite possono promuovere l’accumulo degli inquinanti. Il Golfo Persico costituisce pertanto un ambiente favorevole alla formazione di smog fotochimico, nel quale le emissioni locali interagiscono con il trasporto a lunga distanza e, in alcuni casi, con apporti provenienti dalla libera troposfera o dalla stratosfera.

Le ricerche collegate ad AQABA hanno inoltre mostrato che gli inventari emissivi convenzionali non sempre rappresentano adeguatamente tutte le sorgenti regionali. Bourtsoukidis et al., analizzando le concentrazioni di etano e propano intorno alla Penisola Arabica, hanno individuato nel Mar Rosso profondo una sorgente inattesa di idrocarburi non metanici. Le concentrazioni osservate nel Mar Rosso settentrionale risultavano sottostimate dai modelli basati sugli inventari tradizionali; l’analisi delle traiettorie delle masse d’aria e della composizione chimica ha suggerito un rilascio di idrocarburi dalle acque profonde. Tali composti sono importanti perché, reagendo con gli ossidi di azoto, partecipano alla formazione di ozono e di altri ossidanti atmosferici. Questo risultato evidenzia come la composizione atmosferica regionale possa essere influenzata da sorgenti industriali, biologiche, marine e geologiche, alcune delle quali non sono ancora adeguatamente rappresentate nei modelli. 

L’esposizione cronica al PM2,5 costituisce una delle principali conseguenze sanitarie di questa miscela di polveri naturali e inquinanti antropici. Le particelle fini possono penetrare profondamente nell’apparato respiratorio e una parte di esse può raggiungere la circolazione sanguigna, contribuendo all’aumento del rischio di patologie cardiovascolari e respiratorie. La pericolosità dipende non soltanto dalla massa totale, ma anche dalla dimensione, dalla composizione chimica, dalla solubilità dei metalli, dalla presenza di sostanze organiche ossidanti e dalla capacità delle particelle di produrre stress ossidativo. La polvere minerale grossolana non è priva di effetti sanitari, soprattutto durante episodi molto intensi, ma le particelle antropiche fini possono possedere caratteristiche tossicologiche differenti e rimanere sospese più a lungo, aumentando l’esposizione della popolazione.

Osipov et al. hanno stimato per il Medio Oriente un carico sanitario estremamente elevato attribuibile all’inquinamento atmosferico, con il PM2,5 responsabile della maggior parte dell’impatto rispetto all’ozono. Lo studio conclude che le concentrazioni raccomandate per la protezione della salute risultano ampiamente superate in gran parte della regione e che una quota consistente dell’esposizione è associata a emissioni antropiche evitabili. Gli autori stimano inoltre che il particolato fine antropico rappresenti una componente particolarmente importante nelle aree densamente popolate, dove la vicinanza alle fonti industriali, energetiche e veicolari aumenta l’esposizione. Ciò comporta una conseguenza rilevante per le politiche ambientali: mentre le polveri desertiche non possono essere completamente eliminate, le emissioni di solfati, nitrati, carbonio nero e precursori dell’ozono possono essere ridotte mediante desolforazione dei combustibili, controllo delle emissioni industriali, miglioramento dell’efficienza energetica e transizione verso tecnologie meno inquinanti. 

Oltre agli effetti sulla salute, gli aerosol modificano il clima attraverso l’interazione con la radiazione solare e infrarossa. Le particelle diffondenti, come molti solfati e alcune componenti della polvere, riducono la quantità di radiazione solare che raggiunge la superficie, generando un raffreddamento superficiale diurno. Le particelle assorbenti, come il carbonio nero e alcune frazioni mineralogiche ricche di ossidi di ferro, assorbono invece parte della radiazione e riscaldano lo strato atmosferico nel quale sono concentrate. La polvere interagisce anche con la radiazione infrarossa terrestre, producendo un effetto che può opporsi parzialmente al raffreddamento solare e contribuire al riscaldamento notturno. Il segno e l’intensità dell’effetto netto dipendono dall’albedo della superficie, dall’altezza dello strato di aerosol, dalla dimensione delle particelle, dalla loro composizione mineralogica, dalla presenza di nubi e dall’ora del giorno.

Nelle regioni desertiche, caratterizzate da superfici già molto riflettenti, l’effetto radiativo della polvere può differire da quello osservato sopra oceani o superfici vegetate. Durante le tempeste più intense, la drastica riduzione della radiazione solare incidente può provocare un marcato abbassamento della temperatura diurna al suolo. Gli episodi del marzo 2009 e del marzo 2012 sulla Penisola Arabica hanno mostrato diminuzioni termiche locali dell’ordine di diversi gradi. Il raffreddamento della superficie può ridurre i flussi di calore sensibile, modificare la turbolenza e indebolire il rimescolamento dello strato limite; contemporaneamente, l’assorbimento della radiazione da parte della polvere può riscaldare l’atmosfera sovrastante. Questa combinazione accresce la stabilità verticale e può intrappolare gli inquinanti vicino al suolo, favorendo la formazione di un “serbatoio” o “bacino” di inquinamento.

Il bilancio radiativo della polvere rimane una delle principali fonti di incertezza nei modelli climatici. Un confronto pubblicato da Haugvaldstad et al. nel 2025, basato su nove modelli del progetto CMIP6-AerChemMIP, ha mostrato una notevole dispersione nella stima della forzante radiativa efficace della polvere. Nei diversi modelli, la componente diretta risultava compresa tra un raffreddamento di circa 0,56 watt per metro quadrato e un valore leggermente positivo, mentre la risposta mediata dalle nubi era generalmente riscaldante, ma anch’essa molto variabile. L’efficienza radiativa differiva di circa un ordine di grandezza tra i modelli, soprattutto a causa delle diverse rappresentazioni dell’assorbimento, delle dimensioni delle particelle e della frazione di polvere grossolana. Questi risultati dimostrano che l’incertezza non riguarda soltanto la quantità di polvere emessa, ma anche le proprietà ottiche attribuite alle particelle e i processi attraverso i quali esse interagiscono con nubi e precipitazioni. 

La composizione mineralogica è particolarmente importante. Particelle ricche di quarzo, calcite, argille o ossidi di ferro non possiedono le stesse capacità di diffusione e assorbimento della radiazione. Inoltre, la distribuzione granulometrica influenza sia il tempo di permanenza nell’atmosfera sia l’interazione con la radiazione infrarossa. Le particelle più fini possono essere trasportate per migliaia di chilometri, mentre quelle più grossolane tendono a depositarsi più rapidamente, pur potendo contribuire fortemente all’effetto radiativo nelle vicinanze delle sorgenti. I modelli che trascurano una parte della frazione grossolana o impiegano una composizione mineralogica uniforme rischiano quindi di rappresentare in maniera incompleta il bilancio energetico delle regioni desertiche.

Durante il trasporto, la polvere non rimane chimicamente inerte. Le particelle minerali alcaline possono assorbire acido nitrico, acido solforico e altri composti gassosi, modificando sia la composizione della polvere sia quella dell’aerosol antropico. L’assorbimento di acido nitrico può ridurre la quantità disponibile per la formazione di nitrato d’ammonio, mentre la formazione di rivestimenti solubili può aumentare l’igroscopicità delle particelle e la loro capacità di agire come nuclei di condensazione. La polvere “invecchiata” può quindi avere proprietà ottiche, chimiche e microfisiche diverse da quelle possedute al momento dell’emissione. Uno studio modellistico pubblicato da Milousis et al. nel 2025 ha confermato che le interazioni tra polvere e nitrati possono modificare sia l’effetto radiativo diretto sia quello mediato dalle nubi, evidenziando come la mancata rappresentazione di questi processi costituisca una fonte significativa d’incertezza nei modelli globali. 

Le particelle atmosferiche influenzano anche la microfisica delle nubi. Gli aerosol igroscopici possono agire come nuclei di condensazione, mentre alcune particelle minerali favoriscono la formazione di cristalli di ghiaccio. Un aumento del numero di nuclei può produrre, a parità di contenuto d’acqua, goccioline più piccole e numerose, modificando la riflettività e la durata delle nubi. In ambienti convettivi, tuttavia, la risposta non è univoca: le particelle possono ritardare la collisione e coalescenza delle goccioline, sopprimere le precipitazioni calde, trasferire maggiore acqua liquida alle quote superiori e, in determinate condizioni, modificare lo sviluppo delle correnti ascendenti. Gli aerosol assorbenti possono inoltre evaporare parte delle nubi riscaldando l’atmosfera circostante, producendo il cosiddetto effetto semidiretto. La risposta finale dipende dall’umidità, dalla stabilità, dalla tipologia di nube e dalla distribuzione verticale degli aerosol.

Le interazioni tra polvere e nubi sono particolarmente rilevanti lungo le coste del Mar Rosso e nelle aree montuose della Penisola Arabica, dove brezze marine, convergenze locali e sollevamento orografico possono produrre convezione. Il raffreddamento della superficie indotto dalla polvere tende a ridurre il contrasto termico tra terra e mare e può indebolire le circolazioni di brezza; il riscaldamento atmosferico all’interno dello strato polveroso può invece modificare la pressione, la stabilità e la posizione delle convergenze. In alcune simulazioni, l’intenso riscaldamento della bassa e media troposfera ha rafforzato la ciclogenesi locale e favorito nuove emissioni di polvere, configurando una retroazione positiva nella quale la polvere modifica la circolazione che, a sua volta, mobilizza altro materiale.

Gli effetti climatici non rimangono confinati alle aree sorgente. Gli strati di polvere provenienti dall’Arabia e dall’Iran possono raggiungere il Mar Arabico e interagire con la circolazione monsonica dell’Asia meridionale. L’assorbimento della radiazione solare all’interno degli strati elevati riscalda la media troposfera e può favorire la formazione di un’anomalia di bassa pressione sopra il Mar Arabico, la Penisola Arabica meridionale e l’altopiano iranico. Ne può conseguire un rafforzamento del flusso monsonico sudoccidentale e del trasporto di umidità verso l’India. Jin et al., combinando osservazioni satellitari ed esperimenti WRF-Chem, hanno stimato in alcune regioni dell’India e del Pakistan un incremento medio delle precipitazioni di circa 0,44 millimetri al giorno, corrispondente approssimativamente al 10% della climatologia considerata. La risposta simulata risultava più evidente quando l’aumento della polvere mediorientale precedeva di circa undici giorni l’anomalia delle precipitazioni monsoniche. 

Questo meccanismo non implica che ogni aumento della polvere produca automaticamente maggiori precipitazioni monsoniche. L’effetto dipende dalla capacità assorbente delle particelle, dalla quota dello strato, dalla distribuzione delle sorgenti, dallo stato precedente del monsone e dall’interazione con gli aerosol antropici dell’Asia meridionale. Se la polvere è prevalentemente diffondente e rimane vicina al suolo, il raffreddamento superficiale può indebolire il contrasto termico terra-oceano; se invece è sufficientemente assorbente e raggiunge quote elevate, il riscaldamento atmosferico può rafforzare la circolazione. Le simulazioni mostrano pertanto risposte diverse a seconda delle proprietà mineralogiche e delle parametrizzazioni adottate. Anche piccole variazioni dell’assorbimento attribuito alla polvere possono modificare sensibilmente il segno e l’intensità della risposta pluviometrica.

La presenza simultanea di polvere naturale e inquinamento antropico introduce ulteriori complessità. Il carbonio nero depositato o mescolato alle particelle minerali può aumentare l’assorbimento della radiazione, mentre solfati, nitrati e composti organici possono modificarne l’igroscopicità. La miscela esterna o interna tra le diverse specie aerosoliche determina proprietà ottiche differenti e può alterare il riscaldamento atmosferico. Quando la polvere è immersa in masse d’aria fortemente inquinate, l’effetto radiativo non può quindi essere rappresentato come la semplice somma delle singole componenti. Le trasformazioni chimiche e i rivestimenti che si formano durante il trasporto modificano la capacità delle particelle di diffondere la luce, assorbire radiazione e partecipare alla formazione delle nubi.

Queste interazioni possono influenzare anche il ciclo dell’acqua regionale. Il raffreddamento superficiale riduce l’evaporazione e i flussi turbolenti, mentre il riscaldamento atmosferico può diminuire il raffreddamento radiativo della colonna e modificare la stabilità. A scala climatica, una riduzione del raffreddamento radiativo atmosferico tende a richiedere una minore compensazione attraverso il riscaldamento latente associato alle precipitazioni. Nei modelli CMIP6 analizzati da Haugvaldstad et al., gli esperimenti con maggiore polvere mostravano infatti una risposta rapida delle precipitazioni, con le riduzioni più pronunciate nei sistemi che attribuivano alla polvere un assorbimento più elevato. La risposta regionale può però discostarsi da quella globale, poiché la redistribuzione della circolazione può aumentare le precipitazioni in alcune aree e diminuirle in altre. 

L’interazione tra composizione atmosferica e clima coinvolge infine i gas serra e i precursori degli aerosol. L’espansione dell’industria petrolifera e del gas può aumentare le emissioni di metano, idrocarburi non metanici, ossidi di azoto e biossido di zolfo. Il metano contribuisce direttamente al riscaldamento climatico e partecipa alla chimica dell’ozono troposferico; gli idrocarburi non metanici alimentano la produzione fotochimica di ozono e aerosol organico secondario; il biossido di zolfo produce solfati generalmente raffreddanti, ma dannosi per la salute. Le politiche di riduzione delle emissioni possono quindi determinare effetti climatici differenti: la diminuzione del carbonio nero riduce sia l’inquinamento sia un importante agente riscaldante, mentre la rapida riduzione dei solfati può rimuovere parte del loro temporaneo effetto raffreddante. Ciò non riduce la necessità della mitigazione, ma sottolinea l’importanza di strategie coordinate che affrontino contemporaneamente gas serra, particolato e precursori dell’ozono.

L’evoluzione futura della qualità dell’aria nella regione EMME dipenderà pertanto dall’equilibrio tra trasformazioni climatiche, emissioni antropiche, gestione delle risorse idriche e cambiamenti del territorio. L’aumento della temperatura e della domanda evaporativa può intensificare il degrado dei suoli e la desiccazione dei bacini; nello stesso tempo, modificazioni dei venti e delle precipitazioni potrebbero ridurre l’attività di alcune sorgenti e aumentarne altre. La crescita urbana e industriale rischia di amplificare il contributo del particolato fine, dell’ozono e dei gas reattivi, ma tale traiettoria non è inevitabile. La riduzione delle emissioni da raffinerie, centrali elettriche, trasporti e navigazione potrebbe produrre benefici sanitari rapidi e diminuire una parte rilevante della forzante aerosolica regionale.

Un limite fondamentale delle attuali proiezioni climatiche regionali consiste nella rappresentazione incompleta degli aerosol interattivi. Molti modelli utilizzano concentrazioni prescritte o climatologie semplificate, senza simulare pienamente le retroazioni tra polvere, radiazione, nubi, vento, umidità del suolo e vegetazione. Anche quando la polvere è calcolata dinamicamente, possono essere trascurate la variabilità mineralogica, la frazione grossolana, la chimica eterogenea, le sorgenti saline e i cambiamenti del territorio. La forte dispersione tra i modelli CMIP6 mostra che il raddoppio delle emissioni di polvere può produrre risposte radiative molto diverse a seconda delle proprietà attribuite alle particelle. Ne deriva la necessità di integrare osservazioni satellitari, misure al suolo, lidar, campagne navali, analisi chimiche e modelli accoppiati atmosfera-superficie.

La regione EMME deve quindi essere interpretata come un laboratorio naturale nel quale clima e composizione atmosferica risultano strettamente interdipendenti. Le polveri desertiche modificano il bilancio radiativo, la stabilità, le nubi e le circolazioni regionali; il clima controlla a sua volta l’umidità del suolo, la vegetazione, i venti e l’attivazione delle sorgenti. Le emissioni antropiche si mescolano alla polvere, ne trasformano le proprietà chimiche e ottiche e aumentano l’esposizione delle popolazioni al particolato fine e all’ozono. Il prosciugamento dei laghi genera nuove sorgenti saline, mentre gli aerosol possono produrre effetti climatici che si estendono dal Mediterraneo orientale fino al monsone indiano. Comprendere questi processi è indispensabile non soltanto per migliorare le proiezioni climatiche, ma anche per progettare politiche integrate di qualità dell’aria, tutela della salute, gestione delle acque, conservazione del suolo e riduzione delle emissioni. In assenza di tale integrazione, i modelli rischiano di sottostimare proprio quelle retroazioni atmosferiche che rendono il Medio Oriente una delle regioni più sensibili e complesse del sistema climatico terrestre.

Figura 14. Distribuzione media annuale del PM2,5 nel Mediterraneo orientale e nel Medio Oriente

La Figura 14 offre una rappresentazione sintetica ma scientificamente molto significativa della distribuzione media annuale del particolato atmosferico fine, o PM2,5, nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente. La carta, ripresa dalla valutazione climatica regionale di Zittis et al. e costruita mediante dati aggiornati rispetto al prodotto elaborato da van Donkelaar et al. (2016), mostra una delle caratteristiche ambientali più rilevanti dell’area EMME: la coesistenza di enormi sorgenti naturali di polvere minerale e di intense emissioni antropiche associate a urbanizzazione, produzione energetica, industria petrolifera, raffinerie, trasporti terrestri e navigazione. Il PM2,5 comprende le particelle sospese con diametro aerodinamico non superiore a 2,5 micrometri, sufficientemente piccole da rimanere in atmosfera per tempi relativamente lunghi, attraversare confini nazionali e penetrare profondamente nell’apparato respiratorio. La mappa non descrive quindi soltanto un indicatore della torbidità atmosferica, ma una variabile di grande importanza climatica, sanitaria ed ecologica. 

La scala cromatica varia da valori prossimi allo zero fino a 100 microgrammi per metro cubo. Le tonalità blu e turchesi indicano concentrazioni relativamente basse, i colori verdi e gialli rappresentano livelli intermedi, mentre l’arancione, il rosso e il rosso scuro segnalano concentrazioni progressivamente più elevate. Il piccolo triangolo collocato all’estremità destra della barra cromatica suggerisce che alcune celle possono oltrepassare il limite massimo visualizzato, per cui le aree più scure devono essere interpretate come concentrazioni prossime o superiori a 100 µg m⁻³, anziché come valori necessariamente uguali a tale soglia. Poiché si tratta di medie annuali, le tonalità rosse non rappresentano soltanto episodiche tempeste di polvere, ma indicano che il carico atmosferico rimane elevato durante una frazione consistente dell’anno. Nei singoli episodi giornalieri o orari, soprattutto durante le tempeste più intense, le concentrazioni possono essere assai superiori ai valori medi cartografati.

Il primo elemento che emerge dalla figura è il marcato gradiente geografico tra le aree settentrionali e mediterranee e i territori aridi situati più a sud e a est. La Turchia occidentale e settentrionale, le coste egee e alcune zone del Levante presentano prevalentemente tonalità comprese tra il turchese, il verde e il giallo, corrispondenti a concentrazioni inferiori rispetto a quelle osservate nella Penisola Arabica, nelle pianure irachene e nelle regioni meridionali dell’Iran. Tale contrasto riflette differenze sostanziali nelle precipitazioni, nell’umidità del suolo, nella copertura vegetale, nella disponibilità di sedimenti erodibili e nei regimi di ventilazione. Le aree caratterizzate da vegetazione più continua e da precipitazioni più frequenti possiedono generalmente una superficie meno vulnerabile all’erosione eolica e beneficiano di una maggiore rimozione del particolato attraverso le deposizioni umide.

Procedendo dall’Anatolia e dalle coste mediterranee verso l’interno della Siria, la Giordania, l’Iraq e la Penisola Arabica, la carta mostra una progressiva transizione verso colori più caldi. Il gradiente non coincide rigidamente con i confini politici, ma segue le caratteristiche fisiografiche e climatiche del territorio. Ciò è particolarmente evidente nel passaggio dalle regioni costiere levantine, relativamente più umide, alle aree semiaride e desertiche dell’interno. Le superfici prive di vegetazione, i depositi alluvionali, le pianure fluviali degradate e i sedimenti fini accumulati nelle depressioni topografiche possono essere facilmente mobilizzati quando il vento supera la soglia necessaria all’erosione. L’emissione di polvere dipende quindi da un insieme di fattori che comprende la velocità del vento, l’umidità del terreno, la granulometria dei sedimenti, la presenza di croste superficiali e il grado di copertura vegetale.

Uno dei nuclei più evidenti di elevate concentrazioni interessa le pianure irachene e la Mesopotamia. Ampie porzioni dell’Iraq sono rappresentate in arancione o rosso, con massimi particolarmente pronunciati nel settore meridionale, in prossimità del Kuwait, del Golfo Persico e dell’Iran sudoccidentale. Questa configurazione è coerente con il ruolo delle pianure alluvionali del Tigri e dell’Eufrate, dei terreni agricoli degradati, delle aree palustri prosciugate e dei depositi fini come importanti sorgenti di polvere. I sedimenti limosi e argillosi possono produrre una quantità di particolato fine proporzionalmente maggiore rispetto alle grandi dune costituite da granuli più grossolani. Per questa ragione, le aree sorgente più efficienti non coincidono necessariamente con i deserti sabbiosi visivamente più spettacolari, ma spesso con superfici pianeggianti, disseccate e ricche di particelle fini.

Lo studio di Klingmüller et al. (2016), basato sulle tendenze satellitari della profondità ottica degli aerosol, individuò nel Medio Oriente uno dei più marcati aumenti delle concentrazioni aerosoliche osservati nel periodo analizzato. Gli autori riscontrarono una relazione tra l’aumento degli aerosol, la diminuzione delle precipitazioni e il calo dell’umidità del suolo nell’area della Mezzaluna Fertile, interpretando tali correlazioni come indicazione del ruolo svolto dall’aridità crescente nell’intensificazione delle emissioni di polvere. Questo risultato aiuta a comprendere perché le pianure irachene rappresentate nella Figura 14 costituiscano un punto critico: la disponibilità di sedimenti facilmente erodibili si combina con siccità, degrado del territorio e configurazioni meteorologiche favorevoli al sollevamento e al trasporto delle particelle. 

