“Nessun filosofo è riuscito con la propria forza a sollevare questo velo steso dalla natura su tutti i primi principi delle cose. Gli uomini discutono, la natura agisce.” Voltaire (1764)
6.1 Introduzione
Il clima è un processo termodinamico determinato dal flusso energetico dal suo punto di ingresso, principalmente alla sommità dell’atmosfera (TOA) dei tropici sul lato diurno del pianeta, al suo punto di uscita distribuito attraverso la TOA dell’intero pianeta. L’emissione infrarossa della Terra dipende dalla scala di temperatura assoluta e, su questa scala, le temperature superficiali del pianeta occupano un intervallo ristretto. L’emissione media di radiazione a lunghezza d’onda lunga (OLR) del pianeta è di circa 240 W/m2 e la media all-sky per la maggior parte della superficie si trova in un intervallo relativamente ristretto di 200-280 W/m2 (Dewitte & Clerbaux 2018). L’OLR è determinato più dalla distribuzione irregolare dell’acqua atmosferica (nuvole, umidità) che dalla temperatura superficiale. L’effetto delle nuvole sull’OLR può raggiungere i -80 W/m2 (valori negativi significano raffreddamento) in alcune aree equatoriali. Quindi, mentre il 62% dell’energia entra nel sistema climatico su il 25% dell’area TOA della Terra (il lato diurno 30°N-S), la sua uscita è molto più uniformemente distribuita su l’intera area TOA.
Da un punto di vista termodinamico, la caratteristica principale del clima terrestre è il trasporto di energia. Il trasporto dell’energia è la causa di tutti i fenomeni meteorologici. La maggior parte dell’energia solare che non viene riflessa è immagazzinata negli oceani, dove risiede la maggior parte dell’energia del sistema climatico. Ma gli oceani non sono bravi nel trasporto energetico (vedi Fig. 3.4). Le differenze di temperatura dell’acqua tendono a causare movimenti verticali attraverso la variazione di galleggiabilità, non movimenti laterali, e gli oceani sono stratificati in termini di temperatura, limitando seriamente il trasporto energetico verticale. La maggior parte dell’energia nel sistema climatico è trasportata dall’atmosfera, e anche una grande parte dell’energia trasportata dalle correnti oceaniche superficiali è guidata dal vento, poiché la circolazione oceanica è principalmente non termica, ma meccanicamente guidata (Huang 2004). Il flusso di energia non solare al confine atmosfera-oceano (includendo attraverso il ghiaccio marino) è quasi sempre, quasi ovunque, dall’oceano all’atmosfera (Yu & Weller 2007; Schmitt 2018).
In una forma semplificata, il clima può essere inteso come energia solare che viene ricevuta e immagazzinata dall’oceano, poi trasferita all’atmosfera per il trasporto e infine scaricata nello spazio. Questo trasferimento energetico alimenta il ciclo dell’acqua creando nuvole, pioggia, neve, tempeste e tutti i fenomeni meteorologici. Il sistema non è mai in equilibrio, né si può prevedere che lo sarà. Nel corso di un anno, la superficie della Terra si riscalda di circa 3,8 °C e si raffredda di circa 3,8 °C (vedi Fig. 3.1), con una variabilità di anno in anno di circa 0,1-0,2 °C. Quindi, la Terra si sta costantemente riscaldando o raffreddando su tutte le scale temporali.
Dal punto di vista termodinamico, il cambiamento climatico comporta variazioni nel guadagno energetico, nella perdita energetica, o in entrambi. Un cambiamento nella suddivisione dell’energia all’interno del sistema climatico può essere anche una causa del cambiamento climatico, ed è noto che sia accaduto in passato in circostanze speciali, come il rilascio improvviso di acqua di fusione dall’eruzione del Lago Agassiz 8.200 anni fa (Lewis et al. 2012), o gli eventi Dansgaard-Oeschger, quando l’energia immagazzinata nell’oceano è stata rilasciata improvvisamente nell’atmosfera nel bacino dei Mari Nordici durante l’ultimo periodo glaciale (Dokken et al. 2013). Questi cambiamenti erano temporanei perché il clima può cambiare a lungo termine solo attraverso un cambiamento nel bilancio energetico del sistema.
La teoria moderna del cambiamento climatico comprende la termodinamica del clima, ma non capisce il ruolo della ridistribuzione energetica. Quando gli scienziati studiano le variabili climatiche, lavorano normalmente con quelle che vengono chiamate “anomalie”; si tratta del residuo ottenuto sottraendo la “climatologia”, o le variazioni medie su periodi di 24 ore e le stagioni, dalle variabili studiate. Questo punto di vista amplifica la piccola variabilità interannuale, ma nasconde i cambiamenti stagionali molto più ampi. Il risultato è che i significativi cambiamenti stagionali nella ridistribuzione dell’energia atmosferica e oceanica vengono di solito ignorati. L’errore si amplifica perché il trasporto netto di energia all’interno del sistema climatico, se integrato per l’intero pianeta, è zero (l’energia persa in un luogo è guadagnata in un altro). La ridistribuzione dell’energia attraverso i processi di trasporto non importa alla maggior parte degli scienziati in termini di cambiamento del clima globale. Per loro, la TOA sopra il polo oscuro in inverno non è diversa dalla TOA tropicale diurna, eccetto nella grandezza assoluta del flusso energetico medio annuale. Questa visione ristretta ostacola una corretta comprensione del cambiamento climatico.
Le variazioni dei gas serra (GHG) atmosferici alterano i flussi energetici TOA e costituiscono una causa del cambiamento climatico. Concettualmente, si presume che il cambiamento climatico sia dovuto o a una causa esterna (forzante), o alla variabilità interna. La Fig. 6.1 mostra una rappresentazione schematica del sistema climatico con molti importanti sottosistemi e processi. Tutto ciò che non è influenzato dal sistema climatico terrestre è considerato esterno, anche se la distinzione non è assoluta. Ad esempio, i vulcani sono spesso esterni al sistema climatico, tuttavia si sa che la loro frequenza risponde ai cambiamenti del livello del mare e allo scarico dei ghiacciai durante le deglaciazioni (Huybers & Langmuir 2009). I forzanti causano il cambiamento climatico, e i feedback possono far aumentare o diminuire l’ampiezza dei cambiamenti. Se il feedback amplifica l’effetto del forzante è positivo, se attenua il cambiamento climatico, è negativo. Diventa confuso perché lo stesso fattore può essere sia un feedback, se prodotto naturalmente in risposta al cambiamento climatico, sia contemporaneamente un forzante se prodotto dall’uomo. Diversi GHG sono così.
Fig. 6.1. Rappresentazione schematica semplificata del sistema climatico della Terra. Diversi sottosistemi sono mostrati con colori di sfondo differenti. I fenomeni climatici e i processi che influenzano il clima sono nei riquadri bianchi. I sottosistemi e i fenomeni all’interno del riquadro centrale color perla sono generalmente considerati interni al sistema climatico. Tutto il resto, normalmente non influenzato dal clima (con alcune eccezioni), è considerato esterno. Alcune proprietà o fenomeni importanti all’interfaccia tra i sottosistemi sono posizionati nei riquadri esterni. Il Gradiente di Temperatura Latitudinale (dall’Equatore al Polo) è una proprietà centrale del sistema climatico che cambia continuamente e definisce lo stato termico del pianeta (Scotese 2016). Per semplificazione, le linee che uniscono i riquadri correlati sono state omesse. I nomi in grassetto in rosso sono variabili che influenzano il bilancio radiativo e sono quasi esclusivamente responsabili del Riscaldamento Globale Moderno secondo l’IPCC. Da Vinós 2022.
