Diversi impatti di vari eventi El Niño sul Dipolo dell’Oceano Indiano

Diversi impatti di vari eventi El Niño sul Dipolo dell’Oceano Indiano

Xin Wang^1,2,3 & Chunzai Wang^2,4

^1 Istituto Cooperativo per gli Studi Marini e Atmosferici, Università di Miami, Miami, Florida

^2 Laboratorio Oceanografico e Meteorologico Atlantico della NOAA, Miami, Florida

^3 Laboratorio Statale di Oceanografia Tropicale, Istituto di Oceanologia del Mar Cinese Meridionale, Accademia Cinese delle Scienze, Guangzhou, Cina

Abstract

Nei nostri lavori precedenti (Wang e Wang 2013) abbiamo differenziato gli eventi El Niño Modoki in El Niño Modoki I e II poiché mostrano impatti diversi sulle precipitazioni nel sud della Cina e sull’attività di atterraggio dei tifoni. Le anomalie di SST calde originano nell’equatore del Pacifico centrale e nel Pacifico nordorientale subtropicale per El Niño Modoki I e II, rispettivamente. El Niño Modoki I presenta una distribuzione di anomalie di SST simmetrica rispetto all’equatore con il riscaldamento massimo nel Pacifico centrale equatoriale, mentre El Niño Modoki II mostra una distribuzione asimmetrica con le anomalie di SST calde che si estendono dal Pacifico nordorientale al Pacifico centrale equatoriale. Il presente documento indaga l’influenza dei vari gruppi di eventi El Niño sul Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD). Similmente all’El Niño canonico, El Niño Modoki I è associato a un indebolimento della circolazione di Walker nella regione Indo-Pacifico che riduce le precipitazioni nell’Oceano Indiano tropicale orientale e nel continente marittimo e quindi risulta in anomalie di vento di superficie orientali al largo di Giava-Sumatra. Sotto il feedback di Bjerknes, le anomalie di vento orientali inducono anomalie di SST fredde al largo di Giava-Sumatra, e quindi un IOD positivo tende a verificarsi nell’Oceano Indiano durante l’El Niño canonico e El Niño Modoki I. Tuttavia, El Niño Modoki II ha un impatto opposto sulla circolazione di Walker, risultando in più precipitazioni e anomalie di vento di superficie occidentali al largo di Giava-Sumatra. Quindi, El Niño Modoki II è favorevole all’inizio e allo sviluppo di un IOD negativo nel quadro del feedback di Bjerknes.

1. Introduzione

Il Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD), un fenomeno accoppiato oceano-atmosfera nell’Oceano Indiano tropicale, è stato ampiamente studiato negli ultimi decenni. Il positivo IOD presenta un gradiente zonale di temperatura superficiale del mare (SST) con raffreddamento al largo di Giava-Sumatra e riscaldamento nell’oceano Indiano tropicale occidentale. L’IOD inizia solitamente a svilupparsi in estate boreale, raggiunge il picco in autunno e decresce rapidamente in inverno, modulato stagionalmente dai venti monsonici asiatici e dagli stati medi dell’Oceano Indiano.

Numerosi studi hanno documentato che i cambiamenti nell’IOD hanno grandi impatto sulla variabilità climatica in Sud Asia, Est Asia, Australia e altre regioni. È stato dimostrato che alcuni eventi IOD del 20° secolo possono coesistere con l’El Niño-Oscillazione del Sud (ENSO), mentre alcuni sono indipendenti dall’ENSO. Gli eventi IOD indotti dall’ENSO sono forzati da uno spostamento zonale del ramo discendente della circolazione di Walker sull’oceano Indiano orientale.

Oltre all’ENSO, altri fattori esterni possono anche indurre la comparsa dell’IOD, come il Modo Annulare Meridionale e il monsone. Alcuni eventi IOD possono originarsi dai processi fisici interni nell’Oceano Indiano relativi a forti perturbazioni dei venti orientali.

Recentemente, la comunità di ricerca sull’ENSO si è concentrata sugli eventi caldi del Pacifico orientale (o El Niño canonico) e sugli eventi caldi del Pacifico centrale. L’El Niño del Pacifico centrale è anche noto come El Niño Modoki, caratterizzato dalle massime anomalie di SST che si trovano nel Pacifico tropicale centrale. Gli impatti dell’El Niño Modoki sul clima tropicale e delle medie latitudini sono distinti da quelli dell’El Niño canonico perché l’intensità e la posizione del loro riscaldamento indotto dalle SST sono diverse.

Le relazioni tra El Niño Modoki e l’IOD non sono ancora completamente conosciute. Studi hanno suggerito che El Niño Modoki e l’IOD positivo possono verificarsi simultaneamente e influenzarsi a vicenda. I risultati osservati indicano che il riscaldamento del Pacifico tropicale occidentale e centrale è una condizione precursore per la comparsa dell’IOD positivo. Gli eventi IOD positivi possono persino essere previsti con 1-2 stagioni di anticipo da modelli completamente accoppiati con il riscaldamento del Pacifico tropicale centrale.

Basandosi sull’influenza opposta sulle precipitazioni nel sud della Cina e sull’attività degli atterraggi dei tifoni durante l’autunno boreale, Wang e Wang (2013) classificano e nominano El Niño Modoki I e II. Gli eventi identificati di El Niño Modoki I e II mostrano anche origini e modelli diversi di anomalie di SST nel Pacifico tropicale. Le anomalie di SST calde originano nell’equatore centrale del Pacifico e nel Pacifico nordorientale subtropicale per El Niño Modoki I e II, rispettivamente. El Niño Modoki I presenta una distribuzione simmetrica delle anomalie di SST attorno all’equatore con il massimo riscaldamento nell’equatore centrale del Pacifico, mentre El Niño Modoki II mostra una distribuzione asimmetrica con le anomalie di SST calde che si estendono dal Pacifico nordorientale all’equatore centrale del Pacifico.

Le anomalie di SST composite della Figura 4 in Wang e Wang (2013) mostrano che ci sono anomalie di SST fredde nell’oceano Indiano tropicale sudorientale per El Niño canonico e El Niño Modoki I, ma anomalie di SST calde per El Niño Modoki II, sebbene il lavoro di Wang e Wang (2013) non si concentri sulle variazioni nell’Oceano Indiano. Questo suggerisce che El Niño canonico e El Niño Modoki I possono tendere a correlarsi con un IOD positivo, mentre El Niño Modoki II è associato a un IOD negativo. Lo scopo del presente documento è esaminare e confrontare le relazioni dei vari gruppi di eventi El Niño con l’IOD, e indagare perché alcuni eventi di El Niño Modoki possono indurre un IOD positivo, ma alcuni no. Il documento è organizzato come segue. La Sezione 2 introduce i set di dati utilizzati nello studio. La Sezione 3 rivela le relazioni dell’IOD con i vari gruppi di eventi El Niño, seguita dall’illustrazione dei processi accoppiati aria-mare associati all’IOD durante vari eventi El Niño nella Sezione 4. La Sezione 5 esamina le circolazioni atmosferiche legate a El Niño nel tropico Indo-Pacifico e spiega il meccanismo fisico per cui i vari gruppi di eventi El Niño possono risultare in una risposta diversa dell’IOD. Infine, la Sezione 6 fornisce un riassunto e una discussione.

Data sets

2. Set di Dati

I dati osservazionali sono relativamente affidabili dopo la seconda metà del 20° secolo, quindi questo articolo utilizza dati successivi al 1950. In questo studio vengono utilizzati diversi set di dati osservazionali e di ri-analisi. I set di dati atmosferici mensili includono la recentemente sviluppata 20th Century Reanalysis (20CR) del NOAA Earth System Research Laboratory (ESRL) con una risoluzione di 2.0°×2.0° (Compo et al. 2011) durante il periodo 1950-2010, e l’analisi congiunta delle precipitazioni del Climate Prediction Center (CMAP) (Xie e Arkin 1997) con una risoluzione di 2.5°×2.5° durante il periodo 1979-2009. Per confermare i risultati ottenuti dal set di dati di ri-analisi 20CR, analizziamo anche il set di dati di ri-analisi NCEP/NCAR. Durante il periodo 1950-2008, i due set di dati di ri-analisi mostrano risultati simili. Presentiamo i risultati del ri-analisi 20CR in questo articolo. I set di dati oceanici utilizzati in questo studio sono i dati SST mensili del set di dati su ghiaccio marino e SST del Hadley Centre (HadISST) con una risoluzione di 1°×1° (Rayner et al. 2003) durante il periodo 1950-2010, e i dati di temperatura sottomarina del Simple Ocean Data Assimilation (SODA versione 2.1.6) (Carton e Giese, 2008) durante il periodo 1958-2008. Poiché i dati SODA terminano nel 2008, il periodo temporale di tutti i set di dati analizzati in questo studio va dal 1950 al 2008, eccetto per il CMAP che va dal 1979 al 2008. I dati medi mensili sono smussati con una media mobile di 3 mesi per sopprimere la variabilità sub-stagionale.

