Evoluzione Climatica Estiva nel Mediterraneo: Impatti di Teleconnessioni e Fattori Locali nel XXI Secolo

Autori: Monika J. Barcikowska¹, Sarah B. Kapnick², Lakshmi Krishnamurty³, Simone Russo⁴, Annalisa Cherchi⁵, Chris K. Folland⁶⁷⁸
¹Environmental Defense Fund, New York City, USA
²Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, NOAA, Princeton, NJ, USA
³Princeton University, GFDL Princeton University Forrestal Campus, Princeton, NJ, USA
⁴Institute for Environmental Protection and Research (ISPRA), Roma, Italia
⁵Fondazione Centro Euro-Mediterraneo sui Cambiamenti Climatici e Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Bologna, Italia
⁶School of Environmental Sciences, University of East Anglia, Norwich, UK
⁷Department of Earth Sciences, University of Gothenburg, Gothenburg, Svezia
⁸International Centre for Applied Climate Sciences, University of Southern Queensland, Australia

Traduzione rielaborata e ampliata:

Il presente studio esamina in dettaglio le proiezioni climatiche future per la regione mediterranea durante la stagione estiva, avvalendosi del modello accoppiato ad alta risoluzione CM2.5, sviluppato con l’integrazione di un avanzato modello di superficie terrestre (LM3). Le simulazioni climatiche condotte evidenziano un marcato trend di riscaldamento e una significativa riduzione delle precipitazioni su gran parte del bacino mediterraneo, delineando un quadro di progressiva aridità. Tuttavia, l’entità di tali cambiamenti risulta sensibilmente inferiore rispetto alle proiezioni medie dell’ensemble multimodello CMIP5, suggerendo una potenziale divergenza nei meccanismi climatici rappresentati dai diversi modelli.

In particolare, le proiezioni per le regioni del sud-est e dell’Europa centrale indicano un riscaldamento estivo notevolmente più contenuto rispetto alle stime CMIP5, accompagnato da una tendenza verso condizioni idrologiche più favorevoli, con un incremento locale delle precipitazioni. Questo comportamento anomalo rispetto alle proiezioni globali sottolinea il ruolo critico delle interazioni tra la superficie terrestre e l’atmosfera, che potrebbero modulare localmente gli impatti del cambiamento climatico antropogenico. Tali interazioni, mediate da processi come l’evapotraspirazione e la riflettività superficiale (albedo), possono influenzare la circolazione atmosferica regionale, contribuendo a mitigare gli estremi di temperatura e siccità in alcune aree.

Un elemento chiave emerso dall’analisi è l’importanza di una rappresentazione accurata delle variazioni dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO) durante la stagione estiva. La NAO, come teleconnessione atmosferica di primaria rilevanza, esercita un’influenza significativa sulla distribuzione delle temperature e delle precipitazioni nel Mediterraneo occidentale e centrale. Le proiezioni suggeriscono che un’eventuale intensificazione della fase positiva della NAO estiva potrebbe parzialmente contrastare il riscaldamento e l’essiccazione indotti dalle forzanti antropogeniche, mantenendo condizioni climatiche relativamente più miti e umide in queste regioni. Tuttavia, l’efficacia di questa modulazione sembra destinata a ridursi progressivamente nel corso del XXI secolo, a causa del crescente dominio delle forzanti radiative legate all’aumento delle concentrazioni di gas serra.

Parallelamente, le regioni più aride del Mediterraneo orientale e meridionale emergono come aree di particolare vulnerabilità climatica. In queste zone, le simulazioni indicano un massimo locale di riscaldamento e una drastica riduzione delle precipitazioni, che accentuano il rischio di desertificazione. Un fattore determinante in tali regioni è l’intensificazione del minimo termico (heat low), un sistema di bassa pressione di origine termica che si sviluppa in risposta al forte riscaldamento della superficie terrestre. Questo fenomeno rafforza la subsidenza atmosferica, inibendo la formazione di precipitazioni e amplificando le condizioni di aridità. L’analisi evidenzia come il riscaldamento della superficie terrestre stia progressivamente assumendo un ruolo dominante nel plasmare la circolazione atmosferica locale, riducendo l’influenza delle dinamiche atmosferiche su larga scala, come le teleconnessioni, nel mantenimento dell’equilibrio climatico regionale.