Il GHG più importante per la sua abbondanza è il vapore acqueo. A differenza del CO2 o del metano, il vapore acqueo è un GHG condensante e non è ben miscelato. Il vapore acqueo è distribuito in modo molto disomogeneo attorno al pianeta, e la sua distribuzione cambia nel tempo. La concentrazione più bassa di vapore acqueo si verifica nelle regioni polari durante l’inverno. Le proprietà radiative di diverse regioni del pianeta non possono essere le stesse se il loro contenuto di GHG è diverso. Ne consegue che il trasporto di energia da una regione con un contenuto di GHG più alto a una con un contenuto più basso aumenta l’efficienza della radiazione in uscita, e quindi, i cambiamenti nel trasporto devono alterare il bilancio del flusso energetico globale alla TOA e, di conseguenza, causare il cambiamento climatico. Attualmente questa causa non viene considerata. Le prove suggeriscono che sia la causa principale del cambiamento climatico su tutte le scale temporali, da decenni a milioni di anni. La termodinamica planetaria richiede che il trasporto di energia avvenga principalmente dalla regione equatoriale verso entrambi i poli nella direzione dei meridiani, quindi il flusso è chiamato trasporto meridionale (MT).
6.2 Il trasporto meridionale è determinato geograficamente e alimentato dal gradiente
L’energia che l’atmosfera guadagna dagli oceani è principalmente sotto forma di calore latente. Il trasferimento di radiazione a lunghezza d’onda è circa la metà, e il flusso di calore sensibile è un ordine di grandezza inferiore (Schmitt 2018). Il trasporto atmosferico di tale energia è notevolmente ridotto dalla presenza di continenti e catene montuose attraverso la precipitazione e la riduzione della velocità del vento. Di conseguenza, il MT avviene principalmente sopra i bacini oceanici ed è, quindi, geograficamente determinato. Questo ha enormi implicazioni per il tempo, il clima e il cambiamento climatico.
Nell’universo fisico, i processi tendono a verificarsi spontaneamente lungo i gradienti, siano essi gradienti di massa, energia, o qualsiasi manifestazione di essi, come la gravità, la pressione, o la temperatura. Il gradiente che alimenta il MT è il gradiente di temperatura latitudinale (LTG), la sua causa primaria. L’LTG è un prodotto del gradiente di insolazione latitudinale (LIG, la distribuzione disuguale della radiazione solare incidente in base alla latitudine), modulato dall’effetto dei determinanti geografici e climatici. L’LTG è più ripido verso il Polo Sud (vedi Fig. 3.3b), nonostante un LIG annualmente simmetrico rispetto all’equatore. Le condizioni geografiche e climatiche uniche dell’Antartide, e la vasta area coperta dagli oceani dell’emisfero meridionale, rendono l’LTG meridionale più ripido di quello settentrionale. Cionco et al. (2020a; 2020b) discutono cambiamenti trascurati al LIG a diverse latitudini durante l’Olocene, e variazioni ad alta frequenza nel LIG dovute al ciclo nodale lunare di 18,63 anni che probabilmente influenzano il clima.
La proposta del 1920 di Milanković che il clima della Terra viene alterato dai cambiamenti orbitali ha la sua base nelle differenze nella quantità di energia ricevuta dal pianeta (eccentricità), ma più importantemente nelle differenze nella distribuzione latitudinale e stagionale dell’energia (obliquità e precessione). Questi cambiamenti nella distribuzione dell’energia alterano il LIG, che cambia l’LTG, che cambia il MT dell’energia. È stato a lungo dibattuto come il segnale di obliquità che scandisce le interglaciali (Huybers & Wunsch 2005), influisce sui tropici (Rossignol-Strick 1985; Liu et al. 2015) dove i cambiamenti energetici dovuti all’obliquità sono molto piccoli. La risposta sembra essere che i cambiamenti nell’LIG indotti dall’obliquità (Bosmans et al. 2015) influenzano il MT.
L’LIG estivo è influenzato dai cambiamenti nell’inclinazione assiale della Terra causati dal ciclo di obliquità di 41 kyr e dal ciclo lunare di 18,6 anni. L’LIG invernale varia con il livello di insolazione che cade sulle basse latitudini, poiché l’insolazione ad alta latitudine, vicino al polo invernale, è minima (Davis & Brewer 2011). I cambiamenti nel livello di insolazione alle basse latitudini sono dovuti all’oscillazione della Terra (ciclo di precessione di 21 kyr), alla distanza dal sole (cicli di eccentricità di 95 e 125 kyr) e ai cambiamenti nell’attività solare (cicli solari di 11 anni e più lunghi). Davis e Brewer (2011) hanno mostrato che l’LTG è molto sensibile ai cambiamenti nel LIG. Non si sa perché esista questa ipersensibilità. Gli autori discutono la proposta di Kleidon e Lorenz (2005) secondo cui il MT si adatta per produrre entropia massima (Fig. 6.2).
Fig. 6.2. Proposta che il trasporto meridionale si adatti per produrre l’entropia massima. Il gradiente di temperatura latitudinale, derivante dalla differenza tra le temperature tropicali (linea continua) e polari (linea tratteggiata), è rappresentato dall’area grigia. La produzione di entropia (linea a punti) è minima quando non c’è trasporto di energia (lato sinistro dell’asse delle ascisse), o quando il trasporto è così efficiente che non c’è differenza di temperatura (lato destro dell’asse delle ascisse), e massima in qualche punto intermedio. Da Kleidon e Lorenz (2005).
Kleidon e Lorenz (2005) sostengono che la dipendenza del MT dalla produzione massima di entropia è stata confermata da simulazioni con modelli di circolazione generale. Sono ovviamente in errore, poiché i modelli al computer costituiscono solo una prova scientifica delle capacità di programmazione umana. Che il MT si adatti automaticamente alla produzione massima di entropia richiede un numero molto elevato di gradi di libertà (possibili esiti), e come esaminato nella parte V (Sec. 5.2) il MT è modulato da molteplici fattori che non sono ben rappresentati nei modelli al computer, il che riduce i gradi di libertà. È molto probabile che l’adattamento dell’LTG all’LIG sia in parte guidato dall’entropia, ma l’ipotesi del Guardiano Invernale (WGK-h; vedi parte V) spiega come l’LIG può influenzare l’LTG agendo direttamente sul MT. È importante tenere a mente che se l’LTG può cambiare il MT, deve accadere anche il contrario, quindi la causalità dei cambiamenti potrebbe essere difficile da determinare.
La WGK-h fornisce una spiegazione per l’ipersensibilità dell’LTG ai cambiamenti nell’LIG dovuti ai cambiamenti nell’attività solare, ma non per altre cause come i cambiamenti lunari o orbitali. Tra le prove che l’LIG risponde al ciclo lunare di 18 anni e al ciclo solare di 11 anni (Davis & Brewer 2011), è interessante notare che l’oscillazione multidecadale dell’onda stadio nel MT potrebbe pulsare al ritmo segnato dall’interferenza tra il mezzo ciclo lunare di 9 anni e il ciclo solare di 11 anni (Vinós 2022; vedi Fig. 4.8f). Se reale, i cambiamenti nell’LIG risultanti da questa interferenza forniscono un meccanismo attraverso il quale il periodo e la forza dell’onda stadio sono determinati, cioè, i cambiamenti nell’LIG provocano cambiamenti nel MT che in ultima analisi modellano l’onda stadio.
Mentre l’LIG determina la distribuzione dell’energia in ingresso al sistema climatico al TOA, il 29% di tale energia viene restituito allo spazio tramite l’albedo atmosferica e superficiale. L’energia solare riflessa è massima durante il periodo di gennaio-marzo a causa dell’albedo delle nuvole nell’emisfero australe (SH), mentre l’OLR (Outgoing Longwave Radiation, radiazione infrarossa in uscita) è massima da giugno ad agosto a causa dell’emissione maggiore durante l’estate nell’emisfero boreale (NH) (Fig. 6.3). Il risultato di queste differenze è che il pianeta è più freddo durante l’inverno boreale, quando è più vicino al sole e riceve il 6,9% di energia in più (vedi Sez. 3.1 & Fig. 3.1).