Un secondo massimo molto rilevante occupa il settore settentrionale e occidentale del Golfo Persico. Le concentrazioni elevate osservabili tra Iraq meridionale, Kuwait, Iran sudoccidentale, Arabia Saudita orientale, Qatar ed Emirati Arabi Uniti derivano dalla sovrapposizione di aerosol naturali e antropici. La polvere viene trasportata dalle pianure mesopotamiche, dai deserti sauditi e dall’altopiano iranico, mentre le aree urbane e industriali emettono biossido di zolfo, ossidi di azoto, carbonio nero, composti organici e particolato primario. Una parte di tali sostanze viene emessa direttamente come particella; un’altra si forma nell’atmosfera attraverso trasformazioni chimiche che producono solfati, nitrati e aerosol organico secondario. La distribuzione mostrata dalla carta deve quindi essere letta come il risultato di una miscela atmosferica complessa, e non come una semplice mappa della polvere desertica.

Questa distinzione è fondamentale perché il PM2,5 è una categoria dimensionale, non una categoria relativa all’origine. Una particella minerale, una particella di solfato derivata dalle emissioni industriali e una particella carboniosa prodotta dalla combustione possono tutte rientrare nella classe PM2,5, pur avendo composizione, proprietà ottiche e tossicità differenti. Le osservazioni effettuate durante la campagna AQABA e analizzate da Osipov et al. (2022) hanno mostrato che, mediando l’intero dominio studiato intorno alla Penisola Arabica, circa il 52% del PM2,5 era attribuibile alla polvere desertica. Tuttavia, il particolato submicrometrico risultava quasi interamente antropico, mentre nelle aree maggiormente popolate la frazione antropica del PM2,5 pericoloso per la salute diventava particolarmente importante. Pertanto, l’alta concentrazione rappresentata lungo il Golfo Persico non può essere considerata inevitabile o esclusivamente naturale: una quota rilevante è associata a emissioni potenzialmente riducibili. 

Il Golfo Persico possiede inoltre condizioni meteorologiche particolarmente favorevoli all’accumulo e alla trasformazione chimica degli inquinanti. Le temperature elevate, la forte radiazione solare, la frequente stabilità dello strato limite e la presenza di emissioni di ossidi di azoto e composti organici favoriscono la formazione di smog fotochimico e ozono troposferico. Lelieveld et al. (2009) identificarono questa regione come un importante punto critico per l’inquinamento da ozono, mostrando che la combinazione tra emissioni locali, trasporto a lunga distanza e intensa attività fotochimica può produrre concentrazioni elevate anche lontano dai principali centri urbani. Sebbene la Figura 14 rappresenti il particolato e non l’ozono, i due problemi sono collegati dalla comune origine di numerosi precursori e dalle condizioni atmosferiche che ne favoriscono l’accumulo. 

Nella Penisola Arabica la carta evidenzia vaste aree caratterizzate da valori elevati, soprattutto nei settori orientali, centrali e meridionali. Il Rubʿ al-Khali, le regioni desertiche dell’Arabia Saudita e dell’Oman e le depressioni interne forniscono grandi quantità di aerosol minerale. Tuttavia, l’efficienza delle sorgenti dipende dalla disponibilità di sedimenti fini più che dalla sola presenza di sabbia. Le dune costituite da granuli relativamente grandi tendono a produrre soprattutto particelle grossolane e a depositarle a distanza limitata, mentre le pianure interdunali, i letti lacustri prosciugati, le saline e i depositi alluvionali possono generare una frazione fine in grado di rimanere sospesa più a lungo e contribuire al PM2,5. Questa distinzione aiuta a spiegare la distribuzione non uniforme dei massimi, che non segue semplicemente l’estensione dei grandi deserti sabbiosi.

L’ampia zona rossa visibile sopra il Mar Arabico nordoccidentale non deve essere interpretata come una sorgente marina diretta di polvere minerale. Essa rappresenta principalmente il trasporto delle particelle sollevate dalla Penisola Arabica e dalle regioni circostanti. Gli aerosol possono essere convogliati sopra il mare dai venti di Shamal, dalle circolazioni monsoniche e da sistemi ciclonici regionali, formando estesi pennacchi che persistono per giorni. Il trasporto sopra superfici marine è particolarmente evidente nelle osservazioni satellitari perché la bassa riflettività dell’oceano rende più agevole il rilevamento ottico degli aerosol rispetto alle superfici desertiche fortemente riflettenti. La concentrazione al livello del suolo dipende tuttavia anche dall’altezza alla quale lo strato di polvere viene trasportato, dalla stabilità atmosferica e dalla deposizione gravitazionale.

Francis et al. (2021), studiando le tempeste estive sulla Penisola Arabica, mostrarono che la polvere può raggiungere diversi chilometri di quota e modificare profondamente il bilancio radiativo regionale. Nel caso analizzato, il sollevamento associato a una circolazione ciclonica trasportò un’enorme massa di aerosol sopra l’Arabia meridionale e il Mar Arabico. Gli autori rilevarono un forte raffreddamento della superficie durante il giorno, dovuto alla riduzione della radiazione solare incidente, e un riscaldamento durante la notte, associato all’interazione della polvere con la radiazione infrarossa. La polvere non agì quindi come un semplice schermo solare, ma modificò la struttura termica della colonna atmosferica, la circolazione, lo sviluppo delle nubi e le condizioni favorevoli alla formazione di nuovi episodi di sollevamento. 

L’Iran presenta una distribuzione particolarmente eterogenea. Il settore occidentale e sudoccidentale, esposto al trasporto proveniente dall’Iraq e alle emissioni del Golfo Persico, mostra concentrazioni molto elevate. Alcune aree montuose dell’Iran centrale e settentrionale presentano valori relativamente inferiori, probabilmente per effetto dell’altitudine, della maggiore ventilazione, delle precipitazioni più frequenti e della minore disponibilità di superfici sedimentarie facilmente erodibili. Nel settore sudorientale, invece, ricompaiono tonalità rosso intenso, coerenti con la presenza di deserti, bacini endoreici, laghi prosciugati e potenti venti stagionali.

L’Iran orientale e la regione del Sistan sono interessati dai venti di Levar, conosciuti anche come “venti dei 120 giorni”, che soffiano con grande intensità durante la stagione calda. Queste correnti possono mobilizzare i sedimenti fini dei bacini prosciugati e delle pianure desertiche, producendo tempeste di polvere di eccezionale intensità. Il problema viene aggravato dalla contrazione dei corpi idrici e dalla diminuzione dell’umidità superficiale. Quando un lago o una zona umida si prosciuga, i sedimenti precedentemente sommersi diventano disponibili per l’erosione eolica; se il fondale contiene sali, residui agricoli o elementi in tracce, il particolato prodotto può avere conseguenze particolari per la vegetazione, i suoli e la salute umana. La Figura 14, pur non distinguendo la composizione delle particelle, individua chiaramente l’Iran sudorientale come una delle principali aree regionali di esposizione.

Le zone relativamente meno inquinate non devono essere considerate completamente protette. Il Mediterraneo orientale si trova tra le sorgenti sahariane a ovest e quelle mediorientali a est e può quindi ricevere polvere da direzioni differenti in funzione della circolazione sinottica. Le depressioni mediterranee, le saccature in quota, le correnti meridionali prefrontali e la saccatura del Mar Rosso possono trasportare aerosol verso Cipro, il Levante, l’Anatolia e il Mar Egeo. La media annuale attenua la visibilità di tali episodi, poiché periodi di aria relativamente pulita si alternano a intrusioni di polvere molto intense. Per questa ragione, un’area verde o gialla sulla figura può comunque sperimentare giornate caratterizzate da concentrazioni estremamente elevate e da marcata riduzione della visibilità.

Dal punto di vista metodologico, è importante precisare che il satellite non misura direttamente, come farebbe una centralina al suolo, la massa di PM2,5 presente in un metro cubo d’aria vicino alla superficie. I sensori satellitari rilevano soprattutto la profondità ottica degli aerosol, ossia la misura dell’attenuazione della radiazione attraverso l’intera colonna atmosferica. Van Donkelaar et al. (2016) combinarono tali osservazioni con un modello di trasporto chimico e con dati provenienti dalle stazioni di monitoraggio, trasformando l’informazione colonnare in una stima delle concentrazioni superficiali. Questo approccio consente di ottenere una copertura spaziale continua anche in regioni con reti osservative molto rade, come ampie parti del Medio Oriente, ma introduce incertezze legate alla distribuzione verticale degli aerosol, alle proprietà ottiche delle particelle, all’umidità e alle prestazioni del modello. 

La relazione tra profondità ottica e PM2,5 al suolo non è infatti costante. Un elevato carico di aerosol collocato a diversi chilometri di quota può produrre un forte segnale satellitare senza determinare una concentrazione altrettanto elevata vicino alla superficie; al contrario, uno strato sottile ma confinato nello strato limite può causare una forte esposizione della popolazione pur contribuendo in misura più modesta alla quantità totale della colonna. Jin et al. (2019), analizzando le incertezze dell’approccio geofisico, mostrarono che gli errori nella rappresentazione modellistica del rapporto tra PM2,5 e profondità ottica possono essere considerevoli nelle stime giornaliere. Le mappe satellitari rimangono quindi strumenti indispensabili per l’analisi regionale, ma devono essere integrate con stazioni al suolo, lidar, profili verticali e analisi chimiche. 

Un’altra cautela riguarda la natura temporale della Figura 14. La carta rappresenta una climatologia annuale, non la variabilità stagionale né la frequenza dei superamenti giornalieri. Nel Medio Oriente l’attività della polvere presenta un forte ciclo stagionale, generalmente più intenso in primavera e in estate, quando i suoli sono più asciutti e particolari regimi di vento diventano più frequenti. Le emissioni industriali e urbane, invece, possono persistere durante tutto l’anno, mentre la formazione di aerosol secondari dipende da temperatura, umidità, radiazione solare e disponibilità dei precursori. Di conseguenza, lo stesso valore medio può derivare da una concentrazione cronicamente elevata oppure dall’alternanza tra mesi relativamente puliti e brevi episodi estremi.

La persistenza di colori gialli, arancioni e rossi su gran parte del dominio mostra comunque che l’esposizione media si colloca su livelli molto elevati. Le linee guida dell’Organizzazione mondiale della sanità del 2021 indicano per il PM2,5 una concentrazione media annuale di 5 µg m⁻³ come valore guida per la protezione della salute. La maggior parte delle aree rappresentate nella Figura 14 supera ampiamente tale livello, spesso di molte volte. Il confronto non implica che la carta possa essere utilizzata direttamente per verificare la conformità normativa di ogni singola città, perché la risoluzione spaziale e il periodo di riferimento sono differenti; tuttavia, evidenzia la dimensione eccezionale del problema sanitario regionale. 

L’impatto sanitario del PM2,5 deriva dalla capacità delle particelle fini di raggiungere le regioni profonde dei polmoni e, per alcune componenti, di entrare nella circolazione sanguigna. L’esposizione prolungata è associata a un aumento del rischio di malattie cardiovascolari e respiratorie, tumore del polmone e mortalità prematura. La tossicità non dipende esclusivamente dalla massa: carbonio nero, composti organici, metalli solubili e particelle secondarie possono produrre stress ossidativo e infiammazione, mentre anche la polvere minerale può trasportare microrganismi, sali, sostanze organiche e contaminanti adsorbiti. Poiché la mappa non distingue le diverse componenti, aree caratterizzate dalla medesima concentrazione possono presentare profili tossicologici differenti. 

Osipov et al. hanno mostrato che una parte sostanziale del carico sanitario nell’area mediorientale è collegata a emissioni antropiche evitabili. Il loro risultato è particolarmente importante per l’interpretazione della Figura 14: anche quando la polvere naturale costituisce una quota rilevante della massa totale, il particolato prodotto dalla combustione e dalle trasformazioni chimiche può essere più strettamente associato alle aree densamente popolate e contribuire in misura sproporzionata all’esposizione umana. La riduzione delle emissioni di biossido di zolfo, ossidi di azoto, particelle carboniose e composti organici potrebbe quindi produrre benefici sanitari considerevoli, pur senza eliminare le tempeste di polvere naturali. 

La figura possiede anche una notevole rilevanza climatica. Gli aerosol minerali e antropici diffondono e assorbono la radiazione solare, riducendo generalmente l’energia che raggiunge la superficie. La componente assorbente, costituita dal carbonio nero e da alcune frazioni mineralogiche della polvere, riscalda invece lo strato atmosferico nel quale è concentrata. Si può quindi verificare simultaneamente un raffreddamento della superficie e un riscaldamento dell’atmosfera sovrastante. Tale configurazione aumenta la stabilità verticale, riduce la turbolenza e può limitare la dispersione degli inquinanti, contribuendo alla formazione di un “bacino di inquinamento” nei bassi strati.

Durante la notte, la polvere interagisce con la radiazione infrarossa emessa dalla superficie, riducendo la dispersione di calore verso lo spazio e producendo un effetto riscaldante. Il ciclo giornaliero della temperatura può pertanto essere attenuato: le massime diminuiscono per la schermatura della radiazione solare, mentre le minime possono aumentare per l’effetto infrarosso. La risposta dipende dall’altezza, dalla concentrazione e dalla granulometria dello strato di polvere, nonché dall’albedo del terreno. Sopra una superficie desertica già fortemente riflettente, il segno della forzante alla sommità dell’atmosfera può essere diverso da quello osservato sopra l’oceano, motivo per cui le stesse particelle possono esercitare effetti climatici differenti nelle diverse aree rappresentate.

Le interazioni diventano ancora più complesse quando la polvere si mescola con aerosol antropici. I gas acidi possono reagire con le particelle minerali alcaline, formando rivestimenti di nitrati e solfati che modificano la capacità delle particelle di assorbire acqua, diffondere la luce e agire come nuclei di condensazione. Klingmüller et al. (2020) hanno mostrato che le interazioni tra polvere, inquinamento e nubi possono diminuire il contenuto di acqua condensata e ridurre la riflettività delle nubi. Nelle loro simulazioni, il conseguente effetto riscaldante mediato dalle nubi risultava superiore al raffreddamento esercitato dall’interazione diretta tra polvere e inquinamento. Ciò dimostra che un aumento degli aerosol non comporta necessariamente un raffreddamento climatico netto: la risposta complessiva dipende dalle trasformazioni chimiche e dagli aggiustamenti della copertura nuvolosa. 

Gli aerosol rappresentati nella Figura 14 possono influenzare anche le precipitazioni. Le particelle igroscopiche agiscono come nuclei di condensazione delle goccioline, mentre alcune particelle minerali favoriscono la nucleazione del ghiaccio. Un aumento del numero di nuclei può produrre goccioline più numerose e più piccole, alterando l’albedo delle nubi, il processo di collisione e coalescenza e la formazione delle precipitazioni. In presenza di convezione profonda, l’effetto può variare in funzione dell’umidità, della stabilità e dell’intensità delle correnti ascendenti. Gli aerosol assorbenti possono inoltre riscaldare l’atmosfera e favorire l’evaporazione parziale delle nubi, configurando un effetto semidiretto. La direzione della risposta non è quindi univoca e costituisce una delle maggiori fonti d’incertezza nelle simulazioni climatiche regionali.

La distribuzione sopra il Mar Arabico assume particolare importanza perché gli strati di polvere provenienti dall’Arabia possono interagire con la circolazione monsonica. Il riscaldamento atmosferico prodotto dall’assorbimento della radiazione può modificare i gradienti di pressione sul settore settentrionale dell’Oceano Indiano e influenzare il flusso sudoccidentale verso il subcontinente indiano. Diversi studi modellistici e osservativi hanno suggerito che, in determinate configurazioni, la presenza di polvere elevata sopra il Mar Arabico possa rafforzare il trasporto di umidità e aumentare le precipitazioni sull’India occidentale e centrale. Tale effetto dipende però dalla quota e dalle proprietà assorbenti della polvere: uno strato vicino alla superficie e prevalentemente diffondente potrebbe invece ridurre il contrasto termico tra continente e oceano e indebolire la circolazione monsonica.

La Figura 14 documenta una situazione media del passato recente, ma non determina automaticamente l’evoluzione futura. Il riscaldamento globale può aumentare l’evapotraspirazione, ridurre l’umidità del suolo, degradare la vegetazione e favorire il prosciugamento dei bacini, creando nuove superfici emissive. D’altra parte, le emissioni di polvere dipendono fortemente dalla velocità del vento, e alcuni modelli proiettano un indebolimento delle correnti superficiali in diverse aree. Pertanto, un clima più caldo e arido non implica necessariamente un aumento uniforme della concentrazione atmosferica di polvere.

Mousavi et al. (2023), utilizzando uno specifico insieme di simulazioni climatiche, hanno proiettato una diminuzione delle concentrazioni di polvere in gran parte della regione MENA entro la fine del secolo, attribuita soprattutto a venti superficiali più deboli e, in alcune aree, a maggiori precipitazioni e copertura vegetale. Le riduzioni simulate raggiungevano localmente valori compresi tra il 5 e il 35%, ma gli stessi autori hanno sottolineato che lo studio era basato su un solo sistema modellistico e che i risultati non devono essere considerati universali. Alcune sorgenti e alcune stagioni potrebbero infatti mostrare risposte differenti. La futura evoluzione dei massimi visibili nella Figura 14 rimane quindi incerta e dipenderà dall’interazione tra vento, precipitazioni, suolo, vegetazione e trasformazioni antropiche del territorio. 

Le attività umane possono modificare direttamente questa distribuzione anche senza intervenire sul clima globale. Il sovrasfruttamento delle risorse idriche, la deviazione dei corsi d’acqua, il prosciugamento delle zone umide, il sovrapascolo, la deforestazione e una gestione agricola non sostenibile possono aumentare la quantità di sedimenti esposti. Al contrario, la protezione delle aree umide, il ripristino della vegetazione, la stabilizzazione dei suoli e una migliore gestione dell’irrigazione possono ridurre le emissioni locali. Sul versante industriale, la desolforazione dei combustibili, il controllo delle emissioni delle raffinerie, la riduzione del flaring, l’elettrificazione dei trasporti e l’impiego di combustibili navali meno inquinanti potrebbero abbassare la componente antropica del PM2,5.

La continuità delle aree rosse attraverso Iraq, Kuwait, Iran, Arabia Saudita e Golfo Persico dimostra inoltre che l’inquinamento atmosferico è intrinsecamente transfrontaliero. Una tempesta originata nelle pianure irachene può raggiungere l’Iran e la Penisola Arabica; allo stesso modo, le emissioni industriali costiere possono essere trasportate sopra il Golfo o verso i Paesi vicini. Le politiche esclusivamente nazionali risultano pertanto insufficienti. Sarebbero necessarie reti regionali coordinate, protocolli comuni per la misurazione della composizione chimica, sistemi di allerta precoce e inventari delle emissioni capaci di distinguere le sorgenti naturali, urbane, industriali e marittime.

Nel suo insieme, la Figura 14 mostra che il Mediterraneo orientale e il Medio Oriente costituiscono uno dei principali punti critici mondiali per l’esposizione al particolato fine. I valori relativamente inferiori dell’Anatolia e delle coste levantine contrastano con le elevate concentrazioni delle pianure irachene, del Golfo Persico, della Penisola Arabica e dell’Iran sudorientale. Questa configurazione deriva dalla combinazione tra aridità, disponibilità di sedimenti, circolazioni atmosferiche, trasporto a lunga distanza e intensa attività antropica. La mappa evidenzia contemporaneamente la vulnerabilità climatica delle superfici desertiche e il peso delle emissioni industriali nelle aree popolate.

Il significato scientifico più profondo della figura consiste dunque nel mostrare come non sia possibile separare nettamente polvere naturale, inquinamento e clima. Le condizioni climatiche controllano l’umidità del suolo, la vegetazione e i venti che regolano le emissioni minerali; gli aerosol modificano la radiazione, le temperature, la stabilità e le nubi; le emissioni antropiche si mescolano alla polvere, trasformandone le proprietà chimiche e radiative; le modificazioni del territorio possono creare nuove sorgenti. La distribuzione del PM2,5 rappresentata nella Figura 14 non è quindi una fotografia passiva della qualità dell’aria, ma l’espressione spaziale di un sistema dinamico nel quale atmosfera, clima, attività umane e superficie terrestre interagiscono continuamente. Proprio per questo, una sua corretta interpretazione richiede l’integrazione tra osservazioni satellitari, misure al suolo, analisi chimiche, studi epidemiologici e modelli climatici accoppiati.

5.2.2. Incendi boschivi

Gli incendi boschivi, o più propriamente gli incendi di vegetazione, costituiscono una componente storica dei paesaggi mediterranei e hanno contribuito, insieme al clima, al pascolo, alle pratiche agricole e al prelievo della biomassa, a modellare la struttura degli ecosistemi regionali. Il fuoco non deve quindi essere interpretato esclusivamente come un elemento estraneo agli ambienti mediterranei: numerose comunità vegetali presentano infatti caratteristiche che favoriscono la sopravvivenza o la rigenerazione dopo il passaggio delle fiamme, come la capacità di ricacciare dalle radici o dal tronco, la presenza di cortecce relativamente protettive, la produzione di semi resistenti al calore e la rapida colonizzazione degli spazi aperti. Ciò che determina la compatibilità del fuoco con l’ecosistema non è però la sua semplice presenza, bensì il cosiddetto regime degli incendi, definito dall’interazione tra frequenza, intensità, severità, estensione, stagionalità e tipologia delle aree bruciate. Quando questi parametri si discostano dalle condizioni alle quali le comunità biologiche si sono adattate, il fuoco può trasformarsi da processo ecologico in fattore di degradazione persistente. I cambiamenti climatici, l’abbandono delle campagne, l’espansione dell’interfaccia urbano-forestale e alcune modalità di gestione hanno modificato il regime degli incendi in molte parti del Mediterraneo, favorendo eventi più difficili da controllare e capaci di produrre conseguenze ecologiche e sociali molto più gravi. 