Secondo la definizione di Saji et al. (1999), l’indice IOD è costruito dal gradiente di anomalia SST tra l’Oceano Indiano equatoriale occidentale (50°E-70°E, 10°S-10°N) e l’Oceano Indiano equatoriale sud-orientale (90°E-110°E, 10°S-0°N). L’indice NINO3 è la media delle anomalie SST nell’equatoriale Pacifico centro-orientale (150°W-90°W, 5°S-5°N). L’Indice El Niño Modoki (EMI) è definito da Ashok et al. (2007) come: EMI = [SSTA]C − 0.5×[SSTA]E − 0.5×[SSTA]W, dove le parentesi con un pedice rappresentano le anomalie SST medie per area nelle regioni del Pacifico centrale C (165°E-140°W, 10°S-10°N), del Pacifico orientale E (110°W-70°W, 15°S-5°N) e del Pacifico occidentale W (125°E-145°E, 10°S-20°N), rispettivamente.

3. Relazioni dell’IOD con i vari gruppi di El Niño

Le correlazioni lead-lag dell’indice IOD con gli indici NINO3 ed EMI sono mostrate nella Figura 1. In questo grafico, la stagione di picco dell’IOD durante l’autunno boreale (Settembre-Ottobre-Novembre, SON) è rappresentata dal lag zero o mese 0. L’indice IOD mostra correlazioni significative con NINO3 quando l’indice NINO3 precede fino a sei mesi, indicando l’impatto dell’ENSO sull’IOD. L’indice IOD ha una correlazione di picco con l’EMI quando quest’ultimo precede di 1-2 mesi, suggerendo che El Niño Modoki durante la tarda estate e l’inizio dell’autunno è collegato con l’IOD nell’autunno successivo. D’altra parte, la Figura 1 suggerisce anche gli impatti distinti dell’IOD su El Niño canonico e El Niño Modoki. L’indice IOD è significativamente correlato con NINO3 quando l’indice IOD precede l’indice NINO3 fino a cinque mesi, supportando i risultati osservati che l’IOD può influenzare notevolmente i cambiamenti di El Niño canonico nelle fasi di crescita e decadimento.

Basandosi sull’influenza opposta sulle precipitazioni nel sud della Cina e sull’attività di atterraggio dei tifoni, Wang e Wang (2013) classificano e nominano El Niño Modoki I e II. Con questa classificazione, El Niño Modoki I e II mostrano origini e modelli diversi di anomalie di SST. Le anomalie di SST calde originano nell’equatore centrale del Pacifico e nel Pacifico nordorientale subtropicale per El Niño Modoki I e II, rispettivamente. El Niño Modoki I presenta una distribuzione simmetrica delle anomalie di SST attorno all’equatore con il massimo riscaldamento nell’equatore centrale del Pacifico, mentre El Niño Modoki II mostra una distribuzione asimmetrica con le anomalie di SST calde che si estendono dal Pacifico nordorientale subtropicale al Pacifico equatoriale centrale. In questo documento, tracciamo le distribuzioni delle anomalie di SST per tutti gli eventi di El Niño Modoki durante il periodo 1950-2008. Successivamente, ispezioniamo ogni evento e identifichiamo El Niño Modoki I e II in base alle caratteristiche delle anomalie di SST descritte da Wang e Wang (2013).

Sebbene le anomalie di SST superino i 0.5°C nel Pacifico tropicale centrale nel 1958, l’area calda è piccola. Pertanto, questo evento del 1958 è difficilmente catturato da diversi indici di El Niño Modoki (ad esempio, Ashok et al. 2007; Kao e Yu 2009; Ren e Jin 2011). La Tabella 1 mostra gli eventi El Niño e l’intensità dell’IOD associato durante la sua fase di picco nell’autunno boreale. Qui, l’El Niño canonico è definito dalle anomalie SST NINO3 tali che la media mobile su 5 mesi delle anomalie SST NINO3 sia di +0.5ºC o superiore per sei mesi consecutivi o più (Wang e Wang 2013). Dalla Tabella 1, la maggior parte degli eventi di El Niño canonico è accompagnata dall’IOD positivo, eccetto per il 1957. Similmente agli eventi di El Niño canonico, tutti gli eventi di El Niño Modoki I sono associati con l’IOD positivo. In contrasto, la maggior parte degli eventi di El Niño Modoki II, eccetto per il 2004, sono associati con l’IOD negativo. Poiché gli eventi di El Niño Modoki possono essere associati sia a un evento IOD positivo che negativo, la correlazione tra l’EMI e gli indici IOD non è elevata come mostrato nella Figura 1.

Basandosi sugli anni di El Niño nella Tabella 1, calcoliamo le evoluzioni delle anomalie SST composite nel tropico Indo-Pacifico dalla fase di inizio alla fase matura per tre gruppi di eventi El Niño (Figura 2). Come mostrato in Wang e Wang (2013), le anomalie di SST calde di El Niño canonico appaiono inizialmente nel Pacifico tropicale orientale lungo la costa sudamericana durante la primavera, e poi si propagano verso ovest (la colonna sinistra della Figura 2). A causa dei forti processi accoppiati aria-mare nel Pacifico tropicale, le anomalie di SST calde sono gradualmente potenziate e raggiungono il massimo nella successiva estate all’inverno. Le anomalie di SST fredde si sviluppano simultaneamente nel Pacifico tropicale occidentale. Nell’Oceano Indiano, il modello IOD positivo si verifica inizialmente in estate, raggiunge il picco in autunno e scompare in inverno. Al contrario, le composite di anomalie di SST calde degli eventi El Niño Modoki non originano dalla costa sudamericana. Per El Niño Modoki I (la colonna centrale della Figura 2), le anomalie di SST calde si verificano nel Pacifico centrale lungo l’equatore in estate, accompagnate dal modello IOD positivo. Le anomalie di SST calde sono gradualmente intensificate e raggiungono il picco nel Pacifico tropicale centrale durante l’autunno e l’inverno, mentre l’IOD positivo si mantiene in autunno e scompare in inverno. Per El Niño Modoki II (la colonna destra della Figura 2), le anomalie di SST calde sono inizialmente visibili nel Pacifico subtropicale nordorientale in primavera, si sviluppano ulteriormente estendendosi al Pacifico equatoriale centrale in estate e autunno, e raggiungono il massimo in inverno. Diversamente dal co-occorrente IOD positivo in El Niño canonico e El Niño Modoki I, c’è chiaramente un modello IOD negativo che appare per primo durante l’estate in El Niño Modoki II, che persiste in autunno e scompare in inverno. Pertanto, la caratteristica distintiva nell’Oceano Indiano è che un IOD negativo co-occorre con El Niño Modoki II durante l’anno di sviluppo di El Niño, mentre un IOD positivo è associato con El Niño canonico e El Niño Modoki I. Nella prossima sezione, indagheremo i processi accoppiati oceano-atmosfera associati all’IOD durante vari eventi El Niño.

4. Accoppiamento oceano-atmosfera dell’IOD associato a vari eventi El Niño

Il feedback di Bjerknes è cruciale per la crescita e lo sviluppo dell’IOD, specialmente nell’Oceano Indiano orientale al largo di Java-Sumatra. Per esplorare i processi accoppiati oceano-atmosfera nell’Oceano Indiano associati a vari eventi El Niño, analizziamo i processi atmosfera-termoclina nell’Oceano Indiano tropicale orientale coinvolgendo precipitazioni, vento di superficie, pressione atmosferica a livello del mare (SLP) e profondità della termoclina durante l’anno di sviluppo di El Niño. La profondità isotermica a 20°C è utilizzata come proxy per la profondità della termoclina.