Ci sono differenze molto importanti tra gli emisferi riguardo all’energia climatica e al suo trasporto. Come mostra la figura 6.3a, al di fuori dei tropici l’OLR segue essenzialmente la temperatura. Nei tropici, l’OLR e la temperatura mostrano una correlazione inversa, poiché temperature più elevate portano ad un aumento della copertura nuvolosa e a meno emissioni. Secondo la moderna teoria del cambiamento climatico, l’aumento dei gas serra (GHG) risulta in una stessa emissione di radiazione infrarossa (IR) nello spazio che avviene da un’altitudine più alta e fredda, richiedendo un riscaldamento della superficie per mantenere l’equilibrio energetico. La Terra deve emettere la stessa energia che riceve, non di più, a meno che non si stia raffreddando. In questo modello, l’OLR inter-annuale dal TOA non dovrebbe cambiare a meno che non ci sia un cambiamento nell’energia solare in entrata o nell’albedo. L’albedo è stato molto costante da quando abbiamo potuto misurarlo con sufficiente precisione, con una variabilità inter-annuale di 0,2 Wm-2 (0,2%; Stephens et al. 2015), e l’energia solare, definita costante solare, varia solo dello 0,1% (Lean 2017). Eppure, i cambiamenti inter-annuali dell’OLR sono dieci volte superiori ai cambiamenti del forzante radiativo dei gas serra. Peggio ancora, i cambiamenti inter-annuali dell’OLR non sono né globali, né seguono i cambiamenti di temperatura (Fig. 6.3b). Mentre l’OLR extratropicale dell’HS non mostra alcuna tendenza negli ultimi quattro decenni, e l’OLR tropicale mostra una tendenza piccola e insignificante, l’OLR extratropicale dell’NH mostra un forte aumento. Questo aumento è dovuto al maggior riscaldamento subito dall’NH? Secondo i dati non lo è, perché durante gli anni ’80 e ’90, quando si è verificato un riscaldamento accelerato, l’OLR non è aumentato in modo significativo, mentre tra il 1997 e il 2007, quando si verificava la Pausa, l’OLR extratropicale dell’NH ha subito la maggior parte dell’aumento degli ultimi quattro decenni (Fig. 6.3b, area grigia). Segue logicamente che l’anomalia negativa nell’OLR extratropicale dell’NH prima del 2000 ha contribuito al riscaldamento, mentre l’anomalia positiva successiva ha contribuito alla Pausa. Ovviamente, l’aumento dei GHG non può spiegare nulla di tutto ciò, ma i cambiamenti nel MT che si sono verificati nel cambiamento climatico del 1997-98 non hanno problemi a spiegare i cambiamenti coincidenti nell’OLR all’NH extratropicale (vedi Parte IV).
Fig. 6.3. Variazioni annuali e inter-annuali della radiazione infrarossa in uscita (OLR). a) Variazioni annuali dell’ISI (curva arancione tratteggiata senza scala); dati da Carlson et al. 2019. Variazioni annuali della temperatura (curve rosse, scala a sinistra); variazioni della temperatura globale (curva rossa continua spessa), NH (curva rossa continua sottile), e SH (curva rossa tratteggiata sottile); dati da Jones et al. 1999. Variazioni annuali dell’OLR (curve nere, scala a destra); variazioni globali dell’OLR (curva nera continua spessa), 30–90°N (curva nera continua sottile), 30–90°S (curva nera tratteggiata sottile), 30°S–30°N (curva nera puntinata sottile) OLR changes; dati dal KNMI explorer (http://climexp.knmi.nl/select.cgi?field=noaa_olr). Area grigia, periodo invernale NH. b) Variazioni del 1979–2021 nell’anomalia dell’OLR per le regioni 30–90°N (curva nera continua spessa), 30–90°S (curva nera tratteggiata spessa), e 30°S–30°N (curva nera puntinata spessa). Le linee sottili corrispondenti sono le loro tendenze ai minimi quadrati. L’area grigia corrisponde al periodo 1997–2006 che ha mostrato un accelerato cambiamento climatico nell’Artico (vedi Sez. 4.5). Dati dal KNMI explorer NOAA OLR.
Uno degli aspetti più enigmatici del clima è che, nonostante estensioni molto diverse di terra, oceano e neve/ghiaccio, entrambi gli emisferi hanno sostanzialmente lo stesso albedo. Questo fenomeno è noto come simmetria albedo emisferica (Datseris & Stevens 2021). I modelli non riescono a riprodurre un aspetto così cruciale del clima, perché nessuno sa come sia prodotto e mantenuto (Stephens et al. 2015). Datseris & Stevens (2021) hanno identificato le asimmetrie delle nuvole sopra le tracce delle tempeste extratropicali come il fattore compensativo delle asimmetrie dell’albedo superficiale. Le tracce delle tempeste sono autostrade di MT su bacini oceanici già favoriti dal MT. Le tempeste sono il prodotto dell’instabilità baroclinica lungo l’LTG e trasportano una grande quantità di energia sotto forma di calore latente. Sono anche responsabili di una parte significativa della nuvolosità globale, collegando il MT alla copertura nuvolosa. I cambiamenti nel MT devono necessariamente risultare in cambiamenti nella nuvolosità, alterando il clima. Se l’albedo della Terra è mantenuto simmetrico dai cambiamenti nella nuvolosità delle tracce delle tempeste, l’albedo è probabilmente un’altra proprietà climatica fondamentale legata alla forza del MT.
6.3 ENSO: Il centro di controllo dell’oceano tropicale
Il sistema climatico è composto da oceani, superficie terrestre, biosfera, criosfera e atmosfera (Fig. 6.1). Questi diversi componenti scambiano massa ed energia, ma per il sistema climatico nel suo insieme, l’energia viene guadagnata e persa alla TOA (top of the atmosphere). Le parti della TOA dove il rapporto tra guadagno/perdita di energia è positivo, principalmente sopra i tropici, costituiscono una fonte di energia per il sistema climatico, mentre il resto della TOA agisce come un pozzo di energia. Il più grande pozzo di energia è la TOA sopra il polo invernale. In media, l’energia entra nel sistema alla sorgente e viene passata da un componente climatico all’altro mentre viene trasportata verso il pozzo. Il flusso di energia attraverso il sistema climatico è caratterizzato da variabilità sia temporale che spaziale. Di conseguenza, la quantità di energia in transito attraverso qualsiasi elemento del sistema di trasporto cambia nel tempo, alterando l’entalpia (contenuto totale di “calore”) dell’elemento, spesso osservato come un cambiamento di temperatura. Deduciamo la regolazione del trasporto meridionale (MT) da certi centri di controllo che costituiscono passaggi energetici dentro e fuori dal sistema climatico. Questi centri di controllo del MT sono il vortice polare (PV), il sistema ENSO e lo strato di ozono. Le loro condizioni cambiano in risposta ai cambiamenti nei principali modulatori del MT, provocando cambiamenti nel trasporto energetico globale.
L’assorbimento dell’energia solare nei tropici è differenziato spettralmente. La parte dello spettro da 200-315 nm viene assorbita nello strato di ozono stratosferico, mentre la parte da 320-700 nm viene principalmente assorbita nello strato fotico degli oceani tropicali. L’energia assorbita dall’oceano viene trasportata verso i poli in tre modi diversi (Fig. 6.4). Una parte raggiunge la stratosfera attraverso la convezione e costituisce il ramo ascendente della circolazione di Brewer-Dobson, un’altra parte viene trasportata nella troposfera dalla circolazione di Hadley, e l’ultima parte viene trasportata dall’oceano. Lo stato dell’ENSO determina la distribuzione relativa dell’energia da trasportare. La Niña favorisce il trasporto oceanico, mentre l’ENSO Neutro aumenta il trasporto atmosferico. In certi momenti, la quantità di energia da trasportare supera la capacità e si scatena un El Niño.