L’aumento dell’attività degli incendi osservato in diverse aree mediterranee a partire dagli anni Settanta non può essere attribuito a un’unica causa. Il riscaldamento climatico ha ampliato le finestre meteorologiche favorevoli alla propagazione del fuoco, ma il mutamento del paesaggio rurale ha contemporaneamente alterato la quantità e la continuità del combustibile vegetale. L’abbandono dei terreni agricoli marginali e la riduzione del pascolo, della raccolta della legna e di altre attività tradizionali hanno permesso l’espansione di arbusteti e giovani formazioni forestali, rendendo più continui i materiali combustibili. In molti territori, il mosaico costituito da campi coltivati, pascoli, boschi aperti e aree periodicamente utilizzate è stato sostituito da superfici vegetate più omogenee. Questa continuità facilita il passaggio delle fiamme da una formazione all’altra, riduce la presenza di interruzioni naturali e permette a un incendio inizialmente circoscritto di svilupparsi su scala paesaggistica. Le politiche incentrate quasi esclusivamente sull’estinzione immediata degli incendi, pur essendo indispensabili per la protezione delle popolazioni, possono inoltre produrre nel lungo periodo un accumulo di combustibile quando non sono accompagnate da interventi preventivi sul territorio. Tale fenomeno, spesso indicato come “paradosso della soppressione”, non significa che gli incendi debbano essere lasciati bruciare indiscriminatamente, ma che la sola capacità di spegnimento non è sufficiente a governare un paesaggio nel quale la biomassa continua ad accumularsi. 

Nel Mediterraneo orientale, il pericolo tende a raggiungere i valori più elevati durante l’estate, quando temperature elevate, precipitazioni scarse, intensa radiazione solare e forte domanda evaporativa atmosferica determinano un rapido disseccamento della vegetazione. Cipro, Grecia, Israele, Libano e Turchia possiedono ampie superfici forestali e arbustive inserite in un contesto climatico caratterizzato da inverni relativamente umidi e da estati calde e secche. La crescita della vegetazione durante la stagione piovosa produce una riserva di biomassa che, nel corso della primavera e dell’estate, perde progressivamente umidità e diventa disponibile alla combustione. Le specie erbacee e i combustibili fini possono essiccarsi in pochi giorni, mentre i rami, la lettiera e i materiali legnosi di maggiori dimensioni riflettono la siccità accumulata durante periodi più lunghi. Il pericolo meteorologico di incendio dipende quindi sia dalle condizioni immediatamente precedenti l’evento sia dalla storia idroclimatica dei mesi precedenti.

La temperatura rappresenta un fattore fondamentale, ma non agisce isolatamente. L’aria calda può contenere una quantità maggiore di vapore acqueo rispetto all’aria fredda; quando la disponibilità effettiva di umidità non aumenta nella stessa proporzione, cresce il deficit di pressione di vapore, vale a dire la differenza tra la quantità di vapore che l’atmosfera potrebbe contenere e quella realmente presente. Un elevato deficit di pressione di vapore accresce il trasferimento di acqua dalla vegetazione e dal suolo verso l’atmosfera, favorendo la perdita di umidità dei combustibili. La diminuzione dell’umidità relativa agisce nella stessa direzione, mentre il vento accelera sia l’essiccamento sia la propagazione delle fiamme. Correnti intense inclinano il fronte di fuoco verso il combustibile non ancora bruciato, aumentano il trasferimento di calore e trasportano tizzoni incandescenti davanti all’incendio principale, producendo focolai secondari anche a considerevole distanza. L’associazione tra calore, atmosfera secca e vento può pertanto trasformare una semplice accensione in un evento ad alta intensità, indipendentemente dalla causa iniziale dell’innesco. Gli studi europei più recenti confermano che siccità e deficit di pressione di vapore costituiscono alcuni dei controlli idrometeorologici dominanti dell’attività degli incendi. 

Per sintetizzare queste condizioni viene frequentemente impiegato il Canadian Forest Fire Weather Index, o FWI, calcolato utilizzando temperatura, umidità relativa, precipitazioni e velocità del vento. L’indice rappresenta lo stato meteorologico favorevole all’accensione e alla propagazione del fuoco in un combustibile standardizzato, ma non costituisce una previsione deterministica dell’incendio. Un valore molto elevato indica che, qualora avvenga un innesco e sia presente combustibile sufficiente, il fuoco potrebbe propagarsi rapidamente e diventare difficile da controllare. Non stabilisce però dove avverrà l’accensione, né incorpora automaticamente tutte le differenze locali nella vegetazione, nella topografia, nella gestione del territorio e nella capacità operativa delle squadre antincendio. Le valutazioni condotte in Grecia hanno mostrato la buona relazione tra l’indice e l’attività osservata, consentendo di definire soglie regionali di pericolo e di stimare l’allungamento futuro dei periodi caratterizzati da condizioni critiche. 

Il rapporto tra siccità e incendi è più complesso di una semplice associazione secondo la quale una minore quantità di pioggia produrrebbe sempre una maggiore superficie bruciata. La siccità concomitante all’estate riduce l’umidità dei combustibili e facilita la propagazione, ma le precipitazioni delle stagioni o degli anni precedenti possono regolare la quantità di biomassa disponibile. Una stagione umida può favorire la crescita di erbe, arbusti e vegetazione fine; se a essa segue un’estate particolarmente calda e secca, la biomassa prodotta può trasformarsi in abbondante combustibile. Viceversa, siccità molto prolungate e ripetute possono ridurre la produttività vegetale, limitando in alcuni ambienti aridi la massa combustibile disponibile. Turco et al. hanno mostrato che, nell’Europa mediterranea, la siccità della stessa estate esercita un controllo dominante sulla superficie bruciata, soprattutto perché i combustibili fini tipici della regione possono seccarsi rapidamente durante luglio e agosto. Tuttavia, altri studi sottolineano la necessità di considerare congiuntamente la siccità antecedente, la produzione di biomassa e le condizioni meteorologiche durante l’incendio. Il massimo pericolo emerge spesso dalla successione di una fase favorevole alla crescita della vegetazione e di una successiva fase caldo-arida che ne determina l’essiccamento. 

Questo carattere composto spiega perché le sole anomalie termiche non siano sufficienti a descrivere il rischio. Le grandi stagioni di incendio sono generalmente associate alla convergenza di diversi fattori: deficit di precipitazione, ridotta umidità del suolo, elevate temperature, atmosfera molto secca, venti favorevoli alla propagazione e continuità del combustibile. Richardson et al. hanno mostrato su scala globale che la superficie bruciata aumenta sensibilmente quando condizioni meteorologiche estreme favorevoli al fuoco si sovrappongono a una siccità preesistente. Nel Mediterraneo, Ruffault et al. hanno distinto tipologie meteorologiche dominate dal vento da quelle associate alle ondate di calore e alle siccità calde. Le prime possono generare una propagazione rapidissima anche quando il disseccamento stagionale non è eccezionale; le seconde sono caratterizzate da temperature molto elevate, bassa umidità e combustibili profondamente disseccati, condizioni favorevoli alla formazione di incendi di grandi dimensioni e ad alta intensità. Secondo le loro proiezioni, la frequenza delle configurazioni caldo-aride favorevoli ai grandi incendi potrebbe aumentare mediamente nel bacino mediterraneo del 14% entro la fine del secolo nello scenario RCP4.5 e del 30% nello scenario RCP8.5 rispetto al clima 1985–2015. 

Gli incendi della Grecia meridionale del 2007 costituiscono uno degli esempi più chiari dell’interazione tra condizioni climatiche eccezionali, combustibili disponibili e vulnerabilità territoriale. L’estate fu allora la più calda mai registrata nel Paese, con anomalie termiche ad Atene superiori di 3,7 deviazioni standard rispetto alla media di lungo periodo. Una sequenza di ondate di calore, siccità e venti intensi accompagnò incendi che interessarono vaste aree del Peloponneso e di altre regioni, distruggendo foreste, colture, abitazioni e infrastrutture e causando 67 vittime. Le analisi spaziali di Koutsias et al. hanno evidenziato che la distribuzione delle aree percorse dalle fiamme non dipendeva unicamente dal caldo estremo, ma dalla combinazione tra condizioni meteorologiche, continuità della vegetazione e caratteristiche del paesaggio. L’evento dimostrò che i combustibili e la configurazione territoriale controllano dove il fuoco può svilupparsi, mentre il tempo atmosferico estremo determina la velocità e l’intensità con cui esso supera le capacità ordinarie di contenimento.

Una dinamica paragonabile si verificò durante l’agosto 2021, quando un’ondata di calore intensa e persistente precedette e accompagnò incendi estesi in Grecia, Turchia, Cipro e in altre aree del Mediterraneo orientale. La persistenza del caldo per circa otto giorni contribuì a disseccare ulteriormente la vegetazione e produsse valori estremi degli indici meteorologici di pericolo. Questi eventi hanno mostrato anche i limiti operativi della soppressione: quando velocità di propagazione, intensità delle fiamme e produzione di focolai secondari superano determinate soglie, gli interventi diretti diventano poco efficaci o troppo pericolosi. Carnicer et al. hanno osservato che gli incendi recenti in Grecia e in altri Paesi europei rappresentano esempi della crescente difficoltà dei sistemi di spegnimento nel fronteggiare condizioni meteorologiche eccezionali. In tali situazioni, la protezione delle vite umane, l’evacuazione e la difesa delle infrastrutture assumono inevitabilmente priorità rispetto al contenimento immediato dell’intero perimetro. 

La stagione greca del 2023 ha fornito un’ulteriore dimostrazione della possibilità che singoli eventi assumano dimensioni senza precedenti nell’epoca delle osservazioni satellitari. L’incendio di Evros, sviluppatosi nella Grecia nordorientale, ha interessato circa 96.000 ettari ed è stato classificato come il più grande singolo incendio registrato nell’Unione europea dal 2000. Nel complesso, la superficie bruciata in Grecia nel 2023 ha raggiunto circa 175.759 ettari, il valore più elevato dal 2007. Questi numeri non significano che ogni anno futuro sarà necessariamente peggiore del precedente, poiché l’attività incendiaria conserva una forte variabilità interannuale; indicano tuttavia che, quando siccità, calore, venti e continuità dei combustibili coincidono, sono ormai possibili eventi capaci di estendersi su decine di migliaia di ettari. 

Uno studio pubblicato nel 2026 sull’aerosol prodotto dai grandi incendi greci dell’estate 2023 ha mostrato inoltre che le conseguenze possono propagarsi molto oltre il perimetro direttamente bruciato. Attraverso osservazioni satellitari, misure al suolo e modellistica, Gidarakou et al. hanno analizzato il trasporto del fumo verso Atene e le modificazioni delle proprietà ottiche e microfisiche dell’atmosfera. Gli incendi intensi possono emettere grandi quantità di PM2,5, carbonio organico, carbonio nero, monossido di carbonio, ossidi di azoto e composti organici volatili. Queste sostanze deteriorano la qualità dell’aria, riducono la visibilità, modificano la radiazione solare e possono favorire la produzione fotochimica di ozono. Il rischio associato agli incendi non è quindi limitato alle ustioni, alle evacuazioni e alla distruzione diretta, ma comprende l’esposizione al fumo di popolazioni situate a centinaia di chilometri dalle fiamme. 

Anche gli incendi del Monte Carmelo del dicembre 2010 in Israele e quelli del Libano dell’ottobre 2019 sono particolarmente significativi perché documentano la possibile estensione della stagione degli incendi oltre la tradizionale estate mediterranea. L’evento israeliano seguì un autunno eccezionalmente caldo e secco, mentre in Libano temperature molto elevate e venti intensi produssero condizioni favorevoli alla propagazione all’inizio di ottobre. Questi casi mostrano che il concetto di “stagione degli incendi” non corrisponde a un intervallo fisso del calendario, ma al periodo nel quale combustibili secchi e condizioni atmosferiche favorevoli si sovrappongono. Se l’estate calda e secca inizia prima, termina più tardi oppure è seguita da un autunno privo di precipitazioni efficaci, il periodo di pericolo può estendersi verso la primavera e l’autunno. Un allungamento della stagione implica inoltre una maggiore pressione sulle risorse antincendio, tempi più brevi per la manutenzione e il recupero dei mezzi e una minore possibilità che le precipitazioni interrompano naturalmente l’attività.

Gli studi di attribuzione consentono di distinguere la variabilità meteorologica naturale dal contributo prodotto dalle attività umane. Touma et al. hanno utilizzato grandi insiemi di simulazioni climatiche per separare gli effetti dei gas serra, degli aerosol antropici, della combustione della biomassa e delle trasformazioni del territorio. I risultati indicano che l’aumento dei gas serra ha accresciuto le condizioni meteorologiche favorevoli agli incendi, mentre nel corso di una parte del Novecento il raffreddamento prodotto dagli aerosol solfatici ha compensato parzialmente tale effetto. Con la successiva riduzione degli aerosol in molte aree e la continua crescita delle concentrazioni di gas serra, il segnale del riscaldamento è diventato progressivamente più evidente. Per il Mediterraneo, lo studio stima che il rischio di condizioni estreme favorevoli agli incendi sia già aumentato di circa il 50% per effetto antropico e possa più che raddoppiare entro la fine del secolo in assenza di una forte riduzione delle emissioni. Questa attribuzione riguarda la probabilità delle condizioni meteorologiche predisponenti, non la certezza che un incendio venga innescato: il clima rende l’ambiente più favorevole alla propagazione, mentre l’accensione continua a dipendere prevalentemente da attività umane, incidenti, infrastrutture o, in una quota minore, fulmini. 

Le analisi più recenti rafforzano questa conclusione. Lanet et al. hanno stimato che il cambiamento climatico antropogenico abbia reso circa due volte più probabili le condizioni caldo-aride favorevoli alla stagione estrema di incendi del 2022 nell’Europa sudoccidentale. Sebbene tale risultato non possa essere trasferito numericamente in modo automatico a ogni evento del Mediterraneo orientale, dimostra come l’attribuzione moderna possa quantificare il cambiamento della probabilità degli ambienti climatici favorevoli ai grandi incendi. Su scala globale, Abatzoglou et al. hanno rilevato che gli anni caratterizzati da estremi del Fire Weather Index sono già diventati sensibilmente più probabili nelle aree forestali rispetto a un clima quasi preindustriale. Il messaggio comune non è che il cambiamento climatico “accenda” direttamente ogni incendio, ma che aumenta la frequenza delle situazioni nelle quali un innesco può evolvere in un evento esteso e ad alta intensità. 

Per il Mediterraneo orientale, le proiezioni indicano un aumento del numero di giorni con pericolo critico, della durata della stagione e della frequenza delle condizioni caldo-aride favorevoli ai grandi incendi. Turco et al. hanno stimato che, in scenari di elevato riscaldamento, la superficie bruciata in alcune parti dell’Europa mediterranea, inclusa la Grecia, potrebbe aumentare approssimativamente tra il 40 e il 100%. Ruffault et al. hanno ottenuto per la Grecia un possibile aumento del numero di incendi di circa il 29% entro la fine del secolo nello scenario RCP8.5, collegato al cambiamento della frequenza delle tipologie meteorologiche favorevoli. Le cifre variano tra modelli, scenari e metodi statistici e non devono essere lette come previsioni esatte di ettari futuri; rappresentano piuttosto una risposta coerente del sistema all’aumento della temperatura, alla diminuzione dell’umidità atmosferica e al rafforzamento della siccità estiva. 

Un’analisi europea pubblicata nel 2026, basata sulla rianalisi ERA5-Land e su 33 simulazioni regionali EURO-CORDEX, indica che il passaggio da un riscaldamento globale di 2 °C a uno di 3 °C produrrebbe una forte intensificazione delle condizioni meteorologiche estreme favorevoli agli incendi. L’incremento sarebbe particolarmente pronunciato nell’Europa meridionale e deriverebbe principalmente da una maggiore aridità atmosferica. Il risultato è importante perché mostra che ogni frazione di grado evitata possiede un valore concreto: limitare il riscaldamento non elimina il rischio mediterraneo, ma riduce la frequenza con cui si presentano le finestre meteorologiche più estreme, accorcia l’allungamento della stagione e migliora le possibilità operative della prevenzione e dello spegnimento. Il beneficio del contenimento del riscaldamento ben al di sotto dei 2 °C non è dunque astratto, ma riguarda direttamente la probabilità che il fuoco raggiunga intensità incompatibili con una gestione ordinaria. 

Le conseguenze ecologiche dipendono in misura decisiva dalla severità e dalla frequenza degli eventi. Un incendio di bassa o moderata severità può lasciare vive radici, ceppaie, semi e porzioni di chioma, consentendo una rigenerazione relativamente rapida. Un incendio molto severo può invece distruggere gran parte della biomassa aerea, alterare gli strati superficiali del suolo e ridurre la disponibilità di propaguli. Gli intervalli tra incendi sono altrettanto importanti: se un secondo evento si verifica prima che gli alberi giovani abbiano raggiunto la maturità riproduttiva o che le riserve sotterranee si siano ricostituite, la capacità di recupero può diminuire. Incendi ripetuti a breve distanza temporale possono favorire la transizione da foreste a formazioni arbustive o erbacee più aperte e, in alcuni casi, più infiammabili. Ne può derivare una retroazione nella quale la nuova vegetazione facilita ulteriori incendi, ostacolando il ritorno alla struttura forestale precedente.

Il passaggio del fuoco modifica anche il ciclo idrologico e la stabilità dei versanti. La perdita della copertura vegetale riduce l’intercettazione della pioggia e lascia il terreno maggiormente esposto all’erosione. Il riscaldamento può alterare la struttura degli aggregati, diminuire la sostanza organica e produrre strati temporaneamente idrorepellenti. Durante le precipitazioni intense successive all’incendio, una minore infiltrazione e l’assenza di protezione superficiale possono aumentare il ruscellamento, il trasporto di sedimenti, le colate detritiche e il rischio di piena improvvisa. Tali conseguenze sono particolarmente rilevanti nel Mediterraneo orientale, dove le piogge autunnali possono essere molto intense e verificarsi poco dopo la stagione estiva degli incendi. Il disastro non termina pertanto con l’estinzione delle fiamme: i bacini bruciati possono rimanere vulnerabili per mesi o anni.

Gli incendi alterano inoltre il bilancio del carbonio. Durante la combustione viene trasferita rapidamente all’atmosfera una parte del carbonio accumulato nella vegetazione e nella lettiera, mentre la mortalità degli alberi e la decomposizione successiva possono mantenere elevate le emissioni per anni. In condizioni favorevoli, la ricrescita vegetale riassorbe progressivamente parte del carbonio emesso; tuttavia, incendi ripetuti, siccità e conversioni persistenti della copertura possono impedire il pieno recupero delle riserve. Il fuoco deve quindi essere considerato sia una risposta al clima sia un potenziale meccanismo di retroazione climatica. Un aumento della superficie bruciata può indebolire la capacità degli ecosistemi forestali di funzionare come serbatoi di carbonio e, attraverso le emissioni di anidride carbonica, metano, protossido di azoto e carbonio nero, contribuire ulteriormente alla modificazione della composizione atmosferica.

L’aumento del rischio non implica tuttavia che l’estensione degli incendi dipenderà esclusivamente dal clima. La superficie effettivamente bruciata è il risultato dell’interazione tra pericolo meteorologico, accensioni, combustibile, topografia, frammentazione del paesaggio, prevenzione, velocità di rilevamento, risorse di spegnimento e comportamento delle popolazioni. A scala globale, la superficie bruciata è persino diminuita in alcuni decenni, soprattutto per la conversione di savane e praterie in terreni agricoli; ciò non contraddice l’aumento del pericolo nelle foreste temperate e mediterranee. È quindi necessario distinguere il “fire weather”, ossia le condizioni atmosferiche favorevoli, dalla superficie bruciata osservata. Il primo può aumentare in maniera robusta mentre il secondo viene temporaneamente contenuto dalla frammentazione del territorio o da una maggiore capacità antincendio. Questa distinzione spiega perché serie statistiche diverse possano mostrare tendenze non identiche nel numero di incendi, negli ettari bruciati e nella severità.

La gestione futura richiede pertanto un approccio integrato. La sola espansione della flotta aerea o delle squadre di spegnimento non può compensare indefinitamente l’aumento delle condizioni meteorologiche estreme. Gli interventi sul combustibile, come diradamenti selettivi, rimozione della biomassa, pascolo controllato, manutenzione delle fasce di discontinuità e uso accuratamente pianificato del fuoco prescritto, possono diminuire la continuità e l’intensità potenziale degli incendi. La loro efficacia dipende però dalla scala e dalla collocazione: trattare piccole superfici isolate può produrre benefici limitati se il resto del paesaggio rimane omogeneo. Le strategie più promettenti mirano alla costruzione di mosaici nei quali foreste gestite, pascoli, coltivazioni, aree aperte e fasce a ridotto carico di combustibile interrompano la propagazione e offrano spazi più sicuri alle operazioni antincendio. Fernandes ha definito questo approccio “fire-smart management”, sottolineando che la vegetazione può essere gestita per creare paesaggi meno infiammabili o più resilienti, senza pretendere di eliminare completamente il fuoco. 

Il fuoco prescritto richiede particolare cautela, personale qualificato, finestre meteorologiche appropriate e un’attenta valutazione degli effetti ecologici. Se impiegato correttamente, può ridurre la quantità di combustibile superficiale e mantenere aperti determinati ambienti; se applicato con frequenza eccessiva o in ecosistemi non idonei, può invece impoverire il suolo, danneggiare la biodiversità o favorire specie più infiammabili. Anche il diradamento meccanico deve essere accompagnato dalla rimozione o utilizzazione del materiale tagliato, poiché lasciare una grande quantità di residui fini al suolo può aumentare temporaneamente il combustibile disponibile. Non esiste pertanto un’unica tecnica valida per tutti i territori: gli interventi devono essere adattati alla vegetazione, alla topografia, al regime storico degli incendi e agli obiettivi di conservazione.