In sintesi, i risultati dello studio sottolineano la complessità delle interazioni tra fattori locali e teleconnessioni nel determinare l’evoluzione del clima estivo mediterraneo. Mentre le regioni occidentali e centrali potrebbero beneficiare, almeno temporaneamente, di meccanismi di mitigazione legati alla NAO e alle interazioni terra-atmosfera, le aree orientali e meridionali appaiono destinate a un’accelerazione dei processi di aridificazione e desertificazione. Questi risultati sollecitano un approfondimento delle dinamiche climatiche regionali e un miglioramento della rappresentazione dei processi di superficie nei modelli climatici, al fine di affinare le proiezioni e supportare strategie di adattamento mirate per una delle regioni più sensibili al cambiamento climatico globale.

1 Introduzione: Dinamiche Climatiche del Mediterraneo e Vulnerabilità al Cambiamento Climatico

Il clima della regione mediterranea si distingue per una marcata stagionalità, con inverni miti e umidi contrapposti a estati calde e aride. Questa peculiarità è il risultato di una combinazione unica di fattori geomorfologici e dinamici. La complessa orografia del bacino mediterraneo, caratterizzata da golfi, penisole, isole e catene montuose, insieme all’interazione tra pattern di circolazione atmosferica delle medie latitudini e delle regioni tropicali, genera un clima regionale estremamente eterogeneo e articolato.

Un ruolo chiave nel modulare l’idroclima mediterraneo è svolto dalla teleconnessione con l’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO), un pattern atmosferico ben documentato (Hurrell, 1995; Krichak et al., 2002; Barcikowska et al., 2018). Durante l’estate, la NAO si manifesta nella sua variante stagionale, nota come Summer NAO (SNAO; Folland et al., 2009; Linderholm et al., 2009; Blade et al., 2012a). Nella sua fase positiva, la SNAO è associata a un gradiente di pressione al livello del mare più pronunciato sull’Atlantico settentrionale, che intensifica il lobo meridionale del pattern, portando condizioni più secche nell’Europa nord-occidentale e, al contempo, favorendo un incremento delle precipitazioni nel Mediterraneo centrale. La SNAO è stata correlata all’Oscillazione Meridionale Atlantica (Knight et al., 2006; Folland et al., 2009; Linderholm e Folland, 2017), le cui origini risiedono sia in variazioni interne della dinamica oceanica (Knight et al., 2005, 2006; Delworth e Mann, 2000; Enfield et al., 2001) sia in forzanti antropogeniche (Rotstayn e Lohman, 2002; Mann e Emanuel, 2006). Tuttavia, la comunità scientifica non ha ancora raggiunto un consenso unanime sulla definizione spaziale, le cause e gli impatti della SNAO, a causa della sua elevata variabilità interannuale e multidecadale. Le analisi osservative mostrano risultati divergenti in funzione dei dataset utilizzati, del periodo di riferimento, dell’intervallo temporale estivo considerato e delle metodologie analitiche applicate (Allan e Folland, 2018; Barnston e Livezey, 1987; Hurrell e van Loon, 1997; Hurrell e Folland, 2002; Hurrell et al., 2003; Hurrell e Deser, 2009; Cassou et al., 2005; Folland et al., 2009; Blade et al., 2012a).

Durante la stagione estiva, lo spostamento verso nord della cella di Hadley stabilisce un collegamento tra il Mediterraneo orientale, caratterizzato da condizioni calde e aride, e i sistemi monsonici asiatici e africani, suggerendo anche una possibile interazione tra questi ultimi (Rodwell e Hoskins, 1996; Ziv et al., 2004; Fontaine et al., 2011; Raicich et al., 2003; Rowell, 2003). L’equilibrio termico della porzione centro-orientale del Mediterraneo è regolato da due principali fattori dinamici che si compensano reciprocamente: da un lato, l’avvezione di aria fresca trasportata dai venti settentrionali di basso livello, noti come Etesiani (HMSO, 1962; Metaxas, 1977; Maheras, 1980; Prezerakos, 1984; Reddaway e Bigg, 1996; Zecchetto e de Biasio, 2007; Chronis et al., 2011); dall’altro, il riscaldamento adiabatico indotto dai venti di subsidenza a medio e alto livello troposferico (Raicich et al., 2003; Mariotti et al., 2002; Tyrlis et al., 2013). Ziv et al. (2004) hanno evidenziato una significativa correlazione tra questi due processi, suggerendo che il monsone estivo asiatico influenzi la dinamica atmosferica mediterranea a diversi livelli troposferici. Questo legame è stato ulteriormente esplorato attraverso il meccanismo monsone-deserto, che descrive la risposta dei pattern di onde di Rossby al riscaldamento diabatico associato alla convezione monsonica (Rodwell e Hoskins, 1996; Tyrlis et al., 2013; Rizou et al., 2015; Cherchi et al., 2014, 2016). Inoltre, Rodwell e Hoskins (2001) hanno proposto che le variazioni nell’intensità dei venti Etesiani siano direttamente collegate ai cambiamenti nella subsidenza sul Mediterraneo orientale, regolati dall’equazione di Sverdrup, che governa il flusso settentrionale di basso livello.