Per l’El Niño canonico, si osservano significative anomalie negative di precipitazione nell’Oceano Indiano orientale in primavera, e un forte contrasto est-ovest delle anomalie di precipitazione durante ottobre e novembre. Forzate dal pozzo di calore associato alle anomalie negative di precipitazione nell’Oceano Indiano tropicale orientale, si sviluppa un anticiclone come risposta a onda di Rossby nell’Oceano Indiano sudorientale, che induce anomalie favorevoli all’upwelling dei venti di est al largo di Java-Sumatra a partire da luglio. Le anomalie dei venti di est possono risultare in una termoclina significativamente bassa al largo di Java-Sumatra. La termoclina bassa porta a un aumento delle anomalie di SST fredde tramite l’upwelling di acqua sottosuperficiale anomala fredda nell’Oceano Indiano orientale, che ulteriormente sopprime la convezione delle precipitazioni e amplifica le anomalie dei venti di est alla fine dell’estate e in autunno. Attraverso questo feedback dinamico positivo, si sviluppa e si mantiene l’IOD positivo.

Questo feedback accoppiato termoclina-atmosfera nell’Oceano Indiano orientale è operativo anche per El Niño Modoki I, sebbene ci siano alcune differenze. Rispetto alle condizioni di El Niño canonico, le ampiezze delle anomalie di precipitazione e della profondità della termoclina sono deboli per El Niño Modoki I, che può essere attribuito alle anomalie di SST calde più deboli nel Pacifico tropicale.

Al contrario, le anomalie positive di precipitazione appaiono nell’Oceano Indiano orientale a partire da aprile e sono più forti durante agosto e settembre per El Niño Modoki II. Questo riscaldamento diabatico convettivo forma le anomalie cicloniche sulla superficie del mare secondo la dinamica di Gill-Matsuno e le risultanti anomalie dei venti di ovest sull’Oceano Indiano orientale in estate e autunno. Le anomalie dei venti di ovest approfondiscono la termoclina e sono favorevoli alle anomalie di SST calde al largo di Java-Sumatra. Le anomalie di SST calde a loro volta potenziano l’attività convettiva e le anomalie dei venti di ovest. Di conseguenza, si sviluppa un IOD negativo durante El Niño Modoki II.

Variazioni della Circolazione di Walker Associate a Diversi Eventi di El Niño

I pattern anomali della temperatura superficiale del mare (SST) nel Pacifico tropicale possono indurre variazioni dei venti e delle anomalie delle precipitazioni nell’Indo-Pacifico associati alla variazione della circolazione di Walker. È noto che un evento El Niño può innescare un DMI (Dipolo dell’Oceano Indiano) attraverso un indebolimento della circolazione di Walker (Annamalai et al. 2003; Gualdi et al. 2003; Vecchi e Soden 2007). Le nostre analisi nella sezione precedente mostrano che i vari gruppi di eventi di El Niño inducono differenti pattern di DMI in associazione con l’accoppiamento oceano-atmosfera. In questa sezione, esaminiamo le anomalie della circolazione atmosferica su larga scala che collegano i vari gruppi di eventi di El Niño con il DMI. A causa della forte stagionalità del DMI e della sua relazione con El Niño (Fig. 1), ci concentriamo sulle anomalie della circolazione atmosferica su larga scala nel tropico Indo-Pacifico durante il periodo da luglio a novembre (JASON).

Le distribuzioni spaziali delle anomalie delle precipitazioni durante JASON nel tropico Indo-Pacifico per i tre tipi di eventi di El Niño sono mostrate in Fig. 6. In generale, esiste un chiaro pattern dipolare con anomalie negative delle precipitazioni nell’Oceano Indiano orientale e nel Pacifico tropicale occidentale, e anomalie positive delle precipitazioni nel Pacifico tropicale centrale e orientale per il El Niño canonico e per il El Niño Modoki I. L’ampiezza delle anomalie delle precipitazioni per il El Niño canonico è maggiore rispetto a quella per El Niño Modoki I. Tuttavia, il pattern spaziale delle anomalie delle precipitazioni per El Niño Modoki II è chiaramente distinto, mostrando anomalie positive delle precipitazioni lungo la costa occidentale di Giava-Sumatra e nel Pacifico tropicale occidentale, e anomalie negative delle precipitazioni nel continente marittimo tropicale (Fig. 6c).

A causa dei diversi pattern delle anomalie delle precipitazioni, ci si aspetta che la circolazione atmosferica su larga scala sopra il tropico Indo-Pacifico sia diversa per i vari gruppi di eventi di El Niño. Ai livelli bassi, tutti e tre i gruppi di eventi di El Niño sono generalmente caratterizzati dalle anomalie della pressione atmosferica al livello del mare (SLP) che mostrano un pattern di altalena tra gli emisferi occidentale e orientale, sebbene le ampiezze delle anomalie SLP siano diverse (Fig. 7). Per El Niño Modoki II (Fig. 7c), il centro dell’anomalia SLP negativa si sposta verso nord fino al Pacifico settentrionale subtropicale in associazione con il riscaldamento anomalo SST sottostante (Fig. 2). Fig. 7 mostra anche che le anomalie dei venti di ponente appaiono nel Pacifico tropicale per tutti i gruppi di El Niño. Rispetto a El Niño canonico, le anomalie dei venti di ponente nel Pacifico tropicale sono più deboli e si spostano verso ovest per El Niño Modoki I e II (Fig. 7). Sebbene tutti i gruppi di eventi di El Niño mostrino anomalie positive SLP nell’Oceano Indiano, le distinte differenze sono ancora caratterizzate dal gradiente est-ovest delle anomalie SLP e delle anomalie dei venti. Le anomalie SLP per El Niño canonico e El Niño Modoki I nell’Oceano Indiano tropicale sono caratterizzate dall’anomalia più alta nell’Oceano Indiano orientale e più bassa nell’Oceano Indiano occidentale (Fig. 7a e 7b). I centri delle anomalie SLP positive nel sud-est dell’Oceano Indiano tropicale si trovano approssimativamente 20° a sud-ovest del centro del sink di calore mostrato in Fig. 6, confermando la risposta delle onde di Rossby (Gill 1980). L’anticiclone anomalo quindi potenzia le anomalie dei venti di levante sulla superficie al largo di Giava-Sumatra favorendo il trigger e lo sviluppo del DMI positivo (Yu et al. 2005). Per El Niño Modoki II (Fig. 7c), l’anomalia SLP nell’Oceano Indiano occidentale è più alta rispetto a quella nell’Oceano Indiano orientale, indicando che il gradiente di SLP est-ovest nell’Oceano Indiano tropicale è opposto rispetto a quelli per El Niño canonico e El Niño Modoki I. Questo pattern di anomalie SLP nell’Oceano Indiano è favorevole per le anomalie dei venti di ponente nell’Oceano Indiano tropicale orientale. L’intensificazione delle anomalie dei venti di ponente al largo di Giava-Sumatra accumula acqua superficiale calda nell’Oceano Indiano orientale e tende quindi a formare un evento di DMI negativo.

Anomalie del Potenziale di Velocità e dei Venti Divergenti Associati agli Eventi di El Niño

A livello elevato, il potenziale di velocità composito e le anomalie dei venti divergenti per i tre gruppi di eventi di El Niño sono mostrati nella Figura 8. I centri del potenziale di velocità positivo (negativo) sono associati ai venti anomali convergenti (divergenti). Le anomalie del potenziale di velocità della troposfera superiore per El Niño canonico ed El Niño Modoki I mostrano convergenza nell’Oceano Indiano tropicale orientale e divergenza nel Pacifico tropicale. Si nota che la posizione del centro di divergenza per El Niño Modoki I si sposta verso ovest rispetto a quella per El Niño canonico. Tuttavia, per El Niño Modoki II, l’Oceano Indiano occidentale equatoriale mostra una convergenza anomala, mentre l’Oceano Indiano orientale equatoriale mostra una divergenza anomala (Figura 8c).