Una particolare attenzione deve essere rivolta all’interfaccia urbano-forestale, cioè alle zone nelle quali abitazioni, infrastrutture e insediamenti si inseriscono o confinano con vegetazione combustibile. L’espansione edilizia in aree boscate aumenta contemporaneamente il numero delle potenziali accensioni e la quantità di beni esposti. La vulnerabilità dipende dalla manutenzione della vegetazione intorno agli edifici, dai materiali costruttivi, dall’accessibilità delle strade, dalla disponibilità idrica, dai sistemi di allerta e dalla pianificazione delle evacuazioni. Gli incendi di Mati del 2018 in Grecia hanno mostrato come la rapidità della propagazione, la struttura urbana e la difficoltà delle vie di fuga possano trasformare un evento di estensione relativamente limitata in una catastrofe umana. La prevenzione deve quindi comprendere norme edilizie, piani di evacuazione realistici, informazione pubblica e gestione degli spazi circostanti, oltre agli interventi forestali.

Il monitoraggio meteorologico e satellitare costituisce un’altra componente fondamentale. Gli indici di pericolo permettono di anticipare le giornate critiche, ma acquistano maggiore valore quando vengono combinati con dati sull’umidità della vegetazione, sulla distribuzione dei combustibili, sulla topografia e sulle accensioni. Le immagini satellitari consentono di individuare anomalie termiche, seguire il fronte di fuoco e stimare le superfici bruciate; i modelli atmosferici ad alta risoluzione possono rappresentare venti locali, brezze, correnti di caduta e accelerazioni prodotte dall’orografia. Sistemi di allerta come quelli sviluppati per il Mediterraneo orientale mirano a integrare queste informazioni e a trasformarle in indicazioni operative per le autorità. La previsione non elimina l’incertezza, ma permette di preposizionare le risorse, limitare attività pericolose e comunicare tempestivamente il rischio alla popolazione. 

Nel complesso, gli incendi boschivi del Mediterraneo orientale devono essere interpretati come il prodotto di un sistema socio-ecologico nel quale clima, vegetazione, gestione e insediamenti umani interagiscono continuamente. Il riscaldamento globale aumenta la temperatura, la domanda evaporativa e la frequenza delle siccità calde; il mutamento dell’uso del suolo modifica la quantità e la continuità del combustibile; l’espansione urbana accresce l’esposizione; le strategie di soppressione influenzano l’accumulo della biomassa; gli incendi, a loro volta, trasformano ecosistemi, suoli, qualità dell’aria e bilancio del carbonio. Nessuno di questi fattori, considerato isolatamente, è sufficiente a spiegare la variabilità degli eventi, ma la loro combinazione aumenta la probabilità che le accensioni evolvano in incendi estremi.

La prospettiva per il XXI secolo è quindi caratterizzata da un rischio crescente, soprattutto negli scenari di elevate emissioni. Non si tratta necessariamente di un aumento uniforme del numero di incendi in ogni località, ma di una maggiore frequenza delle giornate nelle quali il fuoco può propagarsi rapidamente, di stagioni più lunghe e di una probabilità superiore di eventi che superino le capacità di controllo. Il contenimento del riscaldamento globale ben al di sotto dei 2 °C ridurrebbe sensibilmente questa escalation, ma dovrà essere accompagnato da interventi locali sulla struttura del paesaggio, sull’interfaccia urbano-forestale, sulla prevenzione delle accensioni e sulla preparazione delle comunità. Mitigazione climatica e adattamento territoriale non sono alternative: la prima limita l’intensificazione futura del pericolo meteorologico, mentre il secondo riduce la vulnerabilità già presente. Solo la loro integrazione può conservare il ruolo ecologico del fuoco senza permettere che gli incendi estremi diventino una causa sempre più frequente di perdita di vite, degradazione degli ecosistemi e trasformazione irreversibile dei paesaggi mediterranei.

6.1. Salute umana e stress da calore

Il progressivo riscaldamento climatico, la crescente aridità e l’aumento della frequenza, della durata e dell’intensità delle ondate di calore rappresentano una delle principali minacce emergenti per la salute pubblica nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente, indicata con l’acronimo EMME. In quest’area, l’esposizione a temperature ambientali molto elevate non costituisce un fenomeno eccezionale, ma una caratteristica ricorrente della stagione calda, destinata tuttavia ad assumere dimensioni sempre più critiche a causa della combinazione tra cambiamento climatico antropogenico, rapida urbanizzazione, crescita demografica, invecchiamento della popolazione e persistenti disuguaglianze nell’accesso all’assistenza sanitaria, all’acqua potabile, agli edifici adeguatamente climatizzati e ai sistemi di protezione sociale. Il pericolo sanitario non dipende soltanto dalla temperatura massima raggiunta durante il giorno, ma dall’interazione tra temperatura, umidità atmosferica, radiazione solare, ventilazione, durata dell’esposizione, attività fisica, condizioni abitative e caratteristiche fisiologiche individuali. Il calore estremo deve quindi essere considerato un rischio ambientale complesso, capace di produrre effetti acuti e cronici e di coinvolgere simultaneamente sistemi cardiovascolare, respiratorio, renale, neurologico e metabolico.

L’organismo umano mantiene normalmente la temperatura interna entro un intervallo relativamente ristretto attraverso la vasodilatazione cutanea, l’aumento del flusso sanguigno periferico e la sudorazione. Quando la temperatura dell’ambiente si avvicina o supera quella della superficie corporea, la perdita di calore mediante convezione e irraggiamento diventa progressivamente meno efficace, mentre l’evaporazione del sudore assume un ruolo dominante. In presenza di umidità elevata, tuttavia, l’evaporazione viene ostacolata dalla riduzione del gradiente di pressione del vapore tra la pelle e l’atmosfera. Il corpo continua così a produrre sudore, perdendo acqua ed elettroliti, senza riuscire necessariamente a disperdere una quantità sufficiente di calore. Ne derivano disidratazione, aumento della frequenza cardiaca, riduzione del volume plasmatico, maggiore viscosità del sangue e incremento del lavoro richiesto al sistema cardiovascolare. Nelle forme iniziali possono comparire crampi muscolari, debolezza, cefalea, nausea, vertigini e sincope; con il protrarsi dell’esposizione si può sviluppare l’esaurimento da calore e, nei casi più gravi, il colpo di calore, caratterizzato da ipertermia marcata, alterazioni neurologiche, danno endoteliale, coagulazione intravascolare, insufficienza multiorgano e rischio di morte. Le patologie cardiovascolari e respiratorie preesistenti, richiamate già da McGeehin e Mirabelli (2001), riducono ulteriormente i margini fisiologici di compensazione.

L’associazione tra temperature elevate e mortalità non è uniforme nello spazio, poiché dipende dall’acclimatazione, dalla struttura demografica, dalle condizioni sociali e dalla disponibilità di misure protettive. Le popolazioni che vivono abitualmente in climi caldi possono sviluppare un certo grado di acclimatazione fisiologica e comportamentale, ma tale adattamento non elimina il rischio quando gli estremi superano le condizioni climatiche storicamente sperimentate o persistono per molti giorni e notti consecutive. Studi epidemiologici condotti in diversi settori dell’EMME confermano una relazione non lineare tra temperatura e mortalità. A Salonicco, ad esempio, è stato osservato un rapido aumento del rischio di mortalità cardiovascolare e respiratoria oltre una temperatura prossima a 33 °C, con effetti più evidenti nel giorno dell’esposizione e in quello immediatamente successivo, ma ancora riconoscibili nei giorni seguenti. In Kuwait, un’analisi delle serie temporali ha riscontrato un aumento significativo del rischio di morte sia alle temperature molto basse sia a quelle estremamente elevate, con un rischio relativo di circa 1,65 confrontando il 99º percentile termico, pari a circa 42,7 °C, con la temperatura associata alla mortalità minima. Anche a Cipro, le analisi recenti hanno confermato un carico sanitario attribuibile agli estremi termici e la necessità di interventi preventivi specificamente adattati a un’isola mediterranea esposta a un riscaldamento particolarmente rapido. 

Le proiezioni per Cipro mostrano chiaramente quanto la relazione tra clima e salute possa diventare sensibile anche a incrementi termici apparentemente moderati. Kouis e collaboratori hanno stimato, sulla base delle relazioni osservate tra temperatura e mortalità, circa 32 decessi annui correlati al caldo nel periodo di riferimento; ipotizzando un aumento uniforme di 1 °C, il numero stimato saliva a circa 64 decessi, mentre un incremento di 5 °C determinava un aumento fino a circa otto volte il valore iniziale. Tali risultati non devono essere interpretati come una previsione deterministica, poiché l’esito reale dipenderà dall’evoluzione demografica e dall’adattamento, ma dimostrano la forte non linearità del rischio: quando la distribuzione delle temperature si sposta verso valori più elevati, aumenta rapidamente il numero di giornate collocate nella parte più pericolosa della curva temperatura-mortalità. Analisi successive, basate sugli scenari climatici SSP2-4.5 e SSP5-8.5, hanno inoltre indicato che le malattie cardiovascolari potrebbero costituire una componente importante dell’incremento futuro della mortalità termica cipriota. 

Su scala più ampia, Hajat et al. (2023) hanno valutato la mortalità attribuibile al caldo nell’area del Medio Oriente e del Nord Africa, un dominio geografico ampiamente sovrapposto, anche se non perfettamente coincidente, con l’EMME. Lo studio ha stimato un tasso medio attuale di circa 2,1 decessi annui per 100.000 abitanti attribuibili al calore. Nello scenario ad alte emissioni SSP5-8.5, il tasso regionale raggiungerebbe circa 123,4 decessi per 100.000 abitanti entro il 2100, mentre in uno scenario coerente con la limitazione del riscaldamento globale a circa 2 °C scenderebbe a circa 20,3 per 100.000. Questi valori non rappresentano una previsione inevitabile, ma una valutazione d’impatto condizionata da ipotesi climatiche e demografiche differenti. Il confronto tra gli scenari dimostra tuttavia che la mitigazione delle emissioni non costituisce soltanto una politica ambientale di lungo periodo, ma un intervento sanitario preventivo potenzialmente in grado di evitare una quota molto elevata della mortalità futura. 

L’attribuzione climatica indica inoltre che una parte del carico sanitario associato al caldo è già riconducibile al riscaldamento prodotto dalle attività umane. Vicedo-Cabrera et al. (2021), analizzando dati provenienti da 732 località in 43 Paesi nel periodo 1991–2018, hanno stimato che mediamente il 37% dei decessi correlati al caldo durante la stagione calda fosse attribuibile all’aumento delle temperature causato dal cambiamento climatico antropogenico. Il risultato globale non può essere trasferito meccanicamente a ogni Paese dell’EMME, ma dimostra che gli impatti sanitari del riscaldamento non appartengono esclusivamente a un futuro lontano: una frazione misurabile della mortalità termica contemporanea si è già verificata a causa dello spostamento antropogenico delle distribuzioni di temperatura. 

Una particolare criticità della regione è determinata dalla compresenza di due differenti tipologie di calore estremo. Nelle aree interne desertiche prevalgono frequentemente temperature dell’aria eccezionalmente elevate associate a umidità relativa relativamente bassa; lungo le coste del Golfo Persico-Arabico, del Mar Rosso e, in misura diversa, del Mediterraneo orientale, l’avvezione di aria marina può invece produrre condizioni meno estreme in termini di temperatura secca, ma molto più gravose dal punto di vista termoigrometrico. Pal ed Eltahir (2016) hanno mostrato che, in scenari ad alte emissioni, alcune aree costiere dell’Asia sud-occidentale potrebbero avvicinarsi a condizioni incompatibili con una prolungata permanenza umana non protetta. Coffel et al. (2018) hanno successivamente evidenziato che l’espansione geografica e temporale del caldo umido estremo dipenderà dall’aumento congiunto della temperatura e del contenuto di vapore acqueo atmosferico.

Le ricerche più recenti invitano però a utilizzare con cautela la tradizionale soglia di 35 °C di temperatura di bulbo umido, spesso descritta come limite universale della sopravvivenza umana. Tale valore corrisponde a una condizione teorica nella quale una persona sana, all’ombra, ben ventilata e in condizioni ideali non riuscirebbe più a dissipare efficacemente il calore metabolico. Nella realtà, i limiti di sicurezza variano considerevolmente in funzione dell’età, della durata dell’esposizione, dell’abbigliamento, dell’attività fisica, della radiazione solare e dell’umidità. Vanos et al. (2023), applicando un modello fisiologico differenziato per giovani e anziani, hanno stimato soglie di sopravvivenza equivalenti a temperature di bulbo umido comprese approssimativamente tra 25,8 e 34,1 °C nei giovani e tra 21,9 e 33,7 °C negli anziani. Le differenze più ampie rispetto alla soglia convenzionale di 35 °C emergono negli ambienti estremamente caldi e secchi, nei quali la temperatura di bulbo umido può rimanere relativamente contenuta mentre il carico radiativo, la temperatura dell’aria e la disidratazione raggiungono livelli pericolosi. Ciò significa che tanto il caldo umido costiero quanto il caldo secco desertico possono diventare letali, sebbene attraverso combinazioni termo-fisiologiche differenti. 

La dinamica diurna dello stress termico costituisce un ulteriore elemento decisivo. Le temperature massime dell’aria vengono normalmente registrate nel pomeriggio, ma ciò non implica necessariamente che il massimo disagio fisiologico si verifichi nello stesso momento. Raymond, Matthews e Tuholske (2024) hanno mostrato che lungo la costa meridionale del Golfo Persico-Arabico i massimi giornalieri della temperatura di bulbo umido e dell’indice di calore possono verificarsi in serata o persino durante la notte. Il fenomeno è associato alle brezze marine e al trasporto verso la costa e le aree desertiche adiacenti di masse d’aria ricche di umidità provenienti dalle acque eccezionalmente calde del Golfo. Nelle ore diurne la radiazione solare rende comunque particolarmente elevati indici come il WBGT e l’UTCI per le persone esposte direttamente al sole; dopo il tramonto, tuttavia, la persistenza dell’umidità può impedire un’efficace dissipazione del calore anche negli ambienti ombreggiati o non climatizzati. Lo stesso studio ha rilevato che, sulle acque e lungo le coste meridionali del Golfo, circa il 5% delle ore estive considerate superava una temperatura di bulbo umido di 31 °C, valore già molto vicino ai limiti emersi dagli esperimenti fisiologici. 

Il caldo notturno riveste un’importanza sanitaria autonoma perché impedisce il recupero fisiologico dopo l’esposizione diurna. Durante una notte sufficientemente fresca, la temperatura corporea può diminuire, la frequenza cardiaca rallenta e il sistema cardiovascolare beneficia di una fase di relativo riposo. Le notti tropicali o eccezionalmente calde interrompono questo processo e prolungano lo stress termico per l’intero arco delle ventiquattro ore. La mancanza di raffreddamento notturno aumenta il rischio di disidratazione cumulativa, affaticamento e scompenso nei soggetti vulnerabili, specialmente quando l’ondata di calore persiste per più giorni. Essa compromette inoltre la durata e la qualità del sonno. Un’analisi basata su circa 23 milioni di registrazioni ripetute ha collegato il riscaldamento notturno alla riduzione della durata del sonno e all’aumento della probabilità di sonno insufficiente; precedenti analisi multinazionali avevano rilevato perdite medie superiori a 14 minuti nelle notti con temperature oltre 30 °C. Sebbene l’effetto individuale possa apparire contenuto, la sua ripetizione su milioni di persone può tradursi in un rilevante impatto collettivo su attenzione, capacità cognitive, salute mentale, sicurezza stradale e produttività. 

La vulnerabilità individuale è fortemente differenziata. Gli anziani possiedono generalmente una minore capacità di aumentare il flusso sanguigno cutaneo e la sudorazione, percepiscono meno prontamente la sete e presentano più frequentemente cardiopatie, pneumopatie, diabete e insufficienza renale. L’uso di diuretici, antipertensivi, anticolinergici, sedativi e altri farmaci può modificare la risposta alla disidratazione o interferire con i meccanismi di termoregolazione, senza che ciò implichi naturalmente la sospensione autonoma delle terapie. I bambini, e soprattutto i neonati, dipendono maggiormente dagli adulti per l’idratazione, l’abbigliamento e l’accesso ad ambienti freschi; inoltre, il rapporto tra superficie corporea e massa e la minore autonomia comportamentale possono favorire un rapido accumulo di calore. Le persone con disabilità, mobilità ridotta o disturbi cognitivi possono non riconoscere tempestivamente i sintomi o non essere in grado di raggiungere autonomamente un luogo climatizzato.

Anche la gravidanza rappresenta una condizione di particolare sensibilità, poiché comporta un aumento del metabolismo, del volume ematico e del carico cardiovascolare. Le revisioni sistematiche più recenti associano l’esposizione al caldo ambientale a un maggiore rischio di parto pretermine, natimortalità e altre complicazioni materno-fetali. Una meta-analisi ha stimato un aumento delle probabilità di parto prematuro di circa il 4% per ogni incremento di 1 °C nell’esposizione termica considerata e del 26% durante le ondate di calore, pur in presenza di una significativa eterogeneità tra popolazioni, definizioni di esposizione e disegni epidemiologici. I possibili meccanismi comprendono disidratazione, riduzione del flusso ematico uteroplacentare, stress ossidativo, infiammazione e attivazione anticipata dei processi coinvolti nel travaglio. 

Gli effetti del caldo sono inoltre amplificati dall’ambiente urbano. Le grandi città dell’EMME, come Il Cairo, Atene, Nicosia, Beirut, Kuwait City, Doha, Dubai e Teheran, concentrano popolazione, traffico, superfici impermeabili, edifici ad alta capacità termica e sorgenti antropiche di calore. Durante il giorno, asfalto, cemento e materiali edilizi assorbono energia solare; nelle ore serali e notturne la restituiscono lentamente all’atmosfera, riducendo il raffreddamento rispetto alle aree rurali. La scarsità di vegetazione e di suoli permeabili limita l’ombreggiamento e l’evapotraspirazione, mentre la geometria dei canyon stradali può ostacolare la ventilazione e trattenere la radiazione. Secondo l’Organizzazione mondiale della sanità, l’isola di calore urbana può innalzare la temperatura media dei centri cittadini di diversi gradi rispetto alle campagne circostanti. La differenza è particolarmente importante di notte, quando l’ambiente rurale tende a raffreddarsi più rapidamente e il tessuto urbano mantiene temperature elevate. 

La vulnerabilità urbana non coincide tuttavia con la sola intensità dell’isola di calore. Due quartieri sottoposti alla stessa temperatura possono presentare conseguenze sanitarie molto diverse a seconda della qualità degli edifici, del reddito, dell’età degli abitanti, della presenza di alberi, della disponibilità di acqua, dell’accesso alla climatizzazione e della continuità della fornitura elettrica. Le famiglie più benestanti possono proteggersi mediante edifici isolati, sistemi di raffrescamento, veicoli climatizzati e maggiore flessibilità lavorativa; le popolazioni a basso reddito possono vivere in abitazioni sovraffollate, con tetti e pareti che accumulano calore, ventilazione insufficiente e costi energetici difficilmente sostenibili. L’aria condizionata riduce efficacemente l’esposizione individuale, ma non può essere considerata l’unica soluzione, poiché dipende dalla disponibilità economica e da reti elettriche affidabili, può aumentare la domanda energetica durante i picchi di calore e trasferisce all’esterno una parte del calore rimosso dagli edifici. Nei contesti caratterizzati da conflitti, migrazioni forzate, campi profughi, abitazioni informali o infrastrutture danneggiate, la capacità di protezione è ulteriormente ridotta.

Una delle espressioni più evidenti della disuguaglianza climatica riguarda il lavoro all’aperto. Agricoltori, operai edili, addetti alla manutenzione stradale, pescatori, lavoratori portuali, militari, venditori ambulanti e personale impegnato nei servizi urbani sono frequentemente esposti alla combinazione tra temperatura, radiazione solare, attività muscolare e, nelle aree costiere, umidità elevata. L’attività fisica aumenta la produzione metabolica di calore e può rendere pericolose condizioni che sarebbero tollerabili per una persona a riposo. Lo studio di Al-Bouwarthan et al. (2019) sui lavoratori dell’edilizia in Arabia Saudita ha documentato l’esistenza di esposizioni occupazionali rilevanti e l’importanza di adeguate pause, idratazione e sorveglianza sanitaria. La meta-analisi di Flouris et al. (2018), comprendente 111 studi e lavoratori appartenenti a oltre quaranta occupazioni, ha rilevato che durante i turni svolti in condizioni di stress termico il 35% dei lavoratori manifestava stress fisiologico da calore e il 30% riportava una perdita di produttività. I lavoratori esposti risultavano circa quattro volte più suscettibili allo strain termico rispetto a quelli impiegati in condizioni termoneutrali; tra coloro che lavoravano abitualmente al caldo, il 15% presentava malattie renali o episodi di danno renale acuto. 

Il danno renale occupazionale è collegato alla ripetizione di disidratazione, ipoperfusione renale, aumento della concentrazione urinaria e recupero insufficiente tra un turno e il successivo. Il rischio non dipende quindi esclusivamente dagli eventi estremi eccezionali, ma anche dall’esposizione quotidiana a condizioni moderatamente severe protratte per settimane o mesi. Pause in luoghi ombreggiati, disponibilità continua di acqua e soluzioni elettrolitiche appropriate, riduzione del carico di lavoro nelle ore più calde, acclimatazione graduale, abbigliamento adeguato e sorveglianza dei sintomi costituiscono misure essenziali. Tuttavia, la loro applicazione può essere ostacolata da forme di lavoro precario, pagamenti legati alla produttività, insufficiente tutela normativa e difficoltà dei lavoratori migranti nel segnalare condizioni pericolose. L’adattamento occupazionale non può pertanto essere affidato esclusivamente al comportamento individuale, ma richiede standard giuridici, controlli, responsabilità dei datori di lavoro e sistemi di allerta collegati a indici termo-fisiologici appropriati.