L’El Niño indirizza una grande quantità di energia verso la stratosfera e la troposfera, estraendola dall’oceano e riscaldando la superficie del pianeta nel processo. Durante l’Optimum Climatico dell’Olocene (9-5.5 ka) il pianeta era più caldo, il MT era ridotto di conseguenza, e ne risultava una frequenza molto ridotta dei Los Niños (Moy et al. 2002). Durante il periodo Neoglaciale (dal 5.2 ka) la frequenza e l’intensità dei Los Niños è aumentata. In periodi di raffreddamento planetario, più energia deve essere trasportata verso i poli come parte del processo di raffreddamento, il che spiega l’aumento dei Los Niños dal 1000-1400 AD mentre il mondo scendeva nella Piccola Era Glaciale (LIA; Moy et al. 2002). Negli ultimi due secoli la frequenza dell’El Niño è stata bassa e tende ad abbassarsi perché il pianeta si sta riscaldando, e ciò si realizza con un MT ridotto. Al momento, le condizioni dell’El Niño sono prodotte dall’accumulo di acqua calda subsuperficiale (il principale predittore dell’El Niño, vedi Fig. 2.4c) o da una diminuzione della circolazione di Brewer Dobson in risposta a un PV più forte durante il primo inverno boreale dopo le eruzioni vulcaniche stratosferiche tropicali o NH (Kodera 1995; Stenchikov et al. 2002; Liu et al. 2018).
Fig. 6.4. Schema del trasporto meridiano invernale dell’emisfero nord. Il rapporto tra guadagno/perdita di energia alla TOA determina la massima fonte di energia nella fascia tropicale e il massimo pozzo di energia nell’Artico in inverno. L’energia solare in arrivo viene distribuita nella stratosfera e nella troposfera/superficie dove è soggetta a diverse modulazioni del trasporto. L’energia (frecce bianche) sale dalla superficie alla stratosfera al tubo tropicale (linea tratteggiata a sinistra) e viene trasportata verso il vortice polare (linea tratteggiata a destra) dalla circolazione di Brewer-Dobson. Il trasporto stratosferico è determinato dal riscaldamento UV allo strato di ozono tropicale, che stabilisce un gradiente di temperatura che influenza la forza del vento zonale attraverso l’equilibrio del vento termico, e dal QBO. Questo doppio controllo determina il comportamento delle onde planetarie (frecce nere) e determina se il vortice polare subisce un accoppiamento biennale con il QBO (BO). Nella miscela di oceano tropicale l’ENSO è il principale modulatore di distribuzione di energia. Mentre la cella di Hadley partecipa al trasporto dell’energia e risponde alla sua intensità espandendosi o contrarsi, la maggior parte del trasporto energetico nei tropici è realizzata dall’oceano. Cambiamenti nell’intensità del trasporto si risolvono nei principali modi di variabilità, l’AMO e la PDO. Al di fuori dei tropici, la maggior parte dell’energia viene trasferita alla troposfera, dove il trasporto sinottico da parte dei vortici lungo le tracce delle tempeste è responsabile della maggior parte del trasporto ad alte latitudini. La forza del vortice polare determina il regime climatico invernale ad alte latitudini. Un vortice debole promuove un regime invernale caldo nell’Artico/freddo nei continenti, dove entra più energia nell’Artico scambiata da masse d’aria fredda in movimento. I jet stream (PJS, polare; TJS, tropicale; PNJ, notte polare) costituiscono i confini e limitano il trasporto. Da Vinós 2022.
È chiaro che l’ENSO influenza fortemente il trasporto meridionale dell’energia. È quindi sorprendente che sia considerato una fluttuazione climatica (Timmermann et al. 2018). La sua posizione al punto di ingresso della maggior parte dell’energia nel sistema climatico lo rende un centro di controllo per il MT che è modulato dall’attività solare (vedi Fig. 2.4). È noto che l’ENSO risponde alle condizioni stratosferiche (ad esempio, eruzioni vulcaniche) e alle condizioni sottomarine (volume di acqua calda), collegando così il MT a diversi livelli. La paleoclimatologia mostra che risponde alla termodinamica planetaria, cioè è correlato al modo in cui il pianeta si riscalda e si raffredda. Come dicono Moy et al. (2002): “Osserviamo che gli eventi di Bond tendono a verificarsi durante periodi di bassa attività ENSO immediatamente dopo un periodo di alta attività ENSO, il che suggerisce che possa esistere un collegamento tra i due sistemi”. Gli eventi di Bond sono periodi freddi di durata secolare, come la LIA, che sono causati in parte da un forte aumento dell’attività ENSO (Niños frequenti, forti). Dopo che il pianeta smette di raffreddarsi, l’attività dell’ENSO diminuisce.
6.4 Ozono: Il centro di controllo della stratosfera tropicale
La parte del 200-315 nm dello spettro energetico solare viene assorbita nello strato di ozono stratosferico, dove ha un grande effetto sulla temperatura e sulla circolazione. Sebbene l’energia in quel range di lunghezze d’onda rappresenti solo poco più dell’1% del totale (Lean 2017), varia con l’attività solare dieci volte più del range >320 nm ed è responsabile dei cambiamenti radiativi e dinamici che avvengono nella stratosfera durante il ciclo solare. L’assorbimento dell’energia UV nella stratosfera è in media di 3,85 W/m2 (Eddy et al. 2003; un quarto di 15,4 W/m2). Questa non è una quantità piccola. Costituisce il 5% dell’energia solare assorbita dall’atmosfera (Wild et al. 2019). Il centro di controllo dell’ozono gestisce una parte significativa dell’energia ricevuta dal clima, nonostante sia solo la porzione di energia UV.
La stratosfera è circa 5 volte più grande della troposfera e contiene circa 5 volte meno massa. Con una densità superiore di un ordine di grandezza, l’effetto dell’energia solare assorbita sulla temperatura stratosferica è enorme. Senza ozono la stratosfera sarebbe più fredda di 50 K e la tropopausa non esisterebbe (Reck 1976). Lo strato di ozono è una peculiarità della Terra, frutto dell’ossigenazione dell’atmosfera, che probabilmente si è sviluppato durante l’Ediacarano o il Cambriano, circa 600-480 Ma.
L’assorbimento dell’energia solare da parte dell’ozono nella stratosfera consente la formazione di un gradiente di temperatura stratosferico LTG che dipende dall’energia UV, dalla quantità di ozono e dalla distribuzione dell’ozono. Il gradiente si forma attraverso il riscaldamento a corta onda dell’ozono e il trasferimento radiativo a lunga onda che coinvolge principalmente CO2 e ozono. Lungo questo gradiente la circolazione del vento zonale viene stabilita dall’equilibrio tra il gradiente di pressione e il fattore di Coriolis (equilibrio geostrofico). Di conseguenza, la circolazione stratosferica è opposta in entrambi gli emisferi, con la circolazione emisferica invernale caratterizzata da venti da ovest e dalla formazione di un vortice polare (vedi Fig. 3.7).