Questi risultati suggeriscono che i tre gruppi di eventi di El Niño sono associati a diversi pattern di circolazione atmosferica. È stato precedentemente suggerito che il riscaldamento del Pacifico tropicale orientale forza il DMI attraverso la variazione della circolazione di Walker (es., Baquero-Bernal et al. 2002; Annamalai et al. 2003; Fischer et al. 2005; Vecchi e Soden 2007). Qui analizziamo e confrontiamo le circolazioni di Walker per i tre gruppi di eventi di El Niño. Per illustrare chiaramente i cambiamenti della circolazione di Walker, mostriamo prima la climatologia della circolazione di Walker sull’Indo-Pacifico da luglio a novembre (Figura 9). Climatologicamente, i rami di movimento ascendente della circolazione di Walker si trovano attraverso l’Oceano Indiano tropicale orientale e il Pacifico tropicale occidentale (60°-180°E), e i rami di movimento discendente sono sopra l’Oceano Indiano tropicale occidentale e il Pacifico tropicale orientale (Figura 9).

Le circolazioni atmosferiche anomale per i tre gruppi di eventi di El Niño sono composite nella Figura 10. Per El Niño canonico, il pattern di circolazione atmosferica manifesta un indebolimento della circolazione di Walker. Nella Figura 10a, l’aria sale in modo anomalo nel Pacifico tropicale orientale (ad est di 180°E) a causa del riscaldamento sottostante della SST, fluisce verso ovest in alto, affonda nel Pacifico tropicale occidentale e nell’Oceano Indiano orientale. Questa cella di circolazione produce le anomalie dei venti di levante nell’Oceano Indiano tropicale orientale e le anomalie dei venti di ponente nel Pacifico tropicale occidentale/centrale nella troposfera inferiore. I rami discendenti della circolazione di Walker anomala diminuiscono le precipitazioni e potenziano le anomalie dei venti di levante nell’Oceano Indiano tropicale orientale, che supportano l’inizio e lo sviluppo di un DMI positivo. Le circolazioni di Walker anomale indotte da El Niño Modoki I (Figura 10b) sono simili a quelle di El Niño canonico ma le intensità sono più deboli, e quindi anche un DMI positivo è atteso essere forzato. Tuttavia, le anomalie della circolazione zonale associate a El Niño Modoki II nei tropici (Figura 10c) sono distinte da quelle di El Niño canonico e El Niño Modoki I, specialmente nell’Oceano Indiano tropicale. Sul Pacifico tropicale, il centro del ramo di movimento ascendente si sposta verso ovest durante El Niño Modoki II rispetto a quelli durante El Niño canonico e El Niño Modoki I. La differenza più notevole è che il ramo di movimento ascendente appare sull’Oceano Indiano tropicale orientale (centro intorno a 90°E) e il movimento discendente nell’Oceano Indiano tropicale occidentale (centro intorno a 60°E) durante El Niño Modoki II. Il movimento di ascensione e discesa è coerente con la divergenza e convergenza della troposfera superiore nell’Oceano Indiano (Figura 8c). Dalla Figura 7c, le anomalie SLP più elevate associate a El Niño Modoki II si spostano ulteriormente verso ovest nel Pacifico e sono centrate intorno ai 20°N, che producono le anomalie dei venti di nordest attraverso il Mar Cinese Meridionale e raggiungono l’Oceano Indiano tropicale orientale. Queste anomalie dei venti di nordest incontrano le anomalie dei venti di ponente sull’Oceano Indiano orientale, risultando in una convergenza inferiore e le anomalie positive delle precipitazioni (Figura 6c) là e inducendo il ramo di movimento ascendente anomalo della circolazione di Walker sull’Oceano Indiano tropicale orientale (Figura 10c). La circolazione di Walker anomala nell’Oceano Indiano associata a El Niño Modoki II produce le anomalie dei venti di ponente al livello inferiore nell’Oceano Indiano tropicale orientale che sono favorevoli a generare un evento di DMI negativo in termini del feedback di Bjerknes.

Riassunto e Discussione

Molti studi hanno separato El Niño in El Niño canonico ed El Niño Modoki poiché le posizioni delle massime anomalie SST sono diverse. L’indice NINO3 e l’indice El Niño Modoki (EMI) hanno correlazioni significative con il IOD quando l’IOD è in ritardo, coerentemente con il fatto che l’IOD si sviluppa a seguito di un evento El Niño (Nagura e Konda 2007). Alcuni eventi El Niño Modoki portano a un IOD positivo, mentre altri risultano in un IOD negativo. Tuttavia, la correlazione tra l’EMI e gli indici IOD non è elevata, sebbene sia statisticamente significativa quando El Niño Modoki precede. L’indice IOD è anche significativamente correlato con l’indice NINO3 quando il IOD precede fino a cinque mesi, in linea con i risultati di modelli precedenti che suggeriscono come la variabilità dell’Oceano Indiano possa indurre cambiamenti nella variabilità SST di NINO3 sia in ampiezza che in periodo (Yu et al. 2002; Wu e Kirtman 2004). Tuttavia, la correlazione tra l’IOD e l’EMI ritardato non è significativa, suggerendo che l’occorrenza e il mantenimento di El Niño Modoki è debolmente forzato dalla variabilità dell’Oceano Indiano.

Gli eventi El Niño Modoki sono ulteriormente separati in El Niño Modoki I e II perché mostrano diversi impatti sulle precipitazioni nel sud della Cina e sulle traiettorie dei tifoni nel nord-ovest del Pacifico (Wang e Wang 2013). El Niño Modoki I e II mostrano anche diverse origini e pattern di anomalie SST. Simile a El Niño canonico, El Niño Modoki I è associato con un anticiclone anomalo nel Mar delle Filippine che induce anomalie dei venti di sud-ovest lungo la costa sud della Cina e trasporta l’umidità per aumentare le precipitazioni nel sud della Cina. Per El Niño Modoki II, un ciclone anomalo si trova a est delle Filippine, associato a anomalie dei venti di nord e una diminuzione delle precipitazioni nel sud della Cina. El Niño canonico ed El Niño Modoki I sono associati a un’estensione verso ovest dell’alta subtropicale del Pacifico occidentale, mentre El Niño Modoki II sposta l’alta subtropicale del Pacifico occidentale verso est. Diversamente da El Niño canonico e El Niño Modoki I, El Niño Modoki II corrisponde a anomalie dei venti di nord-ovest della traiettoria di guida dei tifoni che sono sfavorevoli per i tifoni che colpiscono la terra in Cina.

Seguendo la classificazione di Wang e Wang (2013), il presente documento indaga le influenze dei vari gruppi di eventi El Niño sull’IOD. Esaminando le anomalie SST di tutti gli eventi El Niño durante il periodo 1950-2008, identifichiamo El Niño canonico, El Niño Modoki I e II basandoci sui pattern di anomalie SST nel Pacifico tropicale come descritto in Wang e Wang (2013). Per El Niño canonico, le anomalie SST calde originano lungo la costa del Sud America nella primavera boreale, e poi si propagano verso il Pacifico tropicale centrale con le massime anomalie di riscaldamento SST nel Pacifico tropicale orientale. Un IOD positivo durante l’estate e l’autunno tende a co-occorrere con un evento El Niño canonico. Le anomalie SST calde per El Niño Modoki I appaiono improvvisamente nel Pacifico tropicale centrale simmetricamente all’equatore in estate, si intensificano e raggiungono il picco nel Pacifico equatoriale centrale. Similmente a El Niño canonico, un IOD positivo è anche osservato nell’Oceano Indiano durante l’estate e l’autunno, e scompare in inverno.

Tuttavia, per El Niño Modoki II, le anomalie calde di SST hanno origine nel Pacifico subtropicale nord-orientale in primavera e si sviluppano ulteriormente raggiungendo il Pacifico centrale equatoriale in estate e autunno. Il pattern delle anomalie calde di SST nel Pacifico tropicale è caratterizzato da essere asimmetrico rispetto all’equatore con il massimo nel subtropicale nord-orientale. I pattern delle anomalie composite di SST durante El Niño canonico ed El Niño Modoki I sono simili a quelli nella Figura 2, suggerendo che la maggior parte degli eventi El Niño canonico ed El Niño Modoki I sono associati con il IOD positivo e i risultati sono robusti indipendentemente dalla lunghezza dei set di dati.