L’aumento del caldo può compromettere anche la capacità operativa dei sistemi sanitari. Durante le ondate di calore crescono gli accessi per disidratazione, sincope, disturbi cardiovascolari, respiratori e renali, mentre ospedali e ambulanze devono funzionare in condizioni ambientali difficili. Contemporaneamente, le elevate temperature possono provocare interruzioni elettriche, aumentare la domanda di raffrescamento, compromettere la conservazione di farmaci e vaccini e ridurre l’efficienza del personale sanitario. La vulnerabilità diventa particolarmente elevata quando il caldo coincide con siccità, incendi, inquinamento atmosferico, tempeste di polvere, carenza idrica o instabilità politica. L’Organizzazione mondiale della sanità considera pertanto il rafforzamento delle strutture sanitarie resilienti al clima, la continuità energetica e idrica e la preparazione del personale componenti centrali della risposta regionale. 

La futura evoluzione della morbilità e della mortalità dipenderà dall’interazione tra mitigazione globale e adattamento locale. L’acclimatazione fisiologica e comportamentale può ridurre una parte del rischio, ma possiede limiti biologici e sociali e non può compensare indefinitamente un riscaldamento crescente. I piani di prevenzione devono integrare previsioni meteorologiche, soglie sanitarie specifiche per la popolazione, sistemi di allerta precoce, registri delle persone vulnerabili, comunicazioni pubbliche chiare, visite domiciliari, apertura di centri di raffrescamento e protocolli per ospedali, scuole, case di riposo e luoghi di lavoro. Le soglie operative dovrebbero tenere conto non soltanto della temperatura massima, ma anche dell’umidità, della radiazione solare, della ventilazione, delle minime notturne, della durata dell’evento e delle condizioni termiche dei giorni precedenti.

Parallelamente, la pianificazione urbana può ridurre strutturalmente l’esposizione attraverso l’espansione delle aree verdi, la protezione degli alberi maturi, la creazione di corridoi di ventilazione, l’ombreggiamento di strade e fermate del trasporto pubblico, l’impiego di tetti e pavimentazioni ad alta riflettanza, il miglioramento dell’isolamento edilizio e la progettazione di edifici capaci di mantenere condizioni interne tollerabili anche durante interruzioni elettriche. Tali misure devono essere distribuite secondo criteri di equità, privilegiando i quartieri con maggiore vulnerabilità sociale e minore copertura vegetale. Programmi di semplice “rinverdimento” non attentamente progettati potrebbero risultare insufficienti o creare nuovi problemi legati alla disponibilità idrica; è quindi necessario scegliere specie resistenti alla siccità, garantire una gestione sostenibile dell’acqua e valutare congiuntamente ombra, evapotraspirazione e ventilazione.

In definitiva, lo stress da calore nell’EMME non può essere interpretato esclusivamente come una conseguenza meteorologica delle estati più calde. Esso costituisce un rischio sistemico nel quale il pericolo climatico interagisce con esposizione professionale, urbanizzazione, povertà energetica, invecchiamento, malattie croniche, disuguaglianze di genere, condizioni migratorie e capacità dei servizi sanitari. L’aumento della temperatura media produce conseguenze particolarmente gravi attraverso lo spostamento degli estremi, la maggiore persistenza delle ondate di calore e la riduzione del raffreddamento notturno. Gli eventuali benefici derivanti da una diminuzione della mortalità invernale difficilmente potranno compensare il rapido incremento del carico sanitario estivo, soprattutto nelle aree già prossime ai limiti fisiologici e infrastrutturali di adattamento. La protezione della salute richiede pertanto una strategia integrata: riduzione delle emissioni per contenere l’entità del riscaldamento, trasformazione degli ambienti urbani e lavorativi, sistemi sanitari resilienti, protezione delle fasce vulnerabili e politiche sociali capaci di impedire che il diritto a sopravvivere al caldo dipenda dal reddito o dalla possibilità individuale di acquistare raffrescamento.

6.2. Risorse idriche e agricoltura

La disponibilità di acqua costituisce uno dei principali fattori limitanti per lo sviluppo economico, la sicurezza alimentare e la stabilità degli ecosistemi nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente (EMME). La scarsità idrica non rappresenta un fenomeno nuovo: essa è una caratteristica strutturale di gran parte della regione, determinata dalla prevalenza di climi aridi e semiaridi, dall’elevata irregolarità delle precipitazioni e dal predominio dell’evaporazione e dell’evapotraspirazione sugli apporti meteorici. In numerose aree della Penisola Arabica, della Mesopotamia, dell’altopiano iranico e del Levante meridionale, le precipitazioni annue rimangono inferiori a 100 mm, mentre una parte consistente della pioggia si concentra in pochi episodi, talvolta molto intensi ma incapaci di garantire una ricarica regolare dei suoli, dei corsi d’acqua e delle falde. La regione del Vicino Oriente e del Nord Africa viene infatti considerata dalla FAO una delle aree del mondo maggiormente esposte all’insicurezza idrica, in presenza di risorse rinnovabili limitate, qualità dell’acqua in deterioramento e domanda crescente da parte delle città, dell’industria e soprattutto dell’agricoltura. 

In questo contesto, il cambiamento climatico agisce come un moltiplicatore di pressioni già esistenti. La riduzione delle precipitazioni medie prevista in molte parti del bacino mediterraneo non costituisce l’unico elemento di preoccupazione. Anche in assenza di forti diminuzioni pluviometriche, l’aumento della temperatura accresce la domanda evaporativa dell’atmosfera, favorisce una più rapida perdita di umidità dai suoli e riduce la quantità di acqua che può trasformarsi in deflusso superficiale o infiltrarsi negli acquiferi. Il bilancio idrico può quindi peggiorare anche quando la variazione delle precipitazioni è relativamente modesta, perché una quota maggiore dell’acqua disponibile viene restituita all’atmosfera attraverso l’evaporazione diretta e la traspirazione vegetale. Il riscaldamento modifica inoltre il rapporto tra pioggia e neve, anticipa la fusione del manto nevoso e prolunga la stagione durante la quale colture e vegetazione naturale richiedono acqua. L’IPCC valuta con elevata confidenza che le siccità agricole ed ecologiche diventeranno più frequenti e severe nella regione mediterranea con l’aumento del riscaldamento globale, mentre la diminuzione della ricarica e dello stoccaggio sotterraneo rappresenta un ulteriore rischio per i sistemi che dipendono dalle falde. 

È importante distinguere la siccità meteorologica, determinata dalla scarsità delle precipitazioni, dalla siccità agricola, caratterizzata da insufficiente umidità del suolo, e dalla siccità idrologica, che si manifesta attraverso la riduzione delle portate fluviali, dei livelli lacustri, dei volumi invasati e della disponibilità delle falde. Queste diverse forme di siccità sono collegate, ma non necessariamente simultanee. Una stagione con precipitazioni moderatamente inferiori alla media può produrre effetti agricoli molto gravi se coincide con temperature eccezionalmente elevate, venti secchi o una fase fenologica particolarmente sensibile. Analogamente, una sequenza di anni poco piovosi può trasformarsi gradualmente in una siccità idrologica, anche quando singoli episodi temporaleschi producono localmente precipitazioni intense. Le piogge brevi e violente, infatti, possono generare ruscellamento, erosione e alluvioni improvvise senza compensare efficacemente il deficit delle falde, soprattutto nei suoli degradati, impermeabilizzati o privi di una copertura vegetale adeguata.

La maggiore irregolarità delle precipitazioni può dunque aggravare la scarsità idrica anche laddove i totali annuali non mostrino una diminuzione uniforme. L’accorciamento della stagione piovosa, l’aumento della durata dei periodi asciutti e la concentrazione delle piogge in un numero minore di giornate riducono la continuità dell’umidità del suolo e complicano la gestione dei bacini artificiali. Le autorità devono infatti conciliare esigenze contrastanti: trattenere acqua per l’irrigazione e l’approvvigionamento urbano, mantenere una capacità residua per contenere le piene, produrre energia idroelettrica e garantire deflussi ambientali sufficienti alla conservazione degli ecosistemi fluviali. Una maggiore stagionalità del ciclo idrologico può quindi accrescere contemporaneamente il rischio di scarsità e quello di inondazione, rendendo inadeguati i criteri di gestione basati esclusivamente sulle condizioni climatiche del passato.

Un ruolo fondamentale è svolto dalle aree montuose della Turchia orientale, del Caucaso, dell’Iran, del Libano e delle altre catene che alimentano i principali corsi d’acqua regionali. Il manto nevoso funziona come un serbatoio naturale: accumula durante l’inverno una parte delle precipitazioni e la rilascia gradualmente durante la primavera e l’inizio dell’estate. Il riscaldamento determina una maggiore proporzione di precipitazioni sotto forma di pioggia, una fusione anticipata della neve e una riduzione della durata dell’innevamento. La quantità annua di deflusso non è l’unico parametro a cambiare; muta anche la distribuzione stagionale delle portate, che tendono ad aumentare durante l’inverno o all’inizio della primavera e a diminuire nei mesi più caldi, proprio quando raggiungono il massimo la domanda irrigua, il fabbisogno urbano e le perdite per evaporazione. Nel bacino dell’Eufrate e del Tigri, Bozkurt e Sen hanno mostrato come il riscaldamento e la diminuzione delle precipitazioni possano ridurre la copertura nevosa, anticipare la fusione e modificare profondamente il regime dei due fiumi, dai quali dipendono produzione agricola, energia idroelettrica e approvvigionamenti di Turchia, Siria e Iraq. 

La dimensione transfrontaliera delle risorse idriche rende questi cambiamenti particolarmente delicati. I confini politici raramente coincidono con quelli idrografici e numerosi Paesi dell’EMME dipendono da corsi d’acqua che hanno origine in territori esterni o attraversano più Stati. Le decisioni assunte nelle regioni a monte in materia di dighe, invasi, irrigazione e produzione idroelettrica possono influire sulla disponibilità a valle quanto, e in alcuni casi più, del cambiamento climatico. La Turchia controlla una parte rilevante delle sorgenti dell’Eufrate e del Tigri; la Siria occupa una posizione intermedia; l’Iraq, situato a valle, è particolarmente esposto alla combinazione tra diminuzione delle portate, incremento dei prelievi, deterioramento della qualità dell’acqua e risalita salina nelle aree meridionali. Le tensioni non sono determinate automaticamente dalla scarsità, ma possono essere aggravate dalla mancanza di accordi efficaci, di dati condivisi e di meccanismi flessibili per ripartire l’acqua durante le siccità eccezionali.

La posizione dell’Iraq esemplifica il modo in cui gli effetti climatici possono propagarsi lungo l’intero bacino. La diminuzione del deflusso proveniente da monte riduce l’acqua disponibile per l’irrigazione e limita la capacità dei fiumi di diluire sali, reflui urbani e inquinanti agricoli. Nella Mesopotamia meridionale, una minore portata fluviale favorisce inoltre la penetrazione di acqua salmastra dal Golfo e l’accumulo di sali nei suoli irrigati. L’elevata evaporazione concentra ulteriormente i soluti, compromettendo la produttività dei terreni e rendendo necessarie quantità supplementari di acqua per il dilavamento. Si crea così un processo di retroazione: la scarsità induce un uso più intenso di acque di qualità inferiore, mentre la salinizzazione aumenta il fabbisogno irriguo e riduce la resa per unità di acqua impiegata.

Anche la Giordania presenta una vulnerabilità particolarmente elevata, dovuta alla limitatissima disponibilità di risorse rinnovabili per abitante, alla crescita della domanda urbana, alla presenza di popolazioni rifugiate e alla ridotta possibilità di espandere rapidamente le fonti convenzionali. In simili condizioni, le annate siccitose non rappresentano soltanto un problema agricolo, ma possono compromettere la continuità dell’approvvigionamento domestico, intensificare il sovrasfruttamento degli acquiferi e aumentare la dipendenza da trasferimenti, desalinizzazione, riutilizzo delle acque reflue e importazioni alimentari. Turchia e Siria, pur disponendo di risorse complessivamente maggiori, devono invece conciliare la prevista diminuzione del deflusso con estese attività irrigue e con la necessità di mantenere la produzione agricola in territori nei quali il calore estremo aumenterà il fabbisogno delle colture.

Le acque sotterranee costituiscono uno dei principali strumenti utilizzati per compensare l’irregolarità delle precipitazioni e dei corsi d’acqua. Durante i periodi siccitosi, gli acquiferi funzionano come riserve strategiche dalle quali possono attingere città, industrie e aziende agricole. Tuttavia, quando i prelievi superano stabilmente la ricarica, il livello piezometrico diminuisce e la risorsa perde progressivamente la propria funzione di riserva. Il problema è particolarmente grave negli acquiferi fossili o scarsamente rinnovabili della Penisola Arabica e delle regioni desertiche, nei quali l’acqua accumulata durante periodi climatici più umidi viene estratta molto più rapidamente di quanto possa essere reintegrata. L’abbassamento delle falde aumenta inoltre il costo energetico del pompaggio, può provocare subsidenza del terreno, prosciugamento di sorgenti e zone umide e peggioramento della qualità dell’acqua.

Il cambiamento climatico può ridurre la ricarica sotterranea attraverso diversi meccanismi. Una minore quantità di pioggia riduce direttamente l’acqua disponibile per l’infiltrazione; temperature più elevate aumentano l’evapotraspirazione prima che l’acqua raggiunga gli strati profondi; precipitazioni più intense e concentrate possono accrescere il ruscellamento a scapito della percolazione, soprattutto nei terreni degradati. La relazione non è tuttavia lineare e dipende dalla geologia, dalla permeabilità dei suoli, dalla vegetazione e dalla presenza di corsi d’acqua effimeri. In alcune regioni aride, eventi piovosi eccezionali possono costituire una parte importante della ricarica annuale. Ciò non significa però che un aumento dell’intensità delle piogge compensi necessariamente la maggiore durata delle siccità, poiché le precipitazioni estreme possono verificarsi lontano dalle principali aree di ricarica o produrre soprattutto deflusso rapido ed erosione.

Gli acquiferi costieri sono sottoposti a una pressione supplementare. In condizioni naturali, la falda di acqua dolce esercita una pressione che limita l’avanzata dell’acqua marina. Il sovrasfruttamento riduce tale pressione e consente all’interfaccia salina di spostarsi verso l’interno. L’innalzamento del livello del mare, la diminuzione della ricarica e la crescita dei prelievi agiscono nella stessa direzione, aumentando il rischio che l’acqua diventi inadatta al consumo umano o all’irrigazione. Le simulazioni applicate agli acquiferi mediterranei mostrano che la riduzione della ricarica e l’eccessivo pompaggio possono essere altrettanto importanti, o persino più importanti localmente, del solo innalzamento marino. Gli studi sulle isole maltesi, ad esempio, evidenziano come la combinazione tra crescita della domanda, diminuzione della ricarica e aumento del livello del mare possa ridurre il volume di acqua dolce e intensificare l’intrusione salina entro la fine del secolo. 

La salinizzazione non riguarda soltanto le falde costiere. Nei sistemi irrigui delle regioni aride, l’acqua evapora dalla superficie e viene traspirata dalle piante, mentre una parte dei sali disciolti rimane nel terreno. In assenza di drenaggio e di periodici apporti idrici sufficienti al dilavamento, la concentrazione salina aumenta progressivamente nella zona radicale. Il fenomeno può ridurre l’assorbimento idrico da parte delle colture, danneggiare i tessuti vegetali e modificare le proprietà fisiche del suolo. L’impiego di acque reflue o sotterranee salmastre può contribuire alla sicurezza idrica, ma richiede un controllo rigoroso della qualità, sistemi di drenaggio e strategie colturali adeguate. L’IPCC considera l’espansione delle aree esposte a salinizzazione, erosione e perdita di carbonio organico uno dei rischi rilevanti per le terre aride in un clima più caldo. 

L’agricoltura occupa una posizione centrale in questo sistema perché rappresenta il principale utilizzatore di acqua dolce nella regione. Nei Paesi del Vicino Oriente e del Nord Africa, il settore agricolo assorbe complessivamente una quota molto elevata dei prelievi, in alcuni casi superiore all’80%. Ciò non implica che l’irrigazione possa essere semplicemente ridotta senza conseguenze: milioni di persone dipendono dall’agricoltura per il reddito, mentre una parte importante della produzione alimentare sarebbe impossibile senza apporti irrigui. Il problema consiste piuttosto nell’aumento simultaneo della domanda agricola, urbana ed energetica, in presenza di una risorsa stagnante o in diminuzione. La FAO sottolinea che la crescente scarsità, il deterioramento della qualità dell’acqua, l’urbanizzazione e i cambiamenti nei consumi alimentari stanno intensificando la competizione tra usi diversi, rendendo indispensabile una gestione integrata del rapporto tra acqua, energia, produzione alimentare ed ecosistemi. 

Il riscaldamento modifica direttamente il fabbisogno irriguo. Temperature più elevate aumentano il deficit di pressione di vapore e quindi la capacità dell’atmosfera di sottrarre acqua ai suoli e alle piante. Se l’umidità radicale è sufficiente, le colture possono rispondere aumentando la traspirazione; se l’acqua diventa limitante, chiudono gli stomi per ridurre le perdite, ma ciò limita contemporaneamente l’ingresso di anidride carbonica e la fotosintesi. L’effetto finale dipende dalla specie, dallo stadio fenologico, dalla durata dello stress e dalle caratteristiche del terreno. Una valutazione condotta per i Paesi mediterranei ha stimato che, nelle condizioni climatiche future analizzate, il fabbisogno idrico potrebbe aumentare mediamente di circa il 13% per il mais, del 16% per il frumento e del 10% per la vite da vino. Queste medie nascondono considerevoli differenze regionali, ma mostrano che il riscaldamento può accrescere la domanda irrigua proprio mentre la disponibilità superficiale e sotterranea si riduce. 

L’espansione dell’irrigazione viene spesso presentata come una delle principali risposte alla siccità agricola. In effetti, le colture irrigue tendono a fornire rese più elevate e meno variabili rispetto a quelle pluviali. Tuttavia, l’irrigazione non produce nuova acqua: trasferisce la risorsa dai fiumi, dagli invasi o dagli acquiferi ai campi e può diventare insostenibile quando gli apporti superano la disponibilità rinnovabile o compromettono i deflussi ambientali. A scala globale, soltanto una parte dei terreni pluviali esposti alla scarsità potrebbe essere convertita sostenibilmente all’irrigazione senza impoverire falde e corsi d’acqua. L’espansione storica dell’irrigazione ha inoltre contribuito in numerose regioni alla diminuzione delle riserve idriche terrestri. Ne deriva che l’adattamento agricolo non può consistere nella semplice estensione delle superfici irrigate, ma deve considerare la provenienza dell’acqua, il bilancio del bacino e la concorrenza con gli altri usi. 

Le principali colture mediterranee rispondono al cambiamento climatico attraverso meccanismi differenti. Frumento e orzo, generalmente coltivati durante la stagione fresca, possono subire una riduzione del ciclo vegetativo a causa dell’accelerazione dello sviluppo fenologico. Temperature più elevate favoriscono una più rapida comparsa delle fasi di levata, fioritura e maturazione, riducendo il tempo disponibile per l’accumulo di biomassa e il riempimento della granella. Il caldo durante la fioritura può diminuire la fertilità, mentre le temperature elevate durante il riempimento accelerano la senescenza fogliare e riducono il peso finale dei chicchi. In molte zone dell’EMME, tali effetti si combinano con una diminuzione dell’umidità del suolo proprio nella fase terminale del ciclo, quando le piogge primaverili diventano più scarse e irregolari.

Il mais e altre colture estive risultano ancora più esposti, poiché il loro sviluppo coincide con il periodo di maggiore domanda evaporativa. Il calore estremo durante la fioritura può compromettere la vitalità del polline, la sincronizzazione tra emissione delle sete e rilascio pollinico e la formazione delle cariossidi. La siccità riduce l’espansione fogliare, l’attività fotosintetica e la capacità della pianta di sostenere il riempimento della granella. Anche disponendo di impianti irrigui, le aziende possono non avere acqua sufficiente durante le fasi critiche o essere obbligate a ridurre le superfici coltivate. Per questo motivo, la correlazione negativa tra aumento della temperatura e rese agricole rimane evidente in molte analisi regionali anche considerando l’effetto fertilizzante dell’anidride carbonica e l’introduzione di misure di adattamento.

L’effetto della maggiore concentrazione atmosferica di CO₂ richiede infatti un’interpretazione prudente. In condizioni controllate, l’aumento della CO₂ può stimolare la fotosintesi delle piante C3, tra cui frumento, orzo, legumi, olivo e vite, e migliorare l’efficienza d’uso dell’acqua attraverso una parziale riduzione della conduttanza stomatica. Il beneficio reale è tuttavia limitato dalla disponibilità di azoto, fosforo e acqua, dalle temperature estreme, dall’ozono troposferico, dai parassiti e dalle caratteristiche delle cultivar. Le piante C4, come il mais, mostrano in genere una risposta fotosintetica diretta più contenuta. Inoltre, la maggiore crescita vegetativa può aumentare il consumo complessivo di acqua e non impedisce i danni provocati dal caldo nelle fasi riproduttive. L’IPCC conclude che il riscaldamento antropogenico ha già rallentato la crescita della produttività agricola in molte regioni delle medie e basse latitudini e che caldo, siccità ed eventi composti comprometteranno ulteriormente stabilità e qualità dei raccolti. 