Le onde planetarie generate nella troposfera possono propagarsi verso l’alto solo quando i venti stratosferici sono occidentali e di una certa gamma di velocità (criterio Charney-Drazin). Queste condizioni sono presenti in inverno e, di conseguenza, la circolazione stratosferica invernale è più perturbata (Haynes 2005), con un MT maggiore. Le onde planetarie sono generate in modo più efficiente dall’orografia e dai contrasti tra terra e oceano, sono più frequenti nel winter boreale. Le onde planetarie depositano energia e slancio nella stratosfera quando si rompono, e occasionalmente sono deviate verso il basso verso la troposfera, influenzando la circolazione lì. Il loro effetto nella stratosfera è di guidare la circolazione meridionale, ridurre la circolazione occidentale e indebolire il vortice polare. Di conseguenza, l’MT stratosferico, noto come circolazione di Brewer Dobson, dipende dal flusso d’onda. In casi estremi, le onde planetarie riducono così tanto la circolazione occidentale invernale da rendere la circolazione zonale orientale, causando un riscaldamento stratosferico improvviso poiché l’aria è forzata verso il basso e si riscalda adiabaticamente, mentre il vortice si divide o si sposta lontano dal polo. Questo accade circa ogni altro anno nell’NH, ma raramente nell’SH, e ha grandi ripercussioni sul tempo atmosferico della troposfera. I cambiamenti che avvengono nella stratosfera invernale influenzano il tempo sulla superficie su una scala temporale più lunga a causa dell’accoppiamento verso il basso stratosfera-troposfera. Osservazioni inequivocabili della variabilità stratosferica che influenzano la superficie si manifestano nell’Oscillazione Artica (Modalità Annulare del Nord), nelle pressioni a livello del mare dell’Atlantico del Nord, negli eventi meteorologici estremi, nella frequenza degli ondate di freddo invernali, nella posizione del getto a media latitudine della troposfera e nelle variazioni a bassa frequenza nella circolazione termoalina dell’Atlantico (Baldwin et al. 2019). La variabilità stratosferica controlla in parte il flusso di calore troposferico nell’Artico (Baldwin et al. 2019), dimostrando che la risposta dell’ozono alla radiazione solare nella stratosfera agisce come un importante centro di controllo per l’MT.
La circolazione stratosferica e la variabilità sono il risultato dell’ozono e della sua risposta all’energia solare. Inoltre, la stessa stratosfera è il risultato dell’ozono. L’energia solare UV ha due ruoli separati nella stratosfera. Attraverso la fotolisi dell’ossigeno e dell’ozono regola la quantità di ozono, e attraverso il riscaldamento radiativo regola il LTG stratosferico che stabilisce la circolazione stratosferica e la sua risposta al flusso d’onda planetario. L’effetto del flusso d’onda sulla circolazione di Brewer Dobson (ovvero, l’MT stratosferico) è stato chiamato la “pompa extratropicale” (Haynes 2005). Di conseguenza, il centro di controllo dell’ozono partecipa alla modulazione dell’MT di energia ed è sensibile ai cambiamenti dell’attività solare attraverso la fotolisi e le velocità di riscaldamento radiativo a onde corte (Bednarz et al. 2019). Il corpo di prove sull’impatto della variabilità solare sul clima troposferico attraverso cambiamenti nello stato della stratosfera è cresciuto significativamente negli ultimi decenni (Haigh 2010).
6.5 Il centro di controllo del vortice polare
Insieme ai ghiacci marini, il PV costituisce un feedback negativo al raffreddamento planetario. Si forma a causa del forte raffreddamento nell’autunno polare a causa della bassissima insolazione e della formazione dei ghiacci marini. Il raffreddamento atmosferico aumenta la densità dell’aria e, man mano che l’aria fredda affonda, crea un centro di bassa pressione con circolazione ciclonica (antioraria nell’NH) attorno al polo. Man mano che i venti occidentali diventano più forti, isolano l’interno del vortice dove continua il raffreddamento radiativo. Il forte contrasto di temperatura invernale alimenta la circolazione del vento zonale che stabilizza il vortice fino al ritorno del sole. Senza un PV (e ghiaccio marino) il pianeta perderebbe molta più energia ogni inverno. È quindi ovvio che un PV forte favorisce il riscaldamento planetario, e un PV debole favorisce il raffreddamento planetario. Il PV è un prodotto della circolazione zonale invernale. Poiché, l’MT è guidato dalla circolazione meridionale che avviene a spese della circolazione zonale, il PV costituisce uno dei principali centri di controllo dell’MT. Regola l’accesso all’energia al più grande pozzo di energia del pianeta, il TOA polare invernale (vedi Fig. 3.2).
La scoperta della risposta del PV alla Quasi-Biennial Oscillation equatoriale (QBO; Holton & Tan 1980) dimostra che il PV non è solo il risultato delle condizioni atmosferiche ad alta latitudine. In seguito si è scoperto che le condizioni del PV rispondevano anche al ciclo solare (Labitzke 1987), anche se il sole non brilla sopra il polo in inverno. Dopo l’eruzione del Pinatubo è diventato chiaro che il PV era anche influenzato da eruzioni vulcaniche che raggiungevano la stratosfera (Stenchikov et al. 2002; Azoulay et al. 2021), provocando un riscaldamento invernale vulcanico a latitudini medio-alte invece del raffreddamento previsto a causa della riduzione dell’energia solare dagli aerosol stratosferici. È ora chiaro che il PV risponde ai cambiamenti nel LTG stratosferico e ai cambiamenti nella propagazione delle onde planetarie nella stratosfera. Le onde planetarie depositano energia e slancio vicino al vortice nella stratosfera invernale, che indebolisce il forte gradiente di vorticità potenziale del vortice. Le dinamiche del vortice fanno sì che le perturbazioni delle onde viaggino verso il basso, rendendo il vortice più suscettibile a successive onde di altitudine inferiore e propagando l’effetto alla troposfera (Scott & Dritschel 2005). Questo fornisce una spiegazione per l’accoppiamento verso il basso stratosfera-troposfera ad alte latitudini.
Quindi, la forza del PV è il risultato di gradienti equatoriali-polari in temperatura, velocità del vento zonale e vorticità potenziale che determinano l’effetto dell’onda planetaria sul flusso zonale (Monier & Weare 2011). La forza del PV dipende anche dall’attività ondulatoria ascendente (Lawrence et al. 2020). Come abbiamo visto (Sez. 4.7 & 5.4; Christiansen 2010), la forza del PV sperimenta oscillazioni interannuali e multidecennali che influenzano l’oscillazione artica e gli eventi meteorologici superficiali, come la frequenza delle irruzioni di aria fredda invernale severa (Huang et al. 2021).
I cambiamenti multidecennali nella forza del PV hanno confuso gli scienziati atmosferici per molto tempo (Wallace 2000). I periodi multidecennali in cui il vortice polare è più forte della media risultano in settori artici, atlantici e pacifici che si comportano come un vero Northern Annular Mode (NAM; Fig. 6.5a & c), con un rapporto di altalena tra le Basse Aleutine e Islandesi (Shi & Nakamura 2014), limitando il trasporto di calore e umidità nell’Artico. Al contrario, i periodi multidecennali in cui il vortice polare è più debole della media risultano in una situazione meglio descritta dall’Oscillazione dell’Atlantico del Nord (NAO; Fig. 6.5b), con una debole variabilità interannuale della Bassa Aleutina e un trasporto artico meno limitato. Le discussioni nella letteratura scientifica su quale tra i paradigmi NAO o NAM descriva meglio la principale modalità di variabilità atmosferica extra-tropicale NH (Wallace 2000), sembrano ignorare che la sua natura mutevole è legata a cambiamenti di regime climatico (vedi Parte IV) che caratterizzano il cambiamento climatico.
Fig. 6.5. La natura mutevole del Northern Annular Mode/Oscillazione dell’Atlantico del Nord. Le tre mappe sono la prima funzione ortogonale empirica delle anomalie della pressione al livello del mare invernale media sull’emisfero settentrionale extratropicale (polare di 20°N) per tre periodi di 25 anni, i cui anni centrali sono notati sopra le mappe. L’intervallo di colore è per 1,5 hPa (positivo in rosso), e le linee zero sono omesse. La polarità corrisponde alla fase positiva dell’Oscillazione Artica. Un vero northern annular mode richiede il coordinamento dei tre centri di azione, altrimenti può essere meglio descritto come un’Oscillazione dell’Atlantico del Nord. Dopo Shi e Nakamura 2014.
Il PV regola lo scambio di masse d’aria, umidità ed energia tra le latitudini medie e quelle polari. Risponde ai cambiamenti climatici troposferici e alle condizioni stratosferiche, ed è influenzato dalla propagazione e dalla riflessione/assorbimento delle onde planetarie. È modulato dall’attività solare, ENSO, QBO, e dalle eruzioni vulcaniche, costituendo un centro di controllo per MT.