Ulteriormente, esaminiamo il processo di feedback oceano-atmosfera nell’Oceano Indiano analizzando le co-variazioni di SST, vento superficiale, precipitazioni e profondità della termoclina. Per El Niño canonico ed El Niño Modoki I, le anomalie delle precipitazioni sull’Oceano Indiano orientale sono inferiori alla norma fin dall’estate. Di conseguenza, si verificano venti easterly anomali sulla superficie nel sud-est dell’Oceano Indiano tropicale, che rendono più superficiale la termoclina al largo di Giava-Sumatra. La termoclina più superficiale potenzia il raffreddamento della SST attraverso l’upwelling di acqua fredda anomala sottosuperficiale, che a sua volta sopprime la precipitazione convettiva e amplifica le anomalie dei venti easterly superficiali. El Niño canonico ed El Niño Modoki I, assistiti dall’accoppiamento oceano-atmosfera, portano quindi a un IOD positivo. Al contrario, per El Niño Modoki II, le anomalie positive delle precipitazioni e dei venti superficiali westerly si trovano nell’Oceano Indiano sud-orientale, risultanti dall’influenza diversa del Pacifico attraverso la circolazione di Walker.

Le condizioni oceaniche e atmosferiche per El Niño Modoki II sono opposte a quelle di El Niño canonico ed El Niño Modoki I. Di conseguenza, un IOD negativo appare nell’Oceano Indiano nel quadro del feedback di Bjerknes durante El Niño Modoki II.

Le manifestazioni positive e negative del IOD durante i vari gruppi di eventi El Niño sono indotte dai diversi cambiamenti della circolazione di Walker. Similmente a studi precedenti in cui El Niño canonico influisce sull’insorgenza del IOD attraverso un indebolimento della circolazione di Walker (Annamalari et al. 2003; Vecchi e Soden 2007), anche El Niño Modoki I induce un indebolimento della circolazione di Walker. La circolazione indebolita di Walker comporta meno precipitazioni attraverso l’Oceano Indiano tropicale orientale e il continente marittimo e più nel Pacifico tropicale orientale. I rami di discesa della circolazione di Walker anomala e la risposta indotta dal centro di calore nell’Oceano Indiano tropicale orientale portano alle anomalie dei venti easterly superficiali. Attraverso il feedback accoppiato atmosfera-termoclina, le anomalie SST sono più fredde nell’Oceano Indiano tropicale orientale, e quindi si verifica un IOD positivo. Tuttavia, la circolazione di Walker indotta da El Niño Modoki II è diversa da quelle durante El Niño canonico ed El Niño Modoki I. Il movimento ascensionale intorno ai 90°E potenzia l’attività convettiva e porta più precipitazioni lungo la costa occidentale di Sumatra. Basato sulla teoria di Gill (1980), queste anomalie di riscaldamento inducono una coppia di cicloni lungo l’equatore, che producono anomalie dei venti westerly superficiali. Sotto il feedback di Bjerknes, le anomalie SST sono calde e la termoclina è approfondita al largo di Java-Sumatra, il che a sua volta potenzia ulteriormente le anomalie dei venti westerly. Di conseguenza, appare e si sviluppa un pattern di IOD negativo durante El Niño Modoki II.

Negli ultimi tre decenni, la variabilità dell’ENSO è cambiata (Cobb et al. 2003; Wang et al. 2009), e l’intensità e la frequenza di El Niño Modoki sono in aumento (Lee e McPhaden 2010). I risultati del modello suggeriscono che, in uno scenario di riscaldamento globale, El Niño Modoki si verifica più frequentemente rispetto a El Niño canonico (Yeh et al. 2009). Il nostro studio attuale suggerisce che El Niño Modoki I e II hanno impatti diversi sul clima dell’Oceano Indiano tramite i cambiamenti distinti nella circolazione di Walker. I cambiamenti a lungo termine nella circolazione di Walker sono stati recentemente oggetto di un intenso dibattito. Molti studi hanno mostrato l’indebolimento della circolazione di Walker nel corso del ventesimo secolo (ad es., Vecchi et al. 2006; Power e Kociuba 2011; Tokinaga et al. 2012). Alcuni studi hanno suggerito che i venti commerciali del Pacifico tropicale potrebbero essersi rafforzati negli ultimi due decenni (ad es., Merrifield 2011; Li e Ren 2012), e che la cella di Walker è stata potenziata negli ultimi due decenni (Luo et al. 2012). Pertanto, è necessario analizzare in futuro le influenze dei cambiamenti relativi di El Niño Modoki I e II sui cambiamenti a lungo termine nelle circolazioni di Walker. È inoltre necessario un esame dei cambiamenti relativi di El Niño Modoki I e II per migliorare la comprensione e la previsione della variabilità climatica dell’Oceano Indiano sotto il futuro riscaldamento globale.

Riconoscimenti. Ringraziamo due revisori anonimi per i loro commenti e suggerimenti sul manoscritto. Questo lavoro è stato supportato dall’Ufficio del Programma Climatico della National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), dal finanziamento di base del NOAA Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory (AOML), dal Programma Nazionale di Ricerca di Base della Cina (2013CB430301) e dall’Accademia Cinese delle Scienze. I risultati e le conclusioni di questo rapporto sono quelli degli autori e non rappresentano necessariamente le vedute dell’ente finanziatore.

La Tabella 1 mostra i valori medi normalizzati dell’indice del Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD) durante i mesi di settembre, ottobre e novembre (SON) per diversi gruppi di eventi El Niño. I gruppi di El Niño sono categorizzati in tre tipi:

1. Canonical El Niño: Include gli anni in cui si sono verificati eventi di El Niño canonici e mostra i corrispondenti valori IOD.
2. El Niño Modoki I: Presenta gli anni in cui si sono verificati eventi di El Niño Modoki I con i relativi valori IOD.
3. El Niño Modoki II: Elenca gli anni in cui si sono verificati eventi di El Niño Modoki II con i rispettivi valori IOD.

I valori dell’IOD indicano l’intensità e la direzione delle anomalie climatiche nell’Oceano Indiano; valori positivi indicano un IOD positivo, che generalmente corrisponde a condizioni più secche nell’Indonesia orientale e umide nella parte occidentale dell’Oceano Indiano. Al contrario, valori negativi rappresentano un IOD negativo, che tende a produrre condizioni opposte.

Analizzando la tabella:

• Gli anni in cui il Canonical El Niño è associato a un IOD positivo includono il 1972 e il 1997, entrambi con valori IOD significativamente elevati (1.8 e 3.2 rispettivamente).
• El Niño Modoki I mostra valori IOD generalmente positivi nei tre casi elencati, indicando un impatto simile al Canonical El Niño.
• Per El Niño Modoki II, i valori IOD sono prevalentemente negativi o leggermente positivi, suggerendo un impatto diverso su questa regione rispetto agli altri tipi di El Niño.

Questa tabella è essenziale per gli studi climatologici per comprendere come vari tipi di El Niño influenzano il clima in altre parti del mondo, particolarmente nell’Oceano Indiano.

La Figura 1 mostra le correlazioni lead-lag dell’indice del Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD) con l’indice El Niño Modoki (EMI) e l’indice NINO3 per il periodo 1950-2008. Questo grafico rappresenta come i cambiamenti nei fenomeni climatici di El Niño e El Niño Modoki possano essere temporalmente correlati con variazioni nell’IOD durante l’anno.

Interpretazione dei dati del grafico:

• Asse X: Mostra il lag temporale in mesi. I numeri negativi (-8 a -1) rappresentano i mesi che precedono l’indice IOD di settembre-ottobre-novembre (SON), mentre i numeri positivi (1 a 8) rappresentano i mesi successivi.
• Asse Y: Indica il coefficiente di correlazione tra gli indici. Un valore più alto significa una correlazione più forte.