L’olivo possiede una notevole tolleranza alla siccità, ma non è immune agli estremi climatici. Una moderata disponibilità idrica è necessaria nelle fasi di induzione fiorale, fioritura, allegagione e accrescimento del frutto. Siccità molto prolungate possono ridurre la crescita vegetativa, il numero di fiori, l’allegagione e la pezzatura delle olive, mentre temperature eccezionalmente elevate possono provocare aborto fiorale e danni ai tessuti. Gli inverni più miti possono inoltre alterare l’accumulo di freddo necessario ad alcune cultivar per una fioritura regolare. Le conseguenze dipenderanno quindi dalla combinazione tra varietà, disponibilità irrigua, tipo di suolo e microclima. In alcune aree settentrionali o poste a maggiore altitudine, il riscaldamento potrebbe ampliare l’idoneità alla coltivazione; nelle zone più calde e aride, invece, la riduzione delle rese e l’aumento del fabbisogno irriguo potrebbero superare i benefici derivanti dall’allungamento della stagione vegetativa.

La vite presenta una risposta altrettanto complessa. Il riscaldamento anticipa germogliamento, fioritura, invaiatura e vendemmia e accelera l’accumulo degli zuccheri negli acini. Ciò può determinare vini con maggiore gradazione alcolica, acidità ridotta e un disallineamento tra maturità tecnologica, fenolica e aromatica. Le ondate di calore possono provocare scottature, disseccamento degli acini e perdita di colore, mentre la siccità intensa limita la crescita e la produzione. Nelle regioni più fresche, a quote elevate o alle latitudini settentrionali, una stagione più calda può invece favorire la maturazione di varietà che in passato incontravano difficoltà. Gli eventuali vantaggi sono tuttavia accompagnati da nuovi rischi: germogliamento precoce e maggiore esposizione alle gelate tardive, fabbisogno irriguo crescente e spostamento delle caratteristiche territoriali che definiscono la tipicità dei vini mediterranei. L’espansione verso quote maggiori non sempre è possibile a causa della morfologia, della disponibilità di suolo, delle aree protette e dei costi di riconversione.

I legumi sono fondamentali per l’alimentazione regionale, la fertilità del suolo e la riduzione della dipendenza dai fertilizzanti azotati, grazie alla fissazione biologica dell’azoto. Tuttavia, molte specie sono sensibili alla combinazione tra siccità e caldo durante la fioritura e la formazione dei baccelli. Temperature elevate possono ridurre la vitalità del polline e aumentare l’aborto dei fiori, mentre la scarsità idrica limita la fotosintesi e il riempimento dei semi. L’introduzione di cultivar più precoci può consentire alla coltura di completare il ciclo prima della fase più calda e asciutta, ma un’eccessiva anticipazione può ridurre il potenziale produttivo o aumentare l’esposizione al freddo nelle prime fasi.

Gli alberi da frutto a guscio sono particolarmente sensibili perché combinano una lunga durata dell’impianto con requisiti climatici specifici. Un frutteto rimane produttivo per molti anni e non può essere spostato o riconvertito rapidamente quando il clima locale diventa meno favorevole. Pistacchio, mandorlo e altre specie necessitano di un determinato accumulo di freddo invernale per interrompere correttamente la dormienza e sincronizzare la fioritura. Inverni troppo miti possono produrre germogliamento irregolare, scarsa sovrapposizione tra fioritura maschile e femminile e ridotta allegagione. In Iran, gli studi sul pistacchio mostrano che il riscaldamento può aumentare l’evapotraspirazione e il fabbisogno idrico, ridurre la produttività e modificare la pressione esercitata da insetti e patogeni. 

Il cambiamento climatico influenza infatti anche organismi nocivi, malattie e infestanti. Inverni più miti possono aumentare la sopravvivenza di insetti e patogeni, anticiparne l’attività e consentire un maggior numero di generazioni durante l’anno. Temperature elevate possono favorire alcune specie termofile e modificarne la distribuzione geografica, mentre lo stress idrico indebolisce le difese fisiologiche delle piante. Parallelamente, il clima condiziona la persistenza, l’efficacia e il trasporto dei prodotti fitosanitari: alte temperature e radiazione possono accelerare la degradazione di alcune sostanze, mentre piogge intense possono aumentare il dilavamento e il rischio di contaminazione delle acque. L’adattamento fitosanitario deve quindi evitare un semplice incremento dei trattamenti, privilegiando monitoraggio, soglie d’intervento, controllo biologico, diversificazione colturale e gestione integrata. 

Un ulteriore rischio deriva dagli eventi composti, nei quali più fattori climatici agiscono simultaneamente o in rapida successione. Caldo e siccità possono ridurre insieme la disponibilità idrica e aumentare il fabbisogno delle colture; una siccità prolungata seguita da piogge torrenziali può provocare erosione, perdita di nutrienti e danneggiamento delle infrastrutture; temperature elevate associate a forte vento possono causare disseccamento rapido, allettamento e incendi. La vulnerabilità non dipende soltanto dalla media stagionale, ma anche dal momento in cui l’evento si verifica. Pochi giorni di caldo eccezionale durante la fioritura possono provocare perdite maggiori di un’intera stagione moderatamente siccitosa. Per questa ragione, le valutazioni agricole devono utilizzare indicatori fenologici e non soltanto medie annuali o stagionali.

La degradazione dei suoli amplifica gli effetti della siccità. La diminuzione della sostanza organica riduce la capacità di trattenere acqua, indebolisce la struttura degli aggregati e rende il terreno più vulnerabile alla crosta superficiale, al ruscellamento e all’erosione. Il pascolamento eccessivo, le lavorazioni intensive, la rimozione dei residui colturali e l’abbandono dei terrazzamenti possono accentuare la perdita di suolo fertile. Quando le piogge diventano più intense, i terreni degradati assorbono meno acqua e producono maggiore deflusso; durante i periodi asciutti, dispongono di una riserva idrica minore per le radici. Il contrasto alla desertificazione non riguarda quindi soltanto la conservazione del paesaggio, ma costituisce una misura concreta di sicurezza idrica e agricola.

Gli impatti sulla produzione si trasmettono alla sicurezza alimentare attraverso disponibilità, accessibilità economica, stabilità degli approvvigionamenti e qualità nutrizionale. Molti Paesi dell’EMME importano una quota considerevole dei cereali e dei mangimi consumati. Tale dipendenza può compensare i limiti interni di terra e acqua, evitando di impiegare risorse scarse per colture a basso valore economico; contemporaneamente, espone i Paesi alle oscillazioni dei prezzi internazionali, alle restrizioni all’esportazione, ai conflitti e agli shock climatici che colpiscono le principali regioni produttrici mondiali. Una siccità locale può quindi coincidere con un aumento dei prezzi globali, riducendo la capacità delle famiglie più povere di acquistare alimenti e costringendo i governi ad aumentare sussidi e importazioni.

L’adattamento deve operare su più livelli. A scala aziendale, una migliore conoscenza dell’umidità del suolo e del fabbisogno colturale può ridurre le applicazioni non necessarie. Irrigazione a goccia, sensori, bilanci idrici, previsioni meteorologiche e programmazione basata sulle fasi fenologiche consentono di distribuire l’acqua con maggiore precisione. L’irrigazione deficitaria controllata può ridurre gli apporti nelle fasi meno sensibili, preservandoli durante fioritura, allegagione o riempimento dei frutti. Tuttavia, una maggiore efficienza tecnica non garantisce automaticamente una riduzione dei consumi a scala di bacino. L’acqua risparmiata per ettaro può essere impiegata per estendere le superfici irrigate o introdurre colture più esigenti, mentre la diminuzione delle perdite può ridurre i flussi di ritorno che alimentavano falde e utenti a valle. Per ottenere un risparmio reale sono quindi necessari limiti ai prelievi, misurazione dei volumi e una pianificazione basata sul consumo effettivo, non soltanto sull’efficienza dell’impianto.

La selezione varietale rappresenta un altro pilastro dell’adattamento. Cultivar tolleranti alla siccità e al calore, portinnesti con apparati radicali profondi, varietà a ciclo breve e materiali genetici capaci di mantenere la fertilità alle alte temperature possono ridurre le perdite. La sostituzione varietale deve però rispettare qualità del prodotto, preferenze alimentari, biodiversità e condizioni locali. Le varietà tradizionali mediterranee costituiscono una risorsa genetica preziosa, spesso caratterizzata da adattamenti a suoli poveri, irregolarità pluviometrica e stress multipli. La loro conservazione, caratterizzazione e utilizzazione nei programmi di miglioramento genetico può aumentare la resilienza senza uniformare eccessivamente i sistemi agricoli.

La diversificazione delle rotazioni e dei paesaggi agrari riduce il rischio che un singolo evento comprometta l’intera produzione. L’associazione tra cereali, legumi, colture arboree, pascoli e fasce vegetate può migliorare la fertilità, interrompere i cicli dei patogeni e favorire gli organismi utili. Pacciamatura, colture di copertura, riduzione delle lavorazioni e apporto di sostanza organica aumentano l’infiltrazione e la capacità di ritenzione idrica. Gli effetti dipendono dal clima e dalla disponibilità d’acqua: una coltura di copertura può proteggere il suolo, ma può anche consumare una parte dell’umidità se non viene gestita e terminata correttamente. Le pratiche devono quindi essere adattate al contesto anziché applicate in modo uniforme.

Il riutilizzo delle acque reflue trattate offre un’importante fonte alternativa, soprattutto nelle aree urbane e periurbane. Esso consente di ridurre i prelievi di acqua dolce e di recuperare nutrienti, ma richiede trattamenti adeguati, monitoraggio microbiologico e chimico e controllo dell’accumulo di sali, metalli e contaminanti emergenti. La desalinizzazione può sostenere l’approvvigionamento urbano e liberare una parte delle risorse convenzionali per altri usi, ma presenta costi energetici, economici e ambientali elevati. Lo smaltimento delle salamoie può danneggiare gli ecosistemi costieri, mentre l’utilizzo diretto dell’acqua desalinizzata per colture estensive rimane generalmente oneroso. Le fonti non convenzionali devono pertanto essere inserite in una strategia complessiva che comprenda riduzione delle perdite nelle reti, protezione delle falde e allocazione trasparente della risorsa.

La ricarica gestita degli acquiferi può immagazzinare nel sottosuolo acque provenienti da piene, depurazione o eccedenze stagionali, riducendo le perdite per evaporazione e contrastando localmente l’intrusione salina. La fattibilità dipende però dalla geologia, dalla qualità dell’acqua e dalla disponibilità effettiva di volumi da infiltrare. Anche la raccolta delle acque piovane, il ripristino di terrazzamenti, piccoli invasi e opere di rallentamento del deflusso possono migliorare l’infiltrazione nei bacini rurali, purché vengano valutati gli effetti cumulativi sugli utenti e sugli ecosistemi a valle.

La gestione delle risorse idriche deve infine superare la separazione tradizionale tra settori. Produrre acqua attraverso la desalinizzazione richiede energia; pompare falde più profonde aumenta i consumi elettrici; produrre energia idroelettrica modifica i regimi fluviali; coltivare biocarburanti può competere con gli alimenti e con l’acqua; proteggere gli ecosistemi mantiene servizi idrologici essenziali. L’approccio integrato acqua-energia-cibo-ecosistemi consente di riconoscere questi legami e di evitare adattamenti che risolvono un problema trasferendolo altrove. Una politica che aumenti l’irrigazione senza controllare gli acquiferi può sostenere temporaneamente le rese, ma compromettere la produzione futura; una desalinizzazione alimentata da combustibili fossili può accrescere le emissioni che intensificano il riscaldamento; una diga progettata esclusivamente per la produzione energetica può ridurre la disponibilità stagionale per agricoltura e ambienti fluviali.

In definitiva, la crisi idrica e agricola dell’EMME deriva dalla sovrapposizione tra condizioni climatiche naturalmente aride, crescita della domanda, degrado degli ecosistemi, sovrasfruttamento delle falde, inefficienze infrastrutturali e cambiamento climatico antropogenico. Il riscaldamento aumenta l’evapotraspirazione, riduce l’efficacia delle precipitazioni, anticipa lo scioglimento della neve e intensifica lo stress delle colture; la diminuzione o maggiore irregolarità delle piogge riduce la ricarica e accresce la dipendenza dall’irrigazione; l’innalzamento marino e l’eccessivo pompaggio favoriscono la salinizzazione degli acquiferi costieri. Alcune colture e aree poste a maggiore quota o latitudine potranno beneficiare temporaneamente di stagioni vegetative più lunghe, ma tali vantaggi saranno limitati e accompagnati da nuove esigenze irrigue, alterazioni fenologiche e rischi fitosanitari. Per numerosi agroecosistemi delle regioni più calde e aride, la pressione climatica potrebbe invece superare le capacità di adattamento delle varietà e delle tecniche oggi utilizzate. La resilienza futura dipenderà dalla riduzione delle emissioni, dalla cooperazione transfrontaliera, dalla tutela delle falde, dal riutilizzo sicuro delle acque, dal miglioramento dei suoli, dalla diversificazione produttiva e dalla diffusione di cultivar tolleranti. Nessuna singola tecnologia potrà risolvere il problema: sarà necessario combinare innovazione agronomica, gestione quantitativa dei prelievi, protezione sociale degli agricoltori e una pianificazione capace di riconoscere l’acqua non come una risorsa illimitata, ma come il principale vincolo ecologico e strategico per il futuro dell’intera regione.

6.3. Impatti dell’innalzamento del livello del mare

L’innalzamento del livello del mare rappresenta una delle conseguenze più persistenti e difficilmente reversibili del cambiamento climatico antropogenico. I suoi effetti nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente (EMME) non si limitano alla graduale sommersione delle superfici poste alle quote più basse, ma comprendono l’intensificazione delle inondazioni costiere, l’erosione e l’arretramento delle spiagge, l’intrusione salina negli acquiferi e negli estuari, la perdita di lagune e zone umide, il deterioramento dei suoli agricoli, il danneggiamento delle infrastrutture e la trasformazione degli ecosistemi litoranei. Tali impatti derivano dall’interazione tra l’aumento del livello medio marino, le maree, le onde, le mareggiate, la subsidenza del terreno, la disponibilità di sedimenti e le modificazioni antropiche della costa. La vulnerabilità non dipende quindi esclusivamente dall’entità dell’innalzamento globale, ma soprattutto dall’innalzamento relativo del mare, ossia dalla variazione del livello dell’acqua rispetto alla superficie terrestre locale. Una costa in sollevamento tettonico può sperimentare un aumento relativo inferiore alla media globale, mentre una pianura deltizia soggetta a compattazione dei sedimenti, estrazione di acque sotterranee o riduzione degli apporti fluviali può subire un innalzamento relativo molto più rapido. L’IPCC considera estremamente probabile la prosecuzione dell’aumento relativo del livello marino lungo le coste europee e mediterranee, con differenze locali determinate dai movimenti verticali del terreno, dalla circolazione oceanica e dalle caratteristiche geomorfologiche regionali. 

L’aumento del livello medio globale è provocato principalmente dall’espansione termica dell’acqua marina e dalla perdita di massa dei ghiacciai e delle calotte glaciali. Rispetto alla media del periodo 1995–2014, l’IPCC stima per il 2100 un innalzamento probabile compreso tra 0,32 e 0,62 metri nello scenario a basse emissioni SSP1-2.6, tra 0,44 e 0,76 metri nello scenario intermedio SSP2-4.5 e tra 0,63 e 1,01 metri nello scenario ad emissioni molto elevate SSP5-8.5. Un aumento prossimo a 2 metri entro il 2100 non costituisce la proiezione centrale, ma non può essere completamente escluso nello scenario ad alte emissioni a causa delle profonde incertezze riguardanti la risposta dinamica delle calotte glaciali. Il livello del mare continuerebbe inoltre ad aumentare per secoli anche dopo la stabilizzazione della temperatura globale, poiché oceani e grandi masse di ghiaccio reagiscono lentamente alle modificazioni del bilancio energetico terrestre. Di conseguenza, le infrastrutture costruite oggi lungo le coste dovrebbero essere valutate non soltanto rispetto alle condizioni previste per la metà o la fine del XXI secolo, ma considerando la durata operativa delle opere e l’impegno di lungo periodo già introdotto dal riscaldamento presente. 

Anche aumenti medi apparentemente moderati possono produrre conseguenze rilevanti. Il livello medio costituisce infatti la base sulla quale agiscono le oscillazioni meteorologiche e marine temporanee. Se il mare si innalza di alcune decine di centimetri, una mareggiata che in passato provocava danni soltanto eccezionali può raggiungere più frequentemente strade, edifici, reti fognarie e terreni agricoli. L’incremento del livello di base consente alle onde di propagarsi più all’interno e di superare più facilmente spiagge, dune, argini e opere portuali. Per questo motivo, un evento estremo storicamente associato a un tempo di ritorno secolare può diventare molto più frequente, anche in assenza di un aumento proporzionale dell’intensità delle tempeste. L’IPCC sottolinea che gli estremi del livello marino che in passato si verificavano una volta ogni cento anni sono destinati a diventare eventi annuali o comunque molto più comuni in numerose località costiere durante questo secolo. Tale trasformazione interessa in modo particolare le aree basse, densamente urbanizzate e protette da strutture progettate sulla base di statistiche climatiche ormai non più stazionarie. 

La morfologia costiera determina una parte essenziale della vulnerabilità. Le coste rocciose elevate e le falesie possiedono generalmente una minore esposizione diretta alla sommersione permanente, pur potendo subire instabilità, crolli e accelerazione dell’erosione alla base. Le pianure costiere, le spiagge sabbiose, le isole basse, le lagune e i delta sono invece molto più sensibili perché presentano pendenze minime e sono costituiti da sedimenti facilmente rimobilizzabili. In una spiaggia naturale, l’innalzamento del mare non determina necessariamente una semplice scomparsa verticale della superficie sabbiosa: il profilo costiero tende a riorganizzarsi attraverso il trasporto di sedimenti e l’arretramento verso terra. Tale migrazione può tuttavia essere impedita dalla presenza di edifici, strade, muri e altre strutture rigide. Si verifica allora il cosiddetto restringimento costiero, o coastal squeeze, nel quale la spiaggia rimane compressa tra un mare in avanzamento e infrastrutture che ne impediscono la traslazione verso l’interno. Le coste mediterranee risultano tra quelle maggiormente irrigidite dalla presenza di opere antropiche, circostanza che può proteggere temporaneamente determinati beni ma accrescere la probabilità di perdita delle spiagge e degli habitat intertidali. 

L’erosione non dipende esclusivamente dall’aumento del livello marino. Il bilancio sedimentario è controllato dagli apporti dei fiumi, dall’erosione delle coste adiacenti, dal trasporto longitudinale prodotto dalle onde, dalle correnti, dalle tempeste e dagli interventi umani. Dighe e invasi trattengono una parte consistente dei sedimenti che in condizioni naturali raggiungerebbero il litorale; l’estrazione di sabbia dagli alvei e dalle spiagge rimuove materiale dal sistema; porti, pennelli e frangiflutti possono interrompere il trasporto costiero, favorendo l’accumulo da un lato e l’erosione dall’altro. L’innalzamento del mare agisce pertanto su numerosi litorali già caratterizzati da un bilancio sedimentario negativo. In queste condizioni, anche variazioni relativamente contenute possono accelerare un arretramento preesistente. Le analisi dei delta mondiali mostrano che la riduzione degli apporti fluviali diminuisce la capacità delle coste di compensare l’erosione, la subsidenza e l’aumento del livello marino, rendendo insufficiente una valutazione basata sul solo cambiamento climatico oceanico. 

Il delta del Nilo rappresenta uno dei principali punti critici dell’intera regione EMME. Si tratta di una pianura molto bassa, densamente popolata e caratterizzata dalla presenza di città, laghi costieri, infrastrutture, siti archeologici e terreni tra i più fertili dell’Egitto. Secondo Shaltout et al. (2015), approssimativamente un quarto della regione deltizia presenta quote uguali o inferiori all’attuale livello del mare. Questa indicazione non significa necessariamente che tutta la superficie sia oggi permanentemente sommersa, poiché argini, dune, strutture antropiche e dinamiche idrauliche locali modificano l’esposizione effettiva; evidenzia tuttavia la ridottissima elevazione topografica di una parte sostanziale del territorio. Le valutazioni basate su scenari statici hanno indicato che un innalzamento di un metro potrebbe esporre alla sommersione oltre 6.000 chilometri quadrati, corrispondenti a circa il 31% della superficie deltizia considerata, soprattutto nei settori occidentali e nelle aree circostanti i laghi costieri. Tali stime devono essere interpretate con cautela perché i risultati dipendono dalla risoluzione del modello altimetrico, dall’efficienza delle difese, dalla connettività idraulica e dai futuri movimenti verticali del suolo; esse mostrano comunque l’ordine di grandezza della potenziale esposizione. 

Nel delta del Nilo il rischio climatico è amplificato dalla subsidenza. I sedimenti deltizi giovani e poco consolidati tendono naturalmente a compattarsi sotto il proprio peso, mentre l’estrazione di acque sotterranee e la crescente urbanizzazione possono accelerare localmente l’abbassamento del terreno. Le misurazioni satellitari interferometriche indicano movimenti medi negativi dell’ordine di alcuni millimetri all’anno in diverse aree del delta, con una forte variabilità spaziale. In alcuni settori, il terreno può quindi abbassarsi a una velocità comparabile o superiore all’aumento medio globale del mare. Ciò significa che l’innalzamento relativo sperimentato localmente deriva dalla somma dell’aumento oceanico e della perdita di quota del territorio. Le stazioni costiere di Rosetta, Burullus e Damietta mostrano segnali di subsidenza, confermando la necessità di integrare i movimenti verticali del terreno nelle proiezioni locali e nella progettazione delle difese. 

La costruzione della diga di Assuan ha profondamente modificato il trasporto sedimentario del Nilo. Prima della regolazione del fiume, le piene stagionali distribuivano limo sulla pianura e alimentavano il sistema costiero; successivamente, gran parte dei sedimenti è rimasta intrappolata nel lago Nasser e negli invasi a monte. Il delta ha così perduto uno dei principali meccanismi naturali attraverso i quali poteva mantenere la propria elevazione e compensare erosione e compattazione. L’arretramento della linea di costa non è quindi attribuibile esclusivamente all’innalzamento climatico del mare, ma alla combinazione tra riduzione dell’apporto sedimentario, subsidenza, opere costiere, correnti marine e crescita delle attività antropiche. Questo carattere composto del rischio è fondamentale: concentrare l’adattamento soltanto sulla costruzione di barriere contro il mare, senza intervenire sul pompaggio delle falde, sulla gestione dei sedimenti e sull’urbanizzazione delle aree più basse, potrebbe ridurre temporaneamente alcuni danni senza arrestare la progressiva perdita di resilienza del delta. 