6.6 Modelli multidecadali: Lo stato del trasporto meridiano
Quasi tutta l’energia e tutta l’umidità trasportate verso i poli avvengono nella troposfera e nell’oceano superiore. Poiché l’intensità di questo trasporto varia geograficamente nel tempo, dà origine a quello che è stato definito modi di variabilità del clima. Questi modi di variabilità hanno oscillato nel 20° secolo con un’oscillazione multidecadale di circa 65 anni che ha prodotto gli spostamenti osservati nei regimi climatici. Questa oscillazione, denominata qui “onda dello stadio” (Wyatt & Curry 2014), è stata rilevata nella temperatura superficiale del mare (SST) globale, ed è stata osservata nella pressione al livello del mare e nei venti dell’Atlantico settentrionale (Kushnir 1994), nella temperatura del Pacifico settentrionale e del Nord America (Minobe 1997), nella durata del giorno e nel momento angolare del nucleo (Hide et al. 2000), nelle popolazioni di pesci (Mantua et al. 1997; Klyashtorin 2001), nella temperatura e nell’estensione del ghiaccio marino artico (Polyakov et al. 2004), nella frequenza relativa degli eventi ENSO (Verdon & Franks 2006), e nel livello medio globale del mare (Jevrejeva et al. 2008).
L’onda dello stadio riflette la variabilità del sistema globale di trasporto meridiano (MT). L’oscillazione riguarda principalmente i due bacini oceanici che comunicano direttamente con entrambi i poli, in particolare dall’equatore (ENSO) alle alte latitudini dell’emisfero settentrionale, e influisce sulla rotazione della Terra attraverso cambiamenti nel momento angolare dell’atmosfera (Hide et al. 2000; Klyashtorin & Lyubushin 2007), mostrando la risposta accoppiata dell’oceano e dell’atmosfera. Le oscillazioni multidecali nelle SST (oscillazioni multidecali dell’Atlantico e oscillazioni decennali del Pacifico, AMO e PDO) sono semplicemente un riflesso del flusso energetico del MT attraverso questi elementi. Poiché la quantità di energia che entra nel sistema climatico su base annua è quasi costante, la fase calda nell’AMO o PDO riflette un rallentamento nel MT causando un “ingorgo” energetico. Più energia risiede in quel momento in quegli elementi, forse a causa di un flusso oceano-atmosfera ridotto causato da un modello di vento prevalentemente zonale nelle medie latitudini. Il modello spaziale dell’AMO, ottenuto per regressione delle anomalie della SST dell’Atlantico settentrionale dopo aver sottratto le anomalie della SST globale, rivela che l’AMO è la porzione atlantica di un sistema globale di MT che sposta il calore verso i poli. Il sistema globale include anche i bacini del Pacifico e dell’India (Fig. 6.6). Mostra che l’oscillazione della SST dell’emisfero settentrionale dell’AMO è in fase con altre oscillazioni globali della SST, riflettendo cambiamenti coordinati nel sistema globale di MT.
Fig. 6.6. Modello spaziale dell’oscillazione multidecadale dell’Atlantico. Modello di regressione senza unità (°C/°C) di anomalie mensili della SST (HadISST 1870-2008), dopo aver sottratto l’anomalia media globale dall’anomalia della SST dell’Atlantico settentrionale. Mostra i °C di cambiamento della SST per °C di indice AMO. Oltre a mostrare il modello AMO, indica che l’AMO è collegato al sistema globale di MT di superficie che estrae il calore dai tropici nei principali bacini oceanici. Dopo Deser et al. 2010.
Questo sistema globale di MT è il complesso risultato della circolazione accoppiata atmosfera-oceano determinata geograficamente in un pianeta rotante con il suo asse inclinato rispetto all’eclittica, che riceve la maggior parte della sua energia nei tropici. Poiché l’intensità del trasporto varia nel tempo e nello spazio, gli autori si concentrano tipicamente sulla descrizione della sua variabilità regionale e parlano di teleconnessioni e ponti atmosferici per cercare di spiegare ciò che sono, in sostanza, elementi di un singolo processo molto complesso (Fig. 6.7). L’importanza del MT per il clima del pianeta non può essere sopravvalutata e i cambiamenti multidecali nel MT sono un fattore importante e trascurato nel cambiamento climatico. È un’assunzione comune che la somma degli effetti della variabilità multidecadale nel tempo tenda a zero. Studi sul cambiamento dell’ampiezza dell’AMO negli ultimi sei secoli (Moore et al. 2017) mostrano che questa assunzione è mal concepita.
Durante il 20° secolo, l’oscillazione di 65 anni della onda stadio ha avuto due periodi di riscaldamento, per un totale di circa 65 anni in modalità calda. L’attività solare ha mostrato il Massimo Solare Moderno di circa 70 anni (1935-2005). Ciò significa che sia la forzatura naturale che la variabilità interna hanno trascorso la maggior parte del secolo contribuendo al riscaldamento osservato. L’insolita coincidenza di tali lunghi periodi di contributo naturale aiuta a spiegare perché l’inizio del 20° secolo si è riscaldato in assenza di emissioni significative di GHG e perché è stato osservato così tanto riscaldamento in quel secolo da far suonare gli allarmi. Il contributo naturale al riscaldamento osservato avviene a spese della riduzione del contributo antropogenico.
6.7 Il trasporto meridionale come principale motore del cambiamento climatico
La ricerca dell’effetto solare sul clima ci porta a una conclusione inaspettata su come il clima cambi. Perché le variazioni solari influenzino il cambiamento climatico, è necessario che il controllo principale sul clima sia il MT. I due giganteschi radiatori polari di raffreddamento della Terra vengono alimentati con energia attraverso il MT. Di conseguenza, il MT è responsabile della maggior parte dei cambiamenti climatici su tutte le scale temporali. I motori del cambiamento del MT variano a seconda dell’arco di tempo considerato.
- Su scala interannuale, il rumore è elevato, ma il cambiamento è governato da ENSO e da fenomeni a breve termine come le eruzioni vulcaniche attraverso il loro effetto sulla forza del PV e del MT.
- Su scala multidecadale, il cambiamento climatico è governato dall’onda stadio e da tutte le sue parti, causando cambiamenti di regime climatico nel MT.
- La scala secolare e millenaria è il regno del sole. Il sole regna nel cambiamento climatico attraverso i suoi cicli secolari nell’attività solare, agendo attraverso cambiamenti a lungo termine nel MT, particolarmente durante gli SGM, ma anche durante massimi prolungati come l’MSM.
- Nella scala multimillenaria regna Milankovitch. I cambiamenti indotti orbitalmente nel LIG causano cambiamenti nel MT. Quando l’obliquità diminuisce, aumenta l’insolazione nei tropici e la diminuisce ai poli. Questo accentua il LIG durante le estati, aumentando il MT, che trasporta l’umidità necessaria alle alte latitudini. L’umidità rimarrà bloccata lì, come ghiaccio e neve, fino a quando il processo non si invertirà. Questo è il modo in cui l’umidità necessaria raggiunge le alte latitudini durante le glaciazioni (Masson-Delmotte et al. 2005). In seguito, quando l’obliquità aumenta, il MT diventa più limitato, contribuendo al riscaldamento delle medie latitudini durante le deglaciazioni. La forte firma climatica dell’obliquità nei tropici è stata collegata al trasporto meridionale (Bosmans et al. 2015).
- Nella scala temporale più ampia, è la tettonica delle placche che governa il cambiamento climatico facilitando o limitando l’accesso al calore tropicale ai due radiatori polari. Il raffreddamento terrestre di durata multimilionaria si verifica quando la circolazione meridionale oceano-atmosfera è favorita e la circolazione zonale è limitata. Le limitazioni al vento zonale sono causate dalla posizione dei continenti, dai passaggi oceanici e dalle catene montuose, che aumentano il trasporto di calore verso i poli (meridionale). Il riscaldamento della Terra di durata multimilionaria si verifica quando accade il contrario.