Linee nel grafico:

• Linea Rossa (NINO3): Questa linea mostra la correlazione tra l’indice NINO3 e l’IOD. La correlazione cresce significativamente nei mesi che precedono il picco dell’IOD e rimane alta anche nei mesi successivi.
• Linea Blu (EMI): Mostra la correlazione tra l’indice El Niño Modoki e l’IOD. Le correlazioni sono generalmente più basse rispetto a NINO3 e presentano picchi di significatività in momenti specifici.

Linee tratteggiate:

• Le linee tratteggiate indicano i livelli di significatività statistica al 95% e al 99%. Valori di correlazione al di sopra di queste linee sono considerati statisticamente significativi con una confidenza del 95% e del 99%, rispettivamente.

Osservazioni chiave:

• La correlazione tra NINO3 e IOD è generalmente più forte e più estesa nel tempo rispetto alla correlazione tra EMI e IOD, indicando un legame robusto tra le condizioni di El Niño nel Pacifico e le variazioni dell’IOD.
• I picchi di correlazione per NINO3 si verificano principalmente attorno al zero lag e rimangono significativi per diversi mesi successivi.
• La correlazione tra EMI e IOD mostra un pattern più variabile, suggerendo che l’impatto di El Niño Modoki sull’IOD può dipendere da fattori aggiuntivi oltre al semplice allineamento temporale.

Questa analisi illustra l’importanza di considerare come le variazioni nei pattern climatici associati a El Niño e El Niño Modoki influenzino l’IOD, con implicazioni dirette sulla comprensione dei pattern climatici regionali e globali.

La Figura 2 illustra l’evoluzione delle anomalie della temperatura superficiale del mare (SST) per tre tipi di eventi El Niño: Canonical El Niño, El Niño Modoki I, e El Niño Modoki II. Queste anomalie sono rappresentate in quattro diverse fasi stagionali dell’anno, mostrando come ciascun tipo di El Niño si manifesti nelle varie stagioni.

Layout della Figura:

• Colonna di Sinistra: Anomalie SST per il Canonical El Niño.
• Colonna Centrale: Anomalie SST per El Niño Modoki I.
• Colonna di Destra: Anomalie SST per El Niño Modoki II.

Righe della Figura:

• Prima Riga (MAM): Anomalie durante Marzo-Maggio.
• Seconda Riga (JJA): Anomalie durante Giugno-Agosto.
• Terza Riga (SON): Anomalie durante Settembre-Novembre, il periodo tipico di picco di El Niño.
• Quarta Riga (DJF): Anomalie durante Dicembre-Febbraio dell’anno successivo.

Dettagli Importanti:

• Le aree tratteggiate nelle mappe indicano regioni dove le anomalie SST composite superano il livello di significatività del 90%, calcolate tramite il test t di Student. Questo conferma che le anomalie visualizzate non sono casuali ma statisticamente significative.

Interpretazione delle Anomalie SST:

• Canonical El Niño: Mostra estese aree di riscaldamento nelle regioni equatoriali del Pacifico orientale, tipicamente associate a intensi eventi El Niño.
• El Niño Modoki I: Caratterizzato da un pattern di riscaldamento più centrato nel Pacifico centrale, diverso dal riscaldamento più esteso del Canonical El Niño.
• El Niño Modoki II: Presenta anomalie di riscaldamento meno intense e più disperse, con variazioni significative nel pattern di riscaldamento e raffreddamento rispetto agli altri due tipi.

Questa visualizzazione è cruciale per comprendere le differenze nell’impatto climatico dei vari tipi di El Niño e come influenzano i pattern meteorologici globali, come le precipitazioni, la formazione di cicloni, e le stagioni agricole. Queste differenze nelle anomalie SST tra i tipi di El Niño possono avere effetti significativi sul clima in diverse parti del mondo.

La Figura 3 mostra le anomalie della precipitazione (in mm/giorno) medie tra 12°S e l’equatore per diversi tipi di El Niño durante l’anno di sviluppo di ciascun evento. La figura è divisa in tre pannelli che corrispondono a:

• (a) Canonical El Niño
• (b) El Niño Modoki I
• (c) El Niño Modoki II

Ogni pannello illustra una mappa temporale che estende da febbraio a dicembre lungo l’asse verticale e da 45°E a 120°E lungo l’asse orizzontale, permettendo di osservare come le precipitazioni variano nel corso dell’anno per ciascun tipo di El Niño.

Layout della Figura:

• Asse Verticale (Tempo): Mostra il mese dell’anno da febbraio a dicembre, rappresentando l’evoluzione stagionale delle precipitazioni.
• Asse Orizzontale (Longitudine): Copre la regione geografica dall’Africa orientale fino al Pacifico occidentale.

Schema di Colorazione:

• I colori dal blu al rosso indicano l’intensità delle anomalie delle precipitazioni:
  • Toni di blu: Anomalie negative, indicanti meno precipitazioni del normale.
  • Toni di rosso: Anomalie positive, indicanti più precipitazioni del normale.

Osservazioni Chiave:

• Canonical El Niño (a): Presenta principalmente anomalie positive (rosse), suggerendo un incremento delle precipitazioni in questa regione durante il periodo di sviluppo del El Niño canonico.
• El Niño Modoki I (b): Mostra un pattern di precipitazioni più variabile, con una mescolanza di anomalie positive e negative, riflettendo una distribuzione più irregolare delle precipitazioni.
• El Niño Modoki II (c): Evidenzia prevalentemente anomalie negative (blu), specialmente nei mesi centrali dell’anno, indicando una riduzione delle precipitazioni in questi periodi.

Queste mappe sono fondamentali per comprendere l’impatto differenziato che i vari tipi di El Niño hanno sul clima regionale, influenzando significativamente la distribuzione e l’intensità delle precipitazioni. Queste informazioni sono vitali per la pianificazione agricola, la gestione delle risorse idriche e la preparazione ai disastri naturali nelle aree influenzate da questi pattern climatici globali.

La Figura 4 illustra le anomalie composite del vento a 1000 hPa (rappresentate come vettori), della pressione al livello del mare (rappresentata come sfumature di colore) e del vento zonale superficiale medio zonale (linee, misurate in m/s) tra 12°S e l’equatore per diversi tipi di El Niño durante il loro anno di sviluppo. I pannelli mostrano i dati per:

• (a) Canonical El Niño
• (b) El Niño Modoki I
• (c) El Niño Modoki II

Struttura della Figura:

• Asse Verticale (Tempo): Mostra i mesi da febbraio a dicembre, rappresentando l’evoluzione delle anomalie nel corso dell’anno.
• Asse Orizzontale (Longitudine): Estende da 45°E a 120°E, coprendo una vasta area geografica dall’Africa orientale al Pacifico occidentale.

Elementi del Grafico:

• Vettori di Vento: Indicano la direzione e l’intensità del vento a 1000 hPa. La direzione dei vettori segue il flusso del vento e la loro lunghezza è proporzionale alla sua intensità.
• Sfumature di Colore: Visualizzano le anomalie della pressione al livello del mare. I toni di rosso indicano pressioni più alte del normale, mentre i toni di blu indicano pressioni più basse.
• Linee Grafiche: Mostrano le anomalie del vento zonale superficiale medio. Linee che si estendono verso il positivo indicano un incremento dei venti zonali diretti verso est, mentre linee verso il negativo indicano un incremento dei venti diretti verso ovest.

Interpretazioni Chiave:

• Canonical El Niño (a): Presenta prevalenti venti orientati verso est con intensificazione nelle anomalie di pressione, indicando un forte impatto sul clima della regione.
• El Niño Modoki I (b): Rivela un pattern di vento più variabile e anomalie di pressione meno pronunciate, riflettendo un impatto climatico diverso e meno uniforme rispetto al Canonical El Niño.
• El Niño Modoki II (c): Mostra significative anomalie negative della pressione al livello del mare con direzioni di vento variabili, segnalando influenze climatiche distinte che possono modificare le condizioni meteorologiche regionali in modi unici.

Queste visualizzazioni aiutano a comprendere come i diversi tipi di El Niño modellano i pattern atmosferici e le condizioni meteorologiche, offrendo importanti intuizioni sulla variabilità climatica globale e le sue implicazioni regionali.