Un’altra conseguenza rilevante è l’intrusione salina. Quando il livello del mare aumenta, la pressione esercitata dall’acqua salata sugli acquiferi costieri cresce, favorendo lo spostamento verso l’interno e verso l’alto dell’interfaccia tra acqua dolce e marina. Il fenomeno viene intensificato dall’estrazione eccessiva di acqua sotterranea, che riduce il carico idraulico della falda, e dalla diminuzione delle portate fluviali, che limita la capacità del fiume di contrastare la penetrazione salina negli estuari e nei canali. Nel delta del Nilo, dove le acque sotterranee costituiscono la seconda fonte idrica per importanza dopo il fiume, la salinizzazione può compromettere l’irrigazione, la qualità dell’acqua potabile e la fertilità dei terreni. L’accumulo di sali nella zona radicale riduce la capacità delle piante di assorbire acqua, altera la struttura del suolo e può obbligare gli agricoltori a impiegare maggiori volumi per il dilavamento, aggravando ulteriormente la pressione sulla risorsa idrica. I modelli idrogeologici mostrano che la risposta dell’acquifero dipende congiuntamente dall’aumento marino, dal regime del Nilo, dai prelievi, dalla ricarica e dalle proprietà geologiche del sottosuolo. 

Gli effetti sulla produzione agricola del delta potrebbero estendersi ben oltre le superfici direttamente sommerse. L’incremento della salinità delle falde, dei canali e dei suoli può ridurre la produttività di aree apparentemente non raggiunte dal mare in superficie. Le colture differiscono notevolmente per tolleranza salina, ma anche le specie relativamente resistenti subiscono perdite quando la concentrazione dei sali supera determinati limiti o quando lo stress salino si combina con temperature elevate, siccità e carenze nutrizionali. L’aumento del livello marino deve quindi essere interpretato come una minaccia alla sicurezza alimentare egiziana non soltanto attraverso la perdita fisica di terra, ma mediante il progressivo deterioramento qualitativo delle risorse idriche e dei suoli. La conversione verso colture più tolleranti, il miglioramento del drenaggio, il monitoraggio della salinità e la riduzione del pompaggio possono attenuare parte dei danni, ma comportano costi economici e non sostituiscono la necessità di proteggere le aree di ricarica e mantenere adeguati apporti di acqua dolce.

Anche Alessandria e gli altri grandi insediamenti della costa settentrionale egiziana sono esposti all’interazione tra innalzamento del mare, subsidenza, erosione e mareggiate. Porti, quartieri residenziali, reti fognarie, strade, ferrovie e impianti industriali sono spesso collocati a quote limitate. L’inondazione può danneggiare direttamente le strutture, ma anche produrre effetti indiretti attraverso l’interruzione dell’elettricità, dei trasporti, dell’approvvigionamento idrico e dei servizi sanitari. La penetrazione di acqua salata nelle reti di drenaggio può accelerare la corrosione di tubazioni, armature e fondazioni. Inoltre, la presenza di siti archeologici e complessi storici aggiunge una dimensione culturale alla vulnerabilità. Una valutazione condotta su 49 siti culturali del Patrimonio mondiale situati nelle aree costiere basse del Mediterraneo ha rilevato che 37 erano già esposti a un evento di inondazione con tempo di ritorno centenario e 42 all’erosione costiera, mostrando come l’innalzamento del mare minacci beni non sostituibili, la cui perdita non può essere espressa soltanto in termini economici. 

La costa egiziana del Mar Rosso presenta caratteristiche differenti da quelle del delta, ma non è priva di vulnerabilità. Hereher (2015) ha stimato che circa il 31% dei circa 1.200 chilometri di costa egiziana del Mar Rosso, soprattutto nel settore meridionale, possiede un’elevata sensibilità all’innalzamento marino. Le aree maggiormente esposte comprendono piane costiere, baie, estuari e superfici basse sulle quali sono sorti città, porti, località turistiche e infrastrutture di collegamento. Le coste rocciose elevate sono generalmente meno soggette alla sommersione, ma numerosi insediamenti sono concentrati proprio nelle limitate fasce pianeggianti disponibili. L’aumento del mare può inoltre interagire con le inondazioni improvvise provenienti dai bacini desertici: una quota marina più elevata può ostacolare il drenaggio delle acque verso il mare e ampliare le aree allagate durante gli eventi estremi.

In Turchia, numerosi insediamenti costieri si trovano all’interno della fascia altimetrica compresa tra zero e dieci metri. Kuleli (2010) ha individuato una particolare vulnerabilità lungo il Mediterraneo turco, dove pianure alluvionali, delta, spiagge e aree urbane convivono con un’intensa attività turistica e infrastrutturale. I delta dei fiumi Göksu, Seyhan e Ceyhan, le lagune e le zone agricole della costa meridionale possono risentire congiuntamente di inondazione, erosione, salinizzazione e riduzione degli apporti sedimentari. La vulnerabilità varia comunque notevolmente lungo il litorale: le coste alte e rocciose possiedono una minore esposizione diretta, mentre le pianure deltizie e le spiagge basse possono subire arretramenti considerevoli anche in presenza di aumenti moderati del livello medio.

Le isole del Mediterraneo orientale presentano criticità specifiche. La limitata estensione territoriale, l’elevata dipendenza dal turismo costiero, la scarsità di risorse idriche e la concentrazione delle infrastrutture lungo il litorale riducono le possibilità di arretramento e ricollocazione. Monioudi et al. hanno analizzato 71 spiagge turistiche della parte orientale di Creta, mostrando una forte sensibilità all’aumento del livello marino. Nelle simulazioni basate su un innalzamento di circa 0,22–0,25 metri, una larga maggioranza delle spiagge potrebbe perdere più del 20% della propria larghezza massima. Negli scenari superiori a un metro, numerose spiagge potrebbero subire arretramenti prossimi o superiori alla metà della loro larghezza, mentre negli scenari estremi una quota consistente potrebbe non disporre più dello spazio necessario per mantenere una superficie emersa. I risultati non costituiscono una previsione esatta della futura linea di costa, poiché il comportamento reale dipenderà dalla disponibilità di sedimenti, dalle mareggiate, dalle opere di difesa e dalla possibilità di migrazione verso l’interno; dimostrano però che piccole spiagge insulari delimitate da strade, edifici o falesie possiedono margini di adattamento molto ridotti. 

La perdita o la riduzione delle spiagge avrebbe conseguenze sia ecologiche sia economiche. Le spiagge non costituiscono soltanto superfici ricreative, ma ambienti dinamici che dissipano l’energia delle onde, proteggono l’entroterra, ospitano comunità biologiche specializzate e, in alcune aree, forniscono siti di nidificazione alle tartarughe marine. Dal punto di vista economico, il turismo balneare rappresenta una fonte essenziale di reddito per Grecia, Cipro, Turchia, Egitto e altri Paesi dell’EMME. L’arretramento della spiaggia può ridurre l’attrattività delle destinazioni, aumentare i costi di manutenzione e rendere necessari interventi ripetuti di ripascimento. La protezione rigida di alberghi e passeggiate può salvaguardare temporaneamente le strutture, ma accentuare il restringimento della spiaggia antistante. Il ripascimento conserva invece un ambiente più simile a quello naturale, ma richiede sedimenti compatibili, deve essere periodicamente rinnovato e può trasferire gli impatti alle aree dalle quali viene prelevata la sabbia.

Lungo le coste dell’Oman, la vulnerabilità interessa soprattutto le pianure basse e densamente utilizzate. Hereher et al. (2020) hanno identificato circa 805 chilometri di costa potenzialmente sensibili, in particolare nella pianura di Al-Batinah, nel settore settentrionale del Paese. In questa fascia si concentrano insediamenti urbani, porti, raffinerie, impianti industriali, centrali elettriche e strutture per la desalinizzazione. La vulnerabilità delle infrastrutture idriche ed energetiche riveste un’importanza strategica: gli impianti di desalinizzazione sono spesso collocati direttamente sulla costa perché necessitano di prelevare acqua marina e scaricare salamoia, mentre le centrali termoelettriche utilizzano il mare per il raffreddamento. Inondazioni, erosione o modificazioni della qualità dell’acqua in ingresso possono compromettere simultaneamente l’approvvigionamento idrico e la produzione energetica, generando effetti a cascata sull’intera società.

Una situazione analoga caratterizza diversi Stati del Golfo Persico-Arabico, nei quali gran parte della popolazione e delle attività economiche si concentra lungo coste molto basse. Negli Emirati Arabi Uniti, e soprattutto ad Abu Dhabi, l’espansione urbana, portuale e turistica ha interessato isole, piane tidali e aree artificialmente bonificate. Ksiksi e Youssef (2012) stimavano che un innalzamento di 0,5 metri avrebbe potuto interessare circa l’1,5% delle superfici urbane considerate, mentre con un aumento di 2 metri la quota sarebbe cresciuta di circa dieci volte. Lo scenario di 2 metri non rappresenta l’esito più probabile per il 2100 secondo le proiezioni centrali dell’IPCC, ma costituisce un caso a bassa probabilità e ad alto impatto utile per valutare la robustezza di infrastrutture destinate a durare molti decenni. Valutazioni più recenti sottolineano che la vulnerabilità delle città del Golfo non dipende soltanto dalla superficie potenzialmente sommersa, ma dall’elevato valore degli asset esposti, dalla concentrazione di infrastrutture critiche e dalla possibilità che inondazioni marine, precipitazioni intense e problemi di drenaggio si verifichino congiuntamente. 

Le aree costiere artificiali richiedono particolare attenzione. I terreni ottenuti mediante riempimento del mare possono presentare quote ridotte, elevata permeabilità e processi di assestamento o compattazione. Una barriera superficiale può impedire temporaneamente l’ingresso diretto delle onde, ma non necessariamente la risalita della falda salina attraverso il sottosuolo. Inoltre, le strutture costruite su sedimenti non consolidati possono subire deformazioni differenziali. Ne consegue che la valutazione del rischio dovrebbe includere non soltanto la linea di costa visibile, ma la geologia, la dinamica delle falde, la capacità delle reti di drenaggio, la subsidenza e l’interdipendenza tra porti, aeroporti, strade, centrali e impianti di desalinizzazione.

Gli ecosistemi costieri possono attenuare una parte del rischio, ma sono essi stessi minacciati. Zone umide, paludi salmastre, dune, lagune, praterie di fanerogame e mangrovie dissipano l’energia delle onde, trattengono sedimenti, immagazzinano carbonio e offrono habitat per pesci, uccelli e numerose altre specie. In condizioni naturali, una zona umida può adattarsi all’aumento del mare attraverso l’accumulo verticale di sedimenti e materia organica oppure migrando verso l’interno. Tale capacità viene compromessa quando l’apporto sedimentario diminuisce, la subsidenza accelera o strade, argini e urbanizzazioni impediscono la migrazione. L’innalzamento marino può allora trasformare progressivamente una zona umida in acque aperte, riducendo sia il valore ecologico sia la protezione naturale fornita alla costa. L’IPCC evidenzia che gli ecosistemi costieri mediterranei sono sottoposti simultaneamente a innalzamento del mare, siccità, riscaldamento, inquinamento, artificializzazione e riduzione dei sedimenti, con una conseguente perdita di resilienza. 

Le mangrovie del Golfo, costituite prevalentemente da popolamenti di Avicennia marina, possiedono un rilevante valore ecologico, sociale ed economico. Esse stabilizzano i sedimenti, attenuano onde e correnti, forniscono aree di nursery per la fauna marina e contribuiscono all’accumulo di carbonio nel suolo. La loro risposta all’innalzamento marino dipende dalla capacità di elevare progressivamente il substrato attraverso la deposizione di sedimenti e la produzione di materia organica. Studi condotti lungo il Mar Rosso e il Golfo Persico-Arabico mostrano che tale capacità varia tra i diversi ecosistemi: in alcuni siti del Mar Rosso i tassi recenti di accumulo del suolo risultavano superiori all’aumento marino osservato, mentre lungo il Golfo soltanto le mangrovie, e non necessariamente le praterie marine o le paludi tidali studiate, sembravano accumulare sedimenti abbastanza rapidamente. Questa apparente resilienza non è garantita nel futuro, poiché un’accelerazione dell’innalzamento, la crescita della salinità, il calore estremo, l’urbanizzazione e la limitazione dello spazio disponibile per la migrazione possono superare la capacità di adattamento verticale. 

Le lagune costiere del Mediterraneo orientale sono analogamente esposte a modificazioni dell’equilibrio tra acqua dolce e marina. Un livello marino più elevato può aumentare gli scambi con il mare, modificare salinità, profondità, torbidità e circolazione, favorendo alcune specie e penalizzandone altre. Se contemporaneamente diminuiscono gli apporti fluviali a causa della siccità, delle dighe e dei prelievi irrigui, la penetrazione salina diventa ancora più pronunciata. Il risultato può essere la trasformazione di habitat d’acqua dolce o salmastra, la perdita di aree di riproduzione per pesci e uccelli e la diffusione di condizioni ipersaline. L’aumento della temperatura e l’eccesso di nutrienti possono inoltre favorire eutrofizzazione, proliferazioni algali e ipossia. L’impatto dell’innalzamento marino sugli ecosistemi deve pertanto essere valutato insieme alle modificazioni dell’intero bacino idrografico e non come un processo esclusivamente marino.

L’intrusione salina riguarda anche gli estuari. L’aumento del livello del mare accresce generalmente la distanza percorsa verso monte dal cuneo di acqua salata, soprattutto durante i periodi di bassa portata fluviale. La risposta è non lineare e dipende dalla profondità, dalla pendenza dell’alveo, dalla geometria dell’estuario, dalle maree e dai volumi di acqua dolce. Le simulazioni applicate all’estuario della Neretva, nella regione adriatico-mediterranea, mostrano che l’innalzamento marino può aumentare la lunghezza e il volume dell’intrusione salina e richiedere portate fluviali maggiori per ripristinare le condizioni precedenti. Questo meccanismo è particolarmente rilevante per l’agricoltura irrigua delle pianure costiere, poiché la salinità può aumentare nei canali proprio durante l’estate, quando le portate sono minime e il fabbisogno idrico delle colture è massimo. 

L’innalzamento del mare può amplificare anche rischi meno frequentemente considerati. Una maggiore profondità vicino alla costa consente alle onde di raggiungere le opere di difesa con minore dissipazione e può modificare l’estensione delle inondazioni generate da tsunami. Le valutazioni probabilistiche più recenti per il Mediterraneo mostrano che l’inclusione dell’aumento del livello marino e dei movimenti verticali del terreno modifica significativamente le stime di pericolosità futura, poiché uno stesso tsunami partirebbe da una quota marina superiore e potrebbe propagarsi più all’interno. Non si tratta di un aumento della probabilità che avvenga il terremoto responsabile dello tsunami, ma di un’aggravante delle conseguenze costiere di un evento di uguale intensità. 

Le strategie di adattamento possono essere ricondotte a protezione, accomodamento, avanzamento artificiale e arretramento pianificato. Le opere rigide, come dighe, muri, frangiflutti e barriere mobili, possono proteggere aree densamente urbanizzate e infrastrutture di elevato valore, ma comportano costi di costruzione e manutenzione, possono trasferire l’erosione lungo costa e rischiano di creare un falso senso di sicurezza che incoraggia nuove edificazioni nelle aree esposte. Le misure di accomodamento comprendono il rialzamento degli edifici e delle strade, l’impermeabilizzazione delle strutture, il miglioramento del drenaggio, l’adozione di sistemi di allerta e la progettazione di infrastrutture capaci di continuare a funzionare durante un’inondazione. Il ripascimento delle spiagge, il ripristino delle dune e la conservazione delle zone umide cercano invece di lavorare con i processi naturali, ma richiedono spazio, sedimenti e interventi ripetuti.

L’arretramento pianificato diventa rilevante quando la difesa permanente non è tecnicamente realizzabile, economicamente sostenibile o ambientalmente accettabile. Esso può comprendere il divieto di nuove costruzioni, l’acquisizione pubblica degli immobili più esposti, la ricollocazione graduale di infrastrutture e la restituzione di spazio a spiagge e zone umide. Si tratta della misura socialmente e politicamente più difficile, perché coinvolge proprietà, identità territoriali, attività economiche e legami culturali con i luoghi. L’IPCC osserva che, oltre il 2100, la prosecuzione dell’innalzamento marino potrebbe rendere inevitabile una qualche forma di arretramento in alcune aree mediterranee basse, in particolare nei delta. La pianificazione anticipata consente tuttavia di distribuire i costi nel tempo e di evitare che le decisioni vengano assunte soltanto dopo eventi catastrofici. 

L’efficacia dell’adattamento dipende dalla capacità di adottare strategie flessibili. Una diga progettata per un unico valore di innalzamento può diventare insufficiente se il livello cresce più rapidamente del previsto oppure sovradimensionata e inutilmente costosa se le emissioni vengono fortemente ridotte. I cosiddetti percorsi di adattamento prevedono invece una successione di interventi attivabili al superamento di specifiche soglie: inizialmente il ripristino delle dune e il miglioramento del drenaggio, successivamente il rialzamento delle difese e, qualora il rischio continui ad aumentare, la ricollocazione delle infrastrutture più esposte. Questo approccio riconosce l’incertezza delle proiezioni senza utilizzarla come giustificazione per rinviare le decisioni. Particolare attenzione dovrebbe essere rivolta alla durata delle opere: un edificio ordinario, un porto, una centrale elettrica e una rete fognaria possiedono orizzonti temporali differenti e richiedono margini di sicurezza diversi.

In definitiva, l’innalzamento del livello del mare nella regione EMME deve essere interpretato come un processo graduale capace di aumentare la frequenza di eventi improvvisi e di interagire con pressioni climatiche e antropiche preesistenti. Il delta del Nilo, le pianure costiere della Turchia e dell’Oman, le isole del Mediterraneo orientale, le città del Golfo e le lagune regionali presentano combinazioni differenti di esposizione, sensibilità e capacità di adattamento. L’erosione delle spiagge, la salinizzazione delle falde e dei terreni, il danneggiamento delle infrastrutture, la perdita di habitat e la crescente frequenza delle inondazioni non dipenderanno soltanto dal livello raggiunto dal mare, ma anche dalle decisioni adottate in materia di urbanizzazione, gestione dei sedimenti, estrazione delle acque sotterranee e protezione degli ecosistemi. La mitigazione delle emissioni può ridurre fortemente l’entità e soprattutto la velocità dell’innalzamento futuro, ma non può evitare completamente il cambiamento già innescato. Diventa quindi indispensabile integrare mitigazione e adattamento, limitare le nuove edificazioni nelle zone più basse, preservare lo spazio necessario alla migrazione degli ecosistemi, monitorare la subsidenza e pianificare le infrastrutture considerando scenari multipli e orizzonti superiori al 2100. In assenza di tali interventi, l’aumento del livello del mare rischia di trasformare una pressione climatica progressiva in una crisi permanente per la sicurezza idrica, alimentare, economica e territoriale delle popolazioni costiere del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente.

6.4. Sicurezza umana e conflitti

Il cambiamento climatico costituisce una minaccia crescente per la sicurezza umana nella regione del Mediterraneo orientale e del Medio Oriente (EMME), ma il rapporto tra modificazioni climatiche, migrazioni, instabilità politica e conflitti deve essere interpretato evitando qualsiasi forma di determinismo ambientale. Siccità, ondate di calore, innalzamento del livello del mare o riduzione delle rese agricole non producono automaticamente guerre o spostamenti di massa. Tali fenomeni agiscono piuttosto all’interno di sistemi sociali già caratterizzati da differenti livelli di vulnerabilità, qualità istituzionale, sviluppo economico, distribuzione delle risorse e tutela dei diritti. Il cambiamento climatico può quindi essere definito un moltiplicatore del rischio: non sostituisce le cause politiche, economiche e sociali delle crisi, ma può intensificarle, accelerarle o ridurre la capacità delle comunità e delle istituzioni di affrontarle. Secondo il Sesto rapporto di valutazione dell’IPCC, i pericoli climatici stanno contribuendo in misura crescente alla migrazione involontaria e allo sfollamento e possono influenzare il rischio di conflitto violento; tuttavia, il peso del clima rimane generalmente inferiore a quello esercitato da povertà, disuguaglianze, esclusione politica, debolezza istituzionale e dinamiche culturali. 

La sicurezza umana comprende non soltanto la protezione dalla violenza armata, ma anche la possibilità di accedere stabilmente ad acqua, cibo, abitazioni, assistenza sanitaria, reddito, energia, istruzione e reti sociali. Essa include inoltre la salvaguardia della dignità individuale, dell’identità culturale, dei diritti fondamentali e della capacità delle persone di prendere decisioni sul proprio futuro. In questa prospettiva, il cambiamento climatico può minacciare la sicurezza anche in assenza di un conflitto manifesto. La perdita ripetuta dei raccolti, l’indebitamento delle famiglie rurali, l’impossibilità di sostenere i costi dell’irrigazione, l’interruzione dell’elettricità durante le ondate di calore o la salinizzazione dei terreni costieri possono compromettere gradualmente i mezzi di sussistenza, accentuando condizioni di povertà e dipendenza. Questi processi producono spesso perdite non economiche difficilmente quantificabili, come l’abbandono di territori ancestrali, la dissoluzione delle comunità rurali, la perdita di conoscenze tradizionali e l’indebolimento dei legami sociali.