È generalmente accettato che il MT mantenga i poli più caldi di quanto dovrebbero essere altrimenti. Senza MT i poli sarebbero in media 100 °C più freddi dell’equatore, invece di 40 °C (Lindzen 1994). Ma nella parte III (Sec. 3.2) abbiamo esaminato il “paradosso del basso gradiente” e abbiamo detto che una possibile soluzione sarebbe stata offerta in questa parte. Questo paradosso nasce dal clima dell’Eocene antico, del Cretaceo e del Paleogene antico, caratterizzato da un mondo caldo con un LTG ridotto e una bassa stagionalità (Huber & Caballero 2011). Tali climi equabili non possono essere spiegati dalla teoria climatica moderna senza ricorrere a livelli estremi di CO2 e temperature tropicali incredibilmente alte. Alla base del problema del clima equabile giace il paradosso del basso gradiente (Huber & Caballero 2011). Perché i poli fossero caldi tutto l’anno era necessaria più energia dai tropici, eppure, dal momento che i poli erano caldi tutto l’anno allora, il LTG era molto piatto, il che risultava in un minore trasporto di energia.
Il paradosso è solo apparente perché, come abbiamo visto nelle parti III a V, più energia è diretta verso i poli e più il pianeta si raffredda, quindi era effettivamente il basso gradiente che manteneva il pianeta e i poli caldi durante le ere di clima equabile. Il pianeta è stato nell’Era Glaciale del Cenozoico Tardo per gli ultimi 34 Ma perché sta perdendo calore al polo invernale da due giganteschi radiatori di raffreddamento. Nell’Eocene antico, la perdita di calore al polo invernale era limitata da un’intensa GHE di nubi, nebbia e vapore acqueo durante la notte polare. Le condizioni calde ai poli non erano il risultato di più calore trasportato dalla fascia tropicale. La transizione dal clima equabile dell’Eocene antico al clima glaciale del Pleistocene può essere spiegata dai cambiamenti nel MT e dalla quantità di energia diretta verso i poli.
Nell’Eocene antico (52 Ma) la geografia mondiale era molto favorevole alla circolazione zonale. Esisteva un ben sviluppato corridoio circumglobale formato dal Mare Tetide, il Gateway di Panama e il Passaggio indonesiano (Fig. 6.8a). I collegamenti con l’Artico avvenivano attraverso stretti corridoi di acque basse e attraverso i continenti, il che limitava fortemente il MT verso un Artico caldo sopra lo zero tutto l’anno. Il MT verso l’Antartide era incontrollato, ma era privo di ghiaccio e coperto da vegetazione, con un GHE più forte a causa dell’abbondante vapore acqueo e nuvole, a causa delle condizioni globali calde.
Il Gateway Artico (tra l’Oceano Atlantico settentrionale e l’Artico) ha iniziato ad aprirsi circa 55 Ma permettendo un aumento del MT verso il Polo Nord (Fig. 6.8c; Lyle et al. 2008). Questa apertura è stata proposta come causa del lungo raffreddamento dell’Eocene (Vahlenkamp et al. 2018). Mentre il pianeta si raffreddava, il LTG si approfondiva, guidando più energia verso entrambi i poli e agendo come un feedback positivo al raffreddamento globale. Il Gateway Tasman si è aperto tra 36 e 30 Ma. A 34 Ma, diverse oscillazioni di obliquità di bassa ampiezza hanno coinciso in una configurazione molto insolita (Fig. 6.8d, box) promuovendo estati fresche per 200 kyr. L’Antartide aveva già sviluppato diversi ghiacciai a quote più elevate. Un punto di svolta è stato raggiunto quando la bassa eccentricità ha promosso la crescita del ghiaccio in un momento in cui la bassa ampiezza dell’obliquità facilitava la sopravvivenza del ghiaccio estivo, innescando la glaciazione antartica in soli 80 kyr (Coxall et al. 2005). La glaciazione è stata completata 400 kyr dopo durante un altro periodo di bassa eccentricità (Fig. 6.8d, bande grigie).
L’Antartide ha avuto un vasto ghiacciaio per la maggior parte dell’Oligocene, ma dopo l’Intervallo Glaciale dell’Oligocene medio c. 26 Ma, e fino alla fine dell’Optimum Climatico del Miocene medio a c. 14 Ma (un intervallo di 12 Myr) il pianeta è entrato in un periodo caldo che apparentemente nessuno riesce a spiegare. Al momento i livelli di CO2 sono crollati, secondo i proxy (Beerling e Royer 2011), da 450 a 200 ppm (Fig. 6.8c, triangolo blu), e sono rimasti molto bassi per l’intero periodo tranne durante il tempo dei flussi di Basalto della Flood River Columbia (picco CO2: 16–15 Ma). Quindi, durante il periodo caldo dal Tardo Oligocene al Medio Miocene, i cambiamenti di CO2 non spiegano i cambiamenti di temperatura. Ricerche recenti suggeriscono che la maggior parte di questo periodo è stata caratterizzata da un LTG fortemente ridotto (Guitián et al. 2019), indicativo di un MT ridotto.
Il passaggio di Drake si è aperto all’inizio di quel periodo caldo, tra 30 e 20 Ma (Lyle et al. 2008), permettendo lo sviluppo della Corrente Circolare Antartica e del Modo Annulare Meridionale. L’isolamento climatico dell’Antartide deve aver ostacolato il MT del calore dai tropici causando un raffreddamento regionale, eppure a livello globale il pianeta si stava riscaldando a causa del MT ridotto, e sebbene la calotta di ghiaccio dell’Antartide continuasse ad esistere, entrò in un lungo periodo in cui si espandeva e si ritirava seguendo i cambiamenti orbitali (Liebrand et al. 2017). Quindi, mentre il pianeta si riscaldava, l’Antartide isolata sviluppava uno stato più caldo e variabile rispetto all’Oligocene medio. I cambiamenti del MT possono spiegare il riscaldamento multimilionario dal Tardo Oligocene al Medio Miocene all’interno del lungo raffreddamento cenozoico.
Fig. 6.8. Il trasporto meridiano come principale determinante per l’evoluzione del clima. a) Catene montuose e passaggi oceanici che influenzano il trasporto meridiano nel Cenozoico. Le caselle nere indicano caratteristiche geologiche attive e ben sviluppate che influenzano il trasporto meridiano. Le caselle rosse indicano le caratteristiche in fase di sviluppo. L’Artic Gateway ha iniziato ad aprirsi circa 55 Ma. Il Tasman Gateway si è aperto tra 36 e 30 Ma, mentre il Drake Passage si è aperto o a 30 Ma o intorno a 20 Ma. Le frecce verticali indicano che il trasporto meridiano (raffreddamento globale) è favorito, e le frecce orizzontali che il trasporto zonale (riscaldamento globale) è favorito. b) Il mondo nel Pleistocene ha sviluppato significative caratteristiche geologiche che favoriscono il trasporto meridiano. L’Himalaya ha raggiunto l’altitudine moderna circa 15 Ma. Il Passaggio Indonesiano è ancora aperto, ma significative restrizioni si sono sviluppate circa 11 Ma. Lo Stretto di Bering ha iniziato la sua esistenza circa 5,3 Ma, mentre il Panama Gateway si è completamente chiuso intorno a 3 Ma. Dopo Lyle et al. 2008. Le caselle rosse indicano cambiamenti geologici che influenzano il trasporto meridiano. c) Curva nera, dati globali di δ18O dell’oceano profondo come proxy di temperatura e ghiaccio continentale. La barra piena superiore rappresenta un volume di ghiaccio >50% del presente, e la barra tratteggiata ≤50%. Dopo Zachos et al. 2001. Curva rossa, dati medi di CO2 dopo Beerling & Royer 2011. Triangolo blu, 14 Myr di riscaldamento e livelli di CO2 in diminuzione. d) Cambiamenti ad alta risoluzione del δ18O nel calcite dei foraminiferi bentonici mostrano che la glaciazione dell’Antartide ha avuto luogo più velocemente di quanto precedentemente pensato in due fasi. Il riquadro segna un periodo di oscillazioni a bassa ampiezza dell’obliquità. Barre grigie, periodi di bassa eccentricità durante la glaciazione dell’Antartide. Dopo Coxall et al. 2005.