La Figura 5 mostra le anomalie della profondità dell’isoterma dei 20°C (in metri), mediate tra 12°S e l’equatore, per diversi tipi di El Niño durante il loro anno di sviluppo. Questa misura è cruciale per valutare le variazioni termiche e di stratificazione oceanica che sono direttamente influenzate dagli eventi El Niño.

Pannelli della Figura:

• (a) Canonical El Niño
• (b) El Niño Modoki I
• (c) El Niño Modoki II

Ogni pannello rappresenta la progressione temporale da febbraio a dicembre (asse verticale) e si estende geograficamente da 45°E a 120°E (asse orizzontale). Le anomalie sono visualizzate con una scala di colore che varia da blu a rosso.

Interpretazione delle anomalie:

• Colori Blu: Indicano anomalie negative, suggerendo un abbassamento dell’isoterma dei 20°C che può indicare acque più fredde in superficie e/o una circolazione oceanica più profonda.
• Colori Rossi: Indicano anomalie positive, suggerendo un innalzamento dell’isoterma dei 20°C che può essere associato a acque più calde in superficie e/o una circolazione ridotta.

Elementi Grafici Significativi:

• Aree tratteggiate: Mostrano le regioni dove le anomalie sono statisticamente significative al di sopra del 90% di livello di confidenza, basato sul test t di Student.

Osservazioni Chiave:

• Canonical El Niño (a): Mostra prevalentemente anomalie positive estese, segnalando un aumento significativo della profondità dell’isoterma durante gli eventi El Niño, correlato al tipico riscaldamento delle acque superficiali.
• El Niño Modoki I (b): Presenta un pattern di anomalie più misto, indicativo di una variazione più equilibrata tra riscaldamento e raffreddamento delle acque.
• El Niño Modoki II (c): Predominano le anomalie negative, specialmente nei mesi centrali, che riflettono una profondità ridotta dell’isoterma e possibili condizioni di raffreddamento delle acque superficiali.

Queste mappe forniscono una comprensione dettagliata di come i diversi tipi di El Niño influenzino le dinamiche termiche e oceaniche in una regione critica, offrendo spunti importanti sulle loro potenziali implicazioni per il clima regionale e globale.

La Figura 6 mostra le anomalie di precipitazione medie (in mm/giorno) per i mesi di luglio, agosto, settembre, ottobre e novembre (JASON), relative a diversi tipi di El Niño. La figura è suddivisa in tre pannelli che rappresentano:

• (a) Canonical El Niño
• (b) El Niño Modoki I
• (c) El Niño Modoki II

Struttura della Figura:

Ogni pannello presenta una mappa delle anomalie di precipitazione globali durante il periodo JASON, essenziale per valutare l’impatto climatico dei diversi fenomeni di El Niño.

Interpretazione delle mappe:

• Le anomalie di precipitazione sono rappresentate con una scala di colore che va dai toni freddi (blu) per indicare anomalie negative (meno pioggia del normale) ai toni caldi (rosso) per indicare anomalie positive (più pioggia del normale).

Osservazioni Chiave:

• (a) Canonical El Niño: Questo pannello mostra estese anomalie positive di precipitazioni nelle regioni equatoriali del Pacifico e altre aree influenzate, caratteristiche degli eventi El Niño canonici dove le condizioni più calde del mare spesso portano ad un aumento delle precipitazioni.
• (b) El Niño Modoki I: Illustra un pattern di precipitazioni meno estremo e più disperso. Le anomalie positive sono più localizzate e meno intense, indicando potenziali impatti diversificati su varie regioni.
• (c) El Niño Modoki II: Mostra anch’esso anomalie positive di precipitazioni ma con una distribuzione meno estesa e intensa rispetto al Canonical El Niño, suggerendo che gli impatti su specifiche regioni possono essere notevolmente diversi.

Significato della Figura:

Questa visualizzazione è fondamentale per comprendere come i diversi tipi di El Niño influenzino le precipitazioni globali durante i loro mesi di picco. Conoscere queste variazioni è cruciale per i meteorologi e i climatologi per prevedere meglio le condizioni meteorologiche stagionali e per la pianificazione proattiva rispetto agli impatti di questi fenomeni climatici. Le mappe dettagliate delle anomalie di precipitazione offrono intuizioni preziose per la gestione delle risorse idriche, l’agricoltura e la preparazione ai disastri naturali nelle regioni vulnerabili.

La Figura 7 presenta le anomalie medie di vento a 1000 hPa (rappresentate come vettori) e la pressione al livello del mare (SLP) (rappresentata con sfumature di colore) per i mesi di luglio, agosto, settembre, ottobre e novembre (JASON), correlate a diversi tipi di El Niño. I pannelli illustrati sono:

• (a) Canonical El Niño
• (b) El Niño Modoki I
• (c) El Niño Modoki II

Struttura della Figura:

• Asse Verticale: Mostra la latitudine, da 30°N a 30°S.
• Asse Orizzontale: Mostra la longitudine da 30°E a 90°W.

Elementi Visivi:

• Vettori di Vento: Indicano la direzione e l’intensità del vento a 1000 hPa. I vettori sono tracciati solo per anomalie del vento superiori a 0.4 m/s per evidenziare i cambiamenti più significativi.
• Sfumature di Colore: Rappresentano le anomalie di pressione al livello del mare (SLP), con i toni del blu che indicano valori inferiori alla media (pressione più bassa) e i toni del rosso che indicano valori superiori alla media (pressione più alta).

Analisi per Pannello:

• (a) Canonical El Niño: Mostra forti anomalie di vento orientate da est a ovest attraverso il Pacifico equatoriale, con significative aree di bassa pressione nella regione equatoriale. Questo è tipico degli eventi El Niño, che disturbano i normali pattern dei venti e alterano la pressione atmosferica.
• (b) El Niño Modoki I: Presenta un pattern di venti meno uniforme con un mix di direzioni. Le anomalie di pressione sono meno estreme e mostrano una distribuzione più variabile, indicando un impatto differente su clima e circolazione atmosferica rispetto al Canonical El Niño.
• (c) El Niño Modoki II: Simile a Modoki I, con un pattern di venti ancora più disperso e anomalie di pressione meno marcate. Le variazioni di vento e pressione suggeriscono impatti climatici diversi e potenzialmente meno pronunciati rispetto a Canonical El Niño.

Implicazioni:

Questa figura aiuta a comprendere come i diversi tipi di El Niño influenzino i pattern di vento e le pressioni a livello del mare, offrendo spunti cruciali sull’interazione tra oceanografia e meteorologia. La visualizzazione evidenzia la complessità e la varietà degli impatti climatici di El Niño e di come essi possano variare significativamente a seconda del tipo di evento. Queste informazioni sono fondamentali per la previsione meteorologica e la pianificazione delle risposte ai cambiamenti climatici.

La Figura 8 mostra le anomalie medie di potenziale di velocità a 200 hPa (rappresentate come contorni) e vento divergente (rappresentate come vettori) per i mesi di luglio, agosto, settembre, ottobre e novembre (JASON) per diversi tipi di El Niño. La figura è suddivisa in tre pannelli:

• (a) Canonical El Niño
• (b) El Niño Modoki I
• (c) El Niño Modoki II

Struttura della Figura:

• Asse Orizzontale: Copre da 30°E a 60°W, abbracciando aree significative influenzate da El Niño.
• Asse Verticale: Varia da 40°S a 40°N, includendo le zone equatoriali essenziali per la dinamica di El Niño.

Elementi del Grafico:

• Contorni: Indicano il flusso divergente o convergente nell’alta atmosfera, utili per misurare come l’aria si muove nelle alte quote. Il contorno zero è marcato più spesso per enfatizzare le aree di transizione tra convergenza e divergenza atmosferica.
• Vettori di Vento: Mostrano la direzione e l’intensità del vento divergente, evidenziando come l’aria si allontana o si avvicina alle zone di alta e bassa pressione.