La posizione geografica e il contesto socioeconomico della regione mediterranea rendono le sue popolazioni particolarmente vulnerabili agli impatti del cambiamento climatico. Le aree meridionali, dove l’agricoltura rappresenta un pilastro economico, sono estremamente sensibili a periodi prolungati di carenza idrica, che possono sfociare in siccità e incendi. Giorgi (2006) ha identificato il Mediterraneo come un “hotspot” climatico, ossia una regione particolarmente reattiva alle alterazioni climatiche previste. Le proiezioni dei modelli CMIP3 (Giorgi e Lionello, 2008; Hanf et al., 2012) e CMIP5 (Diffenbaugh e Giorgi, 2012; Alessandri et al., 2014; Mariotti et al., 2015; Feng et al., 2014) confermano questa vulnerabilità, prevedendo un forte riscaldamento estivo e una significativa riduzione delle precipitazioni, con conseguenti incrementi dell’aridità che minacciano la sicurezza idrica e alimentare.

Tuttavia, alcuni studi hanno evidenziato che le proiezioni di riscaldamento estivo dei modelli CMIP3 e CMIP5 potrebbero essere sovrastimate a causa di un bias positivo nella temperatura della superficie terrestre, attribuito a limitazioni nella rappresentazione dei feedback tra atmosfera e superficie terrestre (Christensen e Boberg, 2012; Mueller e Seneviratne, 2012). I feedback tra umidità del suolo e temperatura si sono rivelati un fattore cruciale nel determinare la variabilità termica estiva nel Mediterraneo e nell’Europa centrale in un contesto di cambiamento climatico (Seneviratne et al., 2006), contribuendo all’amplificazione degli estremi di calore, sia osservati che previsti (Diffenbaugh et al., 2007; Hirschi et al., 2011). Berg et al. (2016) hanno dimostrato che la riduzione dell’umidità del suolo prevista limita l’incremento dei flussi di calore latente sulla terraferma, favorendo un aumento dei flussi di calore sensibile, con conseguenti innalzamenti delle temperature superficiali e un’accentuazione dell’aridità. I modelli accoppiati globali, come quelli utilizzati negli esperimenti CMIP e nel presente studio, non includono simulazioni di irrigazione dinamica, e le variazioni nella gestione delle risorse idriche possono influenzare la disponibilità di acqua superficiale. Studi di modellistica offline hanno mostrato che tali interventi possono indurre effetti di raffreddamento regionale (Sacks et al., 2009). Di conseguenza, una simulazione accurata dei cambiamenti climatici futuri nel Mediterraneo richiede una comprensione approfondita dell’idrologia terrestre, dell’uso del suolo e dei relativi feedback tra superficie e atmosfera, che rappresentano componenti critiche per migliorare la fedeltà delle proiezioni climatiche regionali.Cherchi et al. (2016) hanno rilevato che l’intenso riscaldamento futuro previsto per il Mediterraneo orientale dai modelli CMIP5 non può essere pienamente attribuito alla sola influenza della teleconnessione con il monsone dell’Asia meridionale, mediata attraverso il meccanismo monsone-deserto. Al contrario, Blade et al. (2012a, b) hanno ipotizzato che il riscaldamento e l’aridificazione regionale proiettati dai modelli CMIP3 siano in parte dovuti a una rappresentazione inadeguata della teleconnessione estiva dell’Oscillazione del Nord Atlantico (SNAO). Kelley et al. (2012) hanno osservato che i modelli CMIP5 presentano solo un miglioramento marginale nella simulazione dell’idroclima regionale rispetto ai modelli CMIP3. Le simulazioni storiche di CMIP5 continuano a mostrare discrepanze rispetto alle osservazioni, come un marcato aumento delle precipitazioni nelle regioni nord-occidentali dell’Europa e un’essiccazione nelle aree sud-occidentali del Mediterraneo (Kelley et al., 2012). Tuttavia, alcuni modelli precedenti a bassa risoluzione indicavano un’essiccazione significativa in molte, ma non tutte, le regioni dell’Europa nord-occidentale (ad esempio, Rowell e Jones, 2006). Queste incongruenze tra dati osservati e simulazioni riducono l’affidabilità delle proiezioni climatiche attuali per il Mediterraneo, evidenziando la necessità di ulteriori indagini che sfruttino modelli ad alta risoluzione e una comprensione più approfondita dei feedback tra superficie terrestre e atmosfera, oltre che delle teleconnessioni regionali.

Il presente studio analizza il clima estivo futuro della regione mediterranea, utilizzando proiezioni generate dal modello GFDL CM2.5 (Delworth et al., 2012). Questo modello si distingue per una risoluzione spaziale elevata (circa 50 km) e per l’integrazione di un modello terrestre avanzato (LM3), che incorpora una rappresentazione migliorata dell’idrologia e dei relativi feedback tra superficie terrestre e atmosfera (Milly et al., 2014). Tali caratteristiche consentono una simulazione più accurata dell’idroclima e delle temperature in numerose regioni continentali, inclusa l’Europa (Delworth et al., 2012). L’obiettivo dell’analisi è interpretare i cambiamenti climatici futuri attraverso due principali prospettive: l’influenza della teleconnessione SNAO e l’impatto del riscaldamento locale della superficie terrestre, insieme alle interazioni terra-atmosfera associate.

La Sezione 2 descrive in dettaglio il modello, gli esperimenti condotti, i dataset utilizzati per il confronto e la metodologia adottata. La Sezione 3 si concentra sulla climatologia media estiva della regione mediterranea e sulle sue teleconnessioni, valutando le prestazioni del modello nella simulazione delle precipitazioni regionali e delle caratteristiche della circolazione atmosferica su larga scala che definiscono il regime climatico estivo del Mediterraneo. Inoltre, viene esaminata la capacità del modello di riprodurre la SNAO e il suo impatto sul clima mediterraneo. Un’attenzione particolare è riservata alla rappresentazione delle dinamiche chiave del clima del Mediterraneo orientale, in particolare il legame tra la subsidenza atmosferica a medio e alto livello e il flusso settentrionale di basso livello, associato ai venti Etesiani, nonché la sua connessione con il monsone indiano. La Sezione 4 esplora i cambiamenti climatici futuri derivati dalle proiezioni del modello, analizzando le variazioni regionali attraverso due lenti complementari: (a) l’evoluzione della circolazione su larga scala nell’area euro-atlantica e il ruolo della teleconnessione SNAO; (b) l’effetto del riscaldamento locale della superficie terrestre e il suo impatto sul regime climatico del Mediterraneo orientale. Infine, la Sezione 5 sintetizza e discute i principali risultati, offrendo un’interpretazione integrata delle dinamiche climatiche future nella regione mediterranea.

2 Dati e Metodi

2.1 Modello accoppiato ed esperimenti

Lo studio si avvale del modello accoppiato Geophysical Fluid Dynamics Laboratory (GFDL) CM2.5, progettato per simulare con elevata precisione le dinamiche climatiche globali e regionali. Questo modello si caratterizza per una risoluzione orizzontale atmosferica e terrestre di circa 50 km, accompagnata da una struttura verticale composta da 32 livelli. Per quanto riguarda la componente oceanica, la risoluzione orizzontale varia in funzione della latitudine, passando da 28 km nelle regioni tropicali a una griglia più fine di 8–11 km alle alte latitudini. Un elemento distintivo del CM2.5 è l’integrazione del modello terrestre LM3, che rappresenta in modo avanzato i bilanci idrici, energetici e di carbonio della superficie terrestre. In particolare, l’LM3 include una rappresentazione migliorata dei processi idrologici, come l’umidità del suolo, e dei feedback tra superficie terrestre e atmosfera, con un’enfasi specifica sulle interazioni tra umidità del suolo e precipitazioni (Milly et al., 2014; Berg et al., 2016). Una descrizione dettagliata delle caratteristiche tecniche e delle innovazioni del modello CM2.5 è disponibile in Delworth et al. (2012).

Per valutare la robustezza della rappresentazione della climatologia delle precipitazioni estive nel CM2.5, i risultati sono stati confrontati con una simulazione di controllo di lunga durata (4000 anni) condotta con il modello GFDL CM2.1, predecessore del CM2.5. Il CM2.1 opera con una risoluzione atmosferica più grossolana, pari a 2° di latitudine × 2,5° di longitudine, e una risoluzione oceanica variabile di circa 1° di latitudine × 1° di longitudine, con una maggiore definizione meridionale nelle regioni tropicali. La componente atmosferica del CM2.1 è strutturata su 24 livelli verticali (