I cambiamenti allo stato di MT globale possono facilmente spiegare i cambiamenti climatici che sono avvenuti dall’Eocene Antico al tardo Pliocene, che i cambiamenti del CO2 non possono. L’isolamento dell’Antartide con l’apertura dei passaggi di Tasman e Drake è stato negativo per l’Antartide ma positivo per il pianeta, in quanto ha limitato la perdita di energia al Polo Sud creando una forte circolazione zonale attorno all’Antartide. Di conseguenza, il pianeta si è riscaldato. Anche oggi si perde meno energia nella regione del Polo Sud, nonostante temperature molto più fredde e un più ripido LTG, rispetto all’Artico (Peixoto & Oort 1992). Dal Miocene Antico si è verificata una serie di eventi che hanno spinto il pianeta verso il suo attuale severo clima della casa di ghiaccio. L’Artic Gateway ha continuato ad aprirsi e intorno a 17,5 Ma lo Stretto di Fram si è profondamente abbastanza da permettere la circolazione delle acque profonde (Jakobsson et al. 2007). L’Himalaya ha raggiunto l’altitudine moderna circa 15 Ma, il Passaggio Indonesiano ha subito significative restrizioni 11 Ma, lo Stretto di Bering è apparso circa 5,3 Ma, e il Panama Gateway si è chiuso intorno a 3 Ma (Lyle et al. 2008). Il risultato è stata una trasformazione da un pianeta caratterizzato da circolazione zonale (Fig. 6.8a) in uno caratterizzato da circolazione meridiana (Fig. 6.8b), dove si perde più energia dai poli.
6.8 Epilogo
Il clima è uno dei fenomeni più complessi diventato oggetto di dibattito scientifico popolare. Feynman (1981) una volta disse della scienza: “non sappiamo cosa sia vero, stiamo cercando di scoprirlo, tutto è possibilmente sbagliato”. Questo è particolarmente vero per la scienza del clima, un fenomeno a molto lungo termine, e dove una grande quantità di dati critici è disponibile solo per pochi decenni. L’immaturità dei dati sul clima è dimostrata dai cambiamenti periodici ai set di dati sulla temperatura, che invariabilmente aumentano il riscaldamento registrato nel tempo, nonostante siano basati sugli stessi dati originali.
Come esempio, la Fig. 6.9 mostra tre diverse versioni dei set di dati sulla temperatura superficiale globale del Met Office Hadley Centre negli ultimi 10 anni (HadCRUT 3, 4 & 5) per il periodo 1997-2014 (media su 13 mesi). Mentre HadCRUT 3 non mostrava alcun trend crescente, ogni iterazione mostrava un trend maggiore, e i cambiamenti hanno portato a quasi 0,2 °C di riscaldamento aggiuntivo in soli 17 anni. Questo aggiunge un nuovo significato al riscaldamento antropogenico. Alla fine di quel periodo, i vecchi set di dati sono fuori dai limiti di confidenza dei più recenti e, quindi, non si può avere fiducia in quei limiti. Non sappiamo di quanto il pianeta si sia riscaldato anche in un periodo moderno così breve, figuriamoci nel secolo scorso. Gli studi scientifici fatti con quei dati scadono nel momento in cui i vecchi dati vengono periodicamente soppiantati e deprezzati. Questa è una situazione senza precedenti nella scienza, un’impresa sistematica che si basa su dati solidi, non fluidi. L’affidamento della scienza del clima sui modelli informatici produce un effetto simile, poiché anche essi scadono e si svalutano ogni volta che viene rilasciato un nuovo modello “migliorato”. Una volta che escono i nuovi modelli, le vecchie previsioni e alcuni dei “risultati” che sostenevano diventano invalidi.
Fig. 6.9. Evoluzione del dataset a partire dagli stessi dati di temperatura. Media centrata su 13 mesi dell’anomalia della temperatura media globale di superficie mensile da tre set di dati per il periodo luglio 1996–maggio 2014. Dati HadCRUT 3 (curva continua spessa) e trend dei minimi quadrati (linea continua sottile); dati HadCRUT 4.6 (curva tratteggiata spessa) e trend dei minimi quadrati (linea tratteggiata sottile); dati HadCRUT 5.0 (curva punteggiata spessa) e trend dei minimi quadrati (linea punteggiata sottile). Dati dal Met Office Hadley Centre.
Non c’è dubbio che la situazione mantenga impiegati gli scienziati del clima, dato che gli studi devono essere rifatti più e più volte con nuovi dati e modelli informatici. I modelli costantemente in evoluzione e i trend di temperatura sempre in aumento non fanno nulla per migliorare la reputazione degli studi sul clima tra le scienze più serie, dove ripetere esperimenti del passato produce lo stesso risultato.
La scienza del clima moderna si è permessa di essere contaminata dall’attivismo senza protestare. Gli scienziati del clima attivisti stanno rendendo un pessimo servizio alla scienza, abbandonando l’obiettivo di Popper di conoscenza oggettiva e permettendo a se stessi di coinvolgersi emotivamente con il loro soggetto e sposarsi con un risultato scelto. La storia della scienza non è gentile con gli scienziati che si permettono di diventare servi fuorviati di obiettivi sociali o politici. Lisenkoismo e eugenetica vengono in mente come esempi oscuri. Come disse Joel Hildebrand (1957) del metodo scientifico, “non ci sono regole, solo i principi di integrità e obiettività, con un completo rifiuto di ogni autorità eccetto quella del fatto”. La domanda è: La ricerca in scienza del clima soddisfa gli standard di obiettività scientifica? Questo è sempre più importante nell’inquadrare i dibattiti pubblici sulla scienza e la politica scientifica (Tsou et al. 2015).
Nel corso di questa serie, abbiamo presentato alcune delle prove che l’attività solare ha un effetto sproporzionato sul cambiamento climatico, insieme a una spiegazione proposta per l’effetto osservato. La letteratura scientifica è piena di ulteriori prove di un effetto solare sul clima. Negare quelle prove può solo ritardare il progresso nella scienza del clima. La ricerca di un effetto solare-clima ha avuto l’inaspettato risultato di mostrare che la teoria moderna del clima manca di un componente cruciale. I cambiamenti nel trasporto di energia verso i poli fanno cambiare al pianeta il suo stato climatico. Sembra essere il principale motore del cambiamento climatico.
Contrariamente a quanto si crede generalmente, quando meno energia viene trasportata verso i poli, il pianeta si riscalda. Il pianeta si è riscaldato dopo il 1850 a causa di una riduzione nel MT, seguita dall’aumento dei GHG dalla metà del 20° secolo. Sebbene il riscaldamento globale dovrebbe probabilmente continuare per la maggior parte del 21° secolo, il tasso è improbabile che aumenti, e potrebbe anche diminuire, smentendo quasi tutte le proiezioni climatiche. Il recente riscaldamento appare multicausale, causato da cambiamenti nell’attività solare e nel MT, oltre ai GHG. È quindi molto improbabile che la decarbonizzazione dell’economia avrà un effetto significativo sul clima, sebbene potrebbe avere un grande effetto sul trasferimento di ricchezza da alcuni agenti nell’economia globale ad altri, anche se il suo effetto totale sulla creazione di ricchezza è negativo.