Analisi per Pannello:

• (a) Canonical El Niño: Espone un forte schema di divergenza nella parte centrale del Pacifico equatoriale, con vettori che indicano un movimento dell’aria allontanandosi da questa zona. Questo modello è tipico dei forti eventi El Niño, che causano una riallocazione significativa delle masse d’aria.
• (b) El Niño Modoki I: Mostra un pattern di divergenza e convergenza meno intenso rispetto al Canonical El Niño, con centri di divergenza e convergenza più sparsi lungo il Pacifico equatoriale.
• (c) El Niño Modoki II: Rivela un pattern ancora più disperso con centri di convergenza e divergenza meno definiti rispetto agli altri due tipi, indicando una differente influenza atmosferica e oceanica.

Implicazioni:

Questi pattern di divergenza e convergenza sono cruciali per comprendere come l’alta atmosfera risponde ai diversi tipi di El Niño, influenzando la distribuzione globale delle precipitazioni e dei pattern climatici. Le variazioni mostrate nei pannelli aiutano a spiegare le diverse condizioni meteorologiche e climatiche osservate a terra durante gli eventi di El Niño e Modoki, fornendo spunti importanti per la previsione meteorologica e la comprensione delle dinamiche globali del clima.

La Figura 9 illustra la climatologia media per i mesi di luglio, agosto, settembre, ottobre e novembre (JASON) della circolazione zonale-verticale, osservata attraverso la mediazione del componente zonale del vento divergente e della velocità verticale tra i 10°S e i 10°N. I colori nella figura rappresentano le anomalie della velocità verticale della pressione, evidenziate per facilitare la visualizzazione dei movimenti verticali dell’aria.

Dettagli della Figura:

• Asse Orizzontale: Mostra la longitudine che si estende da 60°E a 120°W, attraversando vaste aree influenzate dalle dinamiche climatiche globali.
• Asse Verticale: Visualizza i diversi livelli di pressione atmosferica, che vanno dalla superficie fino all’alta troposfera.

Elementi Visivi:

• Vettori: Indicano la direzione del vento zonale e la velocità verticale. I vettori che puntano verso l’alto indicano un movimento ascendente dell’aria, mentre quelli che puntano verso il basso indicano un movimento discendente.
• Sfumature di Colore: Variano dal blu al rosso, dove il blu segnala un movimento discendente dell’aria (movimenti verso il basso) e il rosso segnala un movimento ascendente (movimenti verso l’alto).

Interpretazione:

• La figura mostra come l’aria si muove nelle regioni equatoriali durante i mesi di JASON. Le aree rosse indicano zone di forte ascendenza dell’aria, comunemente associate a condizioni di bassa pressione e precipitazioni. Al contrario, le aree blu indicano zone di discendenza dell’aria, associate a condizioni di alta pressione e clima più secco.
• I vettori mostrano una circolazione generale da est verso ovest con movimenti ascendenti significativi, particolarmente nel Pacifico equatoriale, un comportamento comune nei periodi influenzati da fenomeni come El Niño.

Implicazioni:

Questa visualizzazione è fondamentale per comprendere le dinamiche dell’atmosfera equatoriale e come queste influenzino le condizioni meteorologiche globali. La comprensione di questi movimenti atmosferici è cruciale per la previsione di eventi meteorologici estremi, come tempeste tropicali e variazioni significative nelle precipitazioni nelle regioni equatoriali e subtropicali.

La Figura 10 illustra le anomalie della circolazione zonale-verticale durante i mesi di JASON (luglio, agosto, settembre, ottobre, novembre) per tre diversi tipi di El Niño. Questa visualizzazione aiuta a comprendere come varia la dinamica atmosferica sopra l’equatore durante questi importanti fenomeni climatici.

Pannelli della Figura:

• (a) Canonical El Niño
• (b) El Niño Modoki I
• (c) El Niño Modoki II

Struttura della Figura:

• Asse Orizzontale: Copre la longitudine da 60°E a 120°W, una vasta estensione che comprende diverse aree geografiche significative.
• Asse Verticale: Mostra vari livelli atmosferici dalla superficie vicino ai 1000 hPa fino a circa 250 hPa.

Elementi Visivi:

• Linee di flusso: Indicano la direzione e la forza del vento zonale e della velocità verticale dell’aria, evidenziando come l’aria si muove nell’atmosfera in queste regioni.
• Sfumature di Colore: Rappresentano le anomalie della velocità verticale dell’aria, con il blu che indica movimenti discendenti e il rosso che indica movimenti ascendenti.
• Vettori: Evidenziano le velocità verticali dell’aria che superano il livello di significatività del 90%, mostrando aree di movimenti verticali particolarmente intensi.

Analisi dei Pannelli:

• (a) Canonical El Niño: Questo pannello mostra un forte movimento ascendente dell’aria nel settore orientale, un tratto distintivo degli eventi El Niño canonici, che può portare a intensificate precipitazioni e turbolenze atmosferiche in quelle regioni.
• (b) El Niño Modoki I: Caratterizzato da un pattern di circolazione meno estremo, con movimenti dell’aria meno marcati e più equilibrati lungo la longitudine, indicando effetti climatici diversi rispetto al Canonical El Niño.
• (c) El Niño Modoki II: Presenta un pattern ancor più distribuito e meno intenso di movimenti verticali, con alcune aree di significativa ascendenza ma non così estese o intense come nel caso del Canonical El Niño.

Implicazioni:

Comprendere queste anomalie nella circolazione zonale-verticale è fondamentale per prevedere gli impatto climatici associati a ciascun tipo di El Niño, inclusi cambiamenti nelle precipitazioni, temperature, e la possibile alterazione nella frequenza e intensità di eventi climatici estremi. Questa conoscenza è vitale per la preparazione e la risposta a potenziali disastri naturali nelle aree sensibili alle variazioni climatiche causate da El Niño.

La Figura 11 mostra le anomalie di precipitazione per tre tipi di El Niño durante le stagioni annuali, utilizzando un ampio insieme di dati storici dal 1910 al 2008. Le mappe dettagliano gli effetti di questi eventi El Niño nelle diverse stagioni: primavera (marzo-maggio), estate (giugno-agosto), autunno (settembre-novembre) e inverno (dicembre-febbraio).

Pannelli della Figura:

• (a) Canonical El Niño: Visualizza gli effetti dei tradizionali eventi El Niño, che tendono a causare significative variazioni nelle precipitazioni globali.
• (b) El Niño Modoki I: Mostra gli effetti di El Niño Modoki tipo I, caratterizzati da un pattern di riscaldamento centrato nel Pacifico centrale.
• (c) El Niño Modoki II: Illustra gli effetti di El Niño Modoki tipo II, con pattern distinti di precipitazioni rispetto ai tipi precedenti.

Elementi Visivi:

• Colorazione: Le anomalie di precipitazione sono rappresentate con colori che vanno dal blu (indicando aree più secche del normale) al rosso (indicando aree più umide del normale). Questo schema aiuta a identificare rapidamente le aree e le stagioni più impattate da ciascun tipo di El Niño.

Analisi delle Anomalie di Precipitazione:

• Primavera: Queste mappe evidenziano come iniziano ad emergere gli impatti dei vari tipi di El Niño sulle precipitazioni globali.
• Estate: In questi mesi, si osservano differenze chiare e marcate tra i tipi di El Niño, specialmente nelle regioni del Pacifico e delle Americhe.
• Autunno: È spesso la stagione in cui gli effetti di El Niño sono più pronunciati, con forti anomalie di precipitazione che possono influenzare ampie aree globali.
• Inverno: Mostra la persistenza o l’attenuazione delle anomalie di precipitazione alla fine dell’anno di El Niño, con variazioni significative tra le regioni e i tipi di evento.

Implicazioni:

La comprensione di queste variazioni è fondamentale per la pianificazione delle risorse idriche, l’agricoltura, la gestione dei rischi di disastri naturali e la preparazione delle comunità a condizioni meteorologiche estreme. L’analisi delle differenze tra i tipi di El Niño in termini di impatti sulle precipitazioni offre spunti preziosi per migliorare le previsioni meteorologiche e climatiche. Questa analisi storica è anche cruciale per valutare i cambiamenti potenziali nei pattern di El Niño in risposta al cambiamento climatico globale.

https://www.aoml.noaa.gov/phod/docs/Rev_Manuscript_CD.pdf