La regione EMME è particolarmente sensibile a tali dinamiche perché presenta una combinazione di aridità naturale, risorse idriche limitate, forte crescita urbana, elevata dipendenza alimentare dall’estero, concentrazione della popolazione nelle pianure costiere e persistenti tensioni geopolitiche. L’aumento delle temperature e dell’evapotraspirazione, la maggiore frequenza delle siccità agricole, la riduzione dei deflussi fluviali e l’incremento del fabbisogno idrico possono accrescere la competizione tra agricoltura, città, industria, produzione energetica ed ecosistemi. La scarsità fisica dell’acqua non determina però inevitabilmente un conflitto: l’esito dipende dal modo in cui la risorsa viene distribuita, dalla trasparenza delle istituzioni, dalla presenza di accordi tra gli utenti e dalla capacità dello Stato di garantire servizi essenziali. La letteratura mostra infatti che i problemi ambientali possono produrre tanto competizione quanto cooperazione e che istituzioni solide e inclusive possono ridurre considerevolmente il rischio che una crisi idrica si trasformi in violenza. 

Il rapporto tra acqua e sicurezza risulta particolarmente importante nei bacini transfrontalieri. I fiumi Eufrate e Tigri attraversano territori appartenenti a più Stati e sostengono agricoltura, produzione idroelettrica, approvvigionamento urbano ed ecosistemi. Durante una siccità prolungata, la riduzione delle portate può accentuare le divergenze tra Paesi a monte e a valle, ma il clima costituisce soltanto una componente del problema. La costruzione e la gestione delle dighe, i prelievi irrigui, la crescita della popolazione, l’inquinamento e l’assenza di meccanismi vincolanti di condivisione delle informazioni possono incidere quanto la diminuzione delle precipitazioni. L’attribuzione di una crisi esclusivamente al cambiamento climatico rischia pertanto di nascondere precise responsabilità politiche e gestionali. Al contrario, accordi flessibili che prevedano la ripartizione delle risorse durante gli anni siccitosi, sistemi comuni di monitoraggio e meccanismi per la risoluzione delle controversie possono trasformare la gestione dell’acqua in uno strumento di cooperazione e costruzione della pace.

La Siria costituisce il caso più discusso nella letteratura sul rapporto tra clima e conflitti nel Medio Oriente. Tra il 2007 e il 2010 il Paese fu interessato da una siccità eccezionalmente grave, accompagnata da temperature elevate, perdita di umidità dei suoli, fallimenti dei raccolti e crisi dell’allevamento. Kelley et al. (2015) sostennero che il lungo periodo di riscaldamento e progressiva diminuzione delle precipitazioni osservato nella Mezzaluna Fertile aveva aumentato la probabilità e la severità della siccità e che gli impatti sul settore agricolo contribuirono alle migrazioni dalle campagne verso le periferie urbane. In città già sottoposte a rapida crescita demografica, disoccupazione, carenza di abitazioni e servizi insufficienti, tale movimento avrebbe ulteriormente aggravato tensioni sociali preesistenti. Gleick (2014) collocò questi eventi all’interno di una più ampia crisi nella gestione delle acque siriane, evidenziando il ruolo congiunto della siccità, dello sfruttamento insostenibile delle falde, delle politiche agricole, della crescita demografica e dell’inadeguata risposta governativa. 

Questa interpretazione è stata tuttavia sottoposta a un’importante revisione critica. Selby, Dahi, Fröhlich e Hulme (2017) hanno contestato la solidità di alcuni passaggi della catena causale che collega il cambiamento climatico alla guerra civile siriana, sostenendo che le prove relative all’entità della migrazione indotta dalla siccità, al suo contributo alle proteste e all’influenza antropogenica sull’evento fossero meno conclusive di quanto inizialmente affermato. Gli autori hanno richiamato l’attenzione sul ruolo delle riforme economiche, della liberalizzazione agricola, della corruzione, della revoca dei sussidi, della gestione inefficiente dell’acqua e della repressione politica. La lezione principale del dibattito non è che il clima fosse irrilevante, ma che non possa essere isolato dalle condizioni politiche e istituzionali entro le quali si produssero gli impatti. La siccità può essere interpretata come un fattore di pressione aggiuntivo, mentre l’origine e la trasformazione della protesta in conflitto armato dipendono soprattutto dalle strutture di potere, dalle scelte governative, dalle disuguaglianze e dalle dinamiche regionali. 

Il caso siriano dimostra inoltre la difficoltà di distinguere tra una correlazione temporale e una relazione causale. Il fatto che una siccità preceda una rivolta non dimostra che ne sia la causa. Per ricostruire un meccanismo causale è necessario stabilire se l’evento climatico abbia realmente modificato i redditi, l’accesso alle risorse, le migrazioni, le percezioni di ingiustizia e la capacità dei gruppi politici o armati di mobilitare la popolazione. È inoltre necessario verificare perché crisi ambientali simili producano violenza in alcuni Paesi e non in altri. La ricerca contemporanea tende pertanto a concentrarsi sulle condizioni che trasformano uno shock climatico in una crisi di sicurezza, anziché ricercare un’associazione universale tra temperature, siccità e guerra.

Un’analisi multidisciplinare condotta da Ide et al. (2020), combinando metodi statistici, studi di caso e analisi comparate, ha mostrato che i disastri climatici non aumentano automaticamente il rischio di conflitto armato. Il legame emerge soprattutto in contesti caratterizzati da popolazioni numerose, basso sviluppo umano ed esclusione politica di specifici gruppi etnici o sociali. Gli autori hanno inoltre suggerito che gli eventi estremi possano facilitare l’azione dei gruppi armati indebolendo le istituzioni, interrompendo i servizi o creando nuove opportunità di reclutamento, piuttosto che generare violenza soltanto attraverso l’insoddisfazione della popolazione. La vulnerabilità politica e istituzionale costituisce quindi l’elemento che permette a uno shock ambientale di propagarsi all’interno del sistema sociale. 

Anche l’analisi di Abel et al. (2019), basata sulle richieste bilaterali di asilo provenienti da 157 Paesi nel periodo 2006–2015, ha individuato una possibile catena che dalla riduzione delle precipitazioni conduce a una maggiore severità della siccità, a un aumento del rischio di conflitto e infine alla crescita delle domande di asilo. Gli effetti risultavano tuttavia concentrati soprattutto nel periodo 2011–2015 e nei Paesi dell’Asia occidentale coinvolti in profonde trasformazioni politiche. Ciò conferma che la relazione non è stabile né generalizzabile a tutti i luoghi e a tutte le epoche: il clima può acquisire rilevanza politica quando interagisce con una congiuntura già altamente instabile, ma risulta molto meno influente in presenza di istituzioni funzionanti, reti di protezione sociale e possibilità di adattamento. 

L’insicurezza alimentare rappresenta uno dei principali meccanismi intermedi tra cambiamento climatico e instabilità sociale. La diminuzione delle rese agricole può ridurre il reddito dei produttori, aumentare la dipendenza dalle importazioni e accrescere la volatilità dei prezzi. Le famiglie più povere, che destinano al cibo una quota elevata del proprio reddito, sono particolarmente sensibili anche a variazioni relativamente contenute dei prezzi dei cereali, degli oli e degli alimenti di base. Per far fronte alla crisi possono diminuire la qualità e la varietà della dieta, vendere attrezzature o bestiame, indebitarsi, ritirare i figli dalla scuola o trasferire alcuni componenti della famiglia. Queste strategie possono garantire la sopravvivenza immediata, ma riducono la capacità di affrontare gli shock successivi e possono consolidare condizioni di povertà cronica. Nei contesti urbani, prezzi alimentari elevati, disoccupazione e accesso diseguale ai servizi possono alimentare proteste e disordini, soprattutto quando la popolazione attribuisce la crisi a corruzione, favoritismi o incapacità del governo. L’IPCC rileva che l’insicurezza alimentare e idrica può essere associata a disordini civili nelle città caratterizzate da istituzioni deboli, ma sottolinea che l’esito dipende dalla distribuzione delle risorse e dalla risposta politica. 

Un altro canale riguarda l’energia. Le ondate di calore aumentano il fabbisogno di raffrescamento proprio quando temperature elevate, siccità e riduzione delle portate possono limitare l’efficienza delle centrali elettriche, la produzione idroelettrica o la disponibilità di acqua per il raffreddamento degli impianti. Le interruzioni dell’elettricità compromettono la climatizzazione degli edifici, il pompaggio dell’acqua, la conservazione degli alimenti, il funzionamento degli ospedali e le telecomunicazioni. Nei Paesi nei quali l’accesso ai servizi è già diseguale, tali interruzioni possono accentuare la percezione di abbandono e discriminazione. La dimensione politica del cambiamento climatico deriva quindi non soltanto dal verificarsi dell’evento estremo, ma dalla capacità delle istituzioni di garantire una risposta equa, tempestiva e trasparente.

Le migrazioni rappresentano una possibile risposta alla perdita dei mezzi di sussistenza, ma non devono essere considerate un effetto lineare e inevitabile del cambiamento climatico. Le decisioni migratorie dipendono dall’età, dal genere, dal reddito, dalle reti familiari, dalle opportunità di lavoro, dalle politiche di frontiera, dalla sicurezza, dall’accesso alle informazioni e dalle aspettative riguardo al futuro. Un agricoltore può reagire alla siccità cambiando coltura, cercando un’attività complementare, inviando temporaneamente un familiare in città oppure abbandonando definitivamente il territorio. Lo stesso evento climatico può quindi produrre mobilità stagionale, migrazione circolare, spostamento permanente o nessun movimento. Le rassegne metodologiche evidenziano inoltre notevoli difficoltà nel misurare la migrazione climatica e nell’isolare il peso delle condizioni meteorologiche rispetto alle motivazioni economiche, sociali e politiche. 

La maggior parte degli spostamenti associati agli eventi climatici avviene all’interno dei confini nazionali oppure tra Paesi vicini, non attraverso migrazioni intercontinentali. Le persone tendono inizialmente a trasferirsi verso località conosciute, nelle quali dispongono di parenti, reti comunitarie, affinità linguistiche o possibilità di lavoro. In molti casi, la migrazione costituisce una strategia di adattamento: permette di diversificare il reddito, ridurre la dipendenza dall’agricoltura e inviare rimesse alla famiglia rimasta nel luogo di origine. Se adeguatamente pianificata e sostenuta, la mobilità può aumentare la resilienza; se avviene in condizioni forzate, senza protezione o accesso ai servizi, può invece trasferire la vulnerabilità dalle campagne alle periferie urbane. L’IPCC valuta con elevata confidenza che la maggior parte degli esempi documentati di spostamento climatico sia interna e che le risposte migratorie siano profondamente mediate dai processi economici, politici, sociali e demografici. 

L’idea di masse omogenee di “migranti climatici” che si sposterebbero inevitabilmente verso i Paesi più ricchi è pertanto considerata dalla letteratura scientifica eccessivamente semplificata. Boas et al. (2019) hanno criticato le rappresentazioni che riducono la mobilità umana a una conseguenza meccanica dell’aumento delle temperature o del livello del mare, proponendo invece il concetto di “mobilità climatiche”. Questo approccio comprende migrazioni volontarie e forzate, spostamenti temporanei, pendolarismo, ricollocazioni pianificate e permanenza involontaria. Esso riconosce inoltre che i processi climatici influenzano le decisioni insieme a conflitti, mercati del lavoro, reti sociali, politiche statali e aspirazioni individuali. 

Non tutte le persone colpite dispongono infatti delle risorse necessarie per migrare. Il trasferimento richiede denaro, informazioni, mezzi di trasporto, documenti, salute e contatti nel luogo di destinazione. Le famiglie più povere possono rimanere intrappolate in territori sempre più esposti perché hanno perduto i beni che avrebbero consentito loro di partire. Questa immobilità involontaria può risultare più pericolosa della migrazione stessa, soprattutto nelle regioni soggette a desertificazione, innalzamento del mare o calore estremo. Le politiche pubbliche devono quindi evitare di considerare la permanenza come prova di sicurezza o di adattamento riuscito. Alcune persone rimangono per scelta, identità culturale o legame con la terra; altre restano perché non possiedono alternative. La giustizia climatica richiede sia il diritto di migrare in condizioni sicure sia la possibilità di rimanere senza essere esposti a rischi intollerabili.

Il cambiamento climatico può inoltre modificare la distribuzione geografica della popolazione all’interno delle città. Le famiglie provenienti dalle aree rurali tendono spesso a stabilirsi in quartieri informali, dove i costi sono inferiori ma l’esposizione a caldo, alluvioni, frane e carenza di servizi è maggiore. L’espansione urbana non pianificata può aumentare la competizione per abitazioni, acqua, trasporti, scuole e assistenza sanitaria. Tuttavia, l’arrivo di nuovi residenti non genera automaticamente conflitti con le comunità ospitanti. Le tensioni dipendono soprattutto dalle politiche abitative e occupazionali, dalla capacità delle amministrazioni di ampliare i servizi, dalla rappresentazione pubblica dei migranti e dalla presenza di discriminazioni. Descrivere i migranti come una minaccia alla sicurezza può aggravare esclusione e xenofobia, mentre programmi di integrazione, investimenti nei quartieri di accoglienza e accesso equo al lavoro possono trasformare la mobilità in una risorsa economica e sociale.

L’innalzamento del livello del mare aggiunge una dimensione di lungo periodo. Nelle pianure costiere e nei delta, la salinizzazione dei suoli e delle falde può rendere progressivamente più difficile l’agricoltura prima che si verifichi una sommersione permanente. Le famiglie possono quindi iniziare a spostarsi non a seguito di un singolo disastro, ma in risposta a una lenta erosione del reddito, all’aumento dei costi di irrigazione e alla perdita di valore delle proprietà. Questi processi graduali sono spesso meno visibili delle evacuazioni provocate da un’alluvione, ma possono determinare trasformazioni demografiche profonde. Nel delta del Nilo, la combinazione tra densità abitativa, subsidenza, salinizzazione e dipendenza dall’agricoltura rende particolarmente importante pianificare la mobilità con largo anticipo, evitando trasferimenti improvvisi e traumatici.

Anche il caldo estremo può incidere sulla mobilità, sebbene i legami osservati siano meno chiari rispetto a quelli con inondazioni e cicloni. Nelle città del Golfo, della Penisola Arabica e dell’interno mediorientale, l’aumento delle temperature può ridurre le ore lavorabili all’aperto, accrescere i costi energetici e rendere più difficile la permanenza delle persone prive di climatizzazione. I lavoratori migranti impiegati nell’edilizia, nell’agricoltura e nei servizi urbani sono particolarmente esposti, poiché spesso vivono in alloggi sovraffollati e hanno un potere contrattuale limitato. In questi casi, il cambiamento climatico interagisce con le condizioni di lavoro, le norme sulla sicurezza, lo status giuridico e la disponibilità di assistenza sanitaria. L’IPCC considera plausibile che il caldo estremo possa minacciare l’abitabilità di alcuni centri urbani nelle regioni aride e semiaride, pur rilevando che il rapporto diretto tra calore e migrazione necessita ancora di maggiori evidenze. 

Le popolazioni rifugiate e sfollate risultano particolarmente vulnerabili perché il conflitto e lo spostamento riducono le capacità di adattamento proprio mentre aumenta l’esposizione ai rischi climatici. I campi profughi e gli insediamenti informali possono essere localizzati in aree marginali, soggette ad allagamenti, tempeste di polvere, scarsità idrica e temperature estreme. Le abitazioni temporanee offrono spesso un isolamento insufficiente, mentre la disponibilità di acqua, elettricità, servizi igienici e assistenza sanitaria può dipendere dagli aiuti esterni. Il caldo favorisce disidratazione e stress termico; la carenza d’acqua limita l’igiene; le alluvioni possono contaminare le fonti potabili e interrompere i servizi. I traumi legati alla guerra, alla perdita della casa e alla separazione familiare possono inoltre essere aggravati dall’incertezza climatica e dalle ripetute emergenze. L’IPCC evidenzia che le persone costrette alla migrazione possono diventare più esposte agli eventi climatici, soprattutto nei Paesi a basso reddito che ospitano una quota elevata degli sfollati. 

La relazione tra clima e conflitto è inoltre bidirezionale. Se il cambiamento climatico può intensificare alcune pressioni sociali, il conflitto distrugge infrastrutture idriche, reti elettriche, sistemi irrigui, ospedali e stazioni meteorologiche, riducendo drasticamente la capacità di adattamento. I combattimenti possono impedire la manutenzione delle dighe, contaminare le fonti, interrompere la produzione agricola e limitare l’accesso agli aiuti. Gli sfollamenti aumentano la pressione sulle risorse delle località di accoglienza, mentre l’insicurezza impedisce investimenti di lungo periodo nella gestione dell’acqua e nella protezione del territorio. Si può così creare un circolo vizioso nel quale il conflitto accresce la vulnerabilità climatica e gli impatti climatici rendono più difficile il processo di pace e ricostruzione.

Il clima può incidere anche sulla salute pubblica e, indirettamente, sulla stabilità sociale. L’espansione delle condizioni favorevoli a vettori come zanzare e zecche, l’aumento delle malattie trasmesse dall’acqua e l’intensificazione della malnutrizione possono gravare su sistemi sanitari già indeboliti. La diffusione delle malattie non conduce direttamente alla violenza, ma riduce la produttività, aumenta la spesa familiare, interrompe l’istruzione e alimenta la sfiducia quando l’assistenza è distribuita in modo diseguale. L’IPCC rileva che cambiamenti di temperatura, precipitazioni e umidità sono associati a modificazioni nella distribuzione di diverse malattie trasmesse da vettori e che alluvioni e temperature elevate possono incrementare i rischi di patologie gastrointestinali e compromettere i servizi sanitari. 

Anche le risposte al cambiamento climatico possono generare tensioni qualora siano progettate senza considerare la giustizia sociale. La costruzione di una diga, l’istituzione di un’area protetta, l’espansione di un impianto solare o la limitazione dei prelievi idrici possono produrre benefici climatici e ambientali, ma danneggiare comunità che perdono terreni, pascoli o accesso alle risorse. Se i costi dell’adattamento vengono imposti ai gruppi con minore potere politico, mentre i benefici si concentrano nelle aree più ricche, le misure climatiche possono rafforzare marginalizzazione e risentimento. L’IPCC segnala che interventi di adattamento e mitigazione non attenti alle dinamiche locali hanno già contribuito a conflitti non violenti e che risposte istituzionali inique possono aggravare esclusione e privazione di diritti. 

Per ridurre il rischio climatico per la sicurezza umana non è quindi sufficiente migliorare le previsioni meteorologiche o aumentare le infrastrutture. Sono necessarie politiche che affrontino contemporaneamente esposizione, vulnerabilità e disuguaglianza. La protezione sociale, le assicurazioni agricole accessibili, la diversificazione dei redditi, la sanità pubblica, l’istruzione, la tutela dei lavoratori e l’accesso equo all’acqua aumentano la capacità delle famiglie di superare gli shock senza ricorrere a strategie distruttive. Una gestione partecipativa delle risorse può ridurre le percezioni di ingiustizia e rafforzare la fiducia tra comunità e istituzioni. La rappresentanza dei gruppi marginalizzati, delle donne, dei pastori, dei piccoli agricoltori e delle popolazioni sfollate è essenziale perché le decisioni riflettano differenti esigenze e conoscenze.

La cooperazione transfrontaliera costituisce un elemento altrettanto importante. I cambiamenti climatici rendono meno affidabili gli accordi basati su portate fluviali storiche e richiedono meccanismi capaci di adattarsi a condizioni nuove. Lo scambio di dati, il monitoraggio congiunto, la definizione di soglie per gli anni siccitosi e la protezione dei deflussi ecologici possono ridurre l’incertezza e prevenire accuse reciproche. La cooperazione ambientale non elimina le rivalità geopolitiche, ma può creare canali di comunicazione e interessi condivisi anche tra Stati politicamente distanti. Le evidenze valutate dall’IPCC mostrano che i problemi ambientali possono essere gestiti cooperativamente e che istituzioni solide per la governance delle risorse riducono il rischio di conflitti tra gruppi e Paesi. 

L’adattamento dovrebbe inoltre essere integrato con le strategie di prevenzione dei conflitti e consolidamento della pace. Nei territori fragili, un progetto idrico non dovrebbe essere valutato soltanto in base alla quantità di acqua prodotta, ma anche rispetto alla distribuzione dei benefici, alle relazioni tra gruppi e alla possibilità di alimentare nuove disuguaglianze. Analogamente, i programmi di ricostruzione agricola dovrebbero evitare di ripristinare modelli di sfruttamento delle falde o concentrazione fondiaria che avevano contribuito alla vulnerabilità precedente. Un adattamento sensibile ai conflitti richiede analisi locali, partecipazione, trasparenza e meccanismi di ricorso per le popolazioni che si ritengono danneggiate.

In definitiva, il cambiamento climatico non costituisce una causa autonoma e universale di guerra, migrazione o collasso sociale. Il suo effetto consiste soprattutto nel modificare le condizioni materiali entro le quali le società distribuiscono risorse, gestiscono crisi e risolvono controversie. Siccità, caldo estremo, innalzamento marino, malattie e diminuzione delle rese possono ridurre i mezzi di sussistenza e aumentare la mobilità, ma gli esiti dipendono dalla qualità delle istituzioni, dall’equità delle politiche, dalla presenza di protezione sociale e dalla possibilità di cooperare. Dove esistono povertà, esclusione, repressione, dipendenza da attività sensibili al clima e servizi insufficienti, gli impatti climatici possono accrescere il rischio di instabilità. Dove sono presenti istituzioni inclusive, infrastrutture resilienti e sistemi equi di gestione delle risorse, gli stessi eventi possono essere affrontati senza trasformarsi in crisi di sicurezza. La principale sfida per la regione EMME non consiste quindi soltanto nel contenere il riscaldamento, ma nel costruire società capaci di adattarsi senza trasferire i costi sulle popolazioni più vulnerabili. Mitigazione climatica, cooperazione regionale, riduzione delle disuguaglianze e tutela dei diritti umani devono essere considerate componenti complementari di una stessa strategia di sicurezza e pace duratura.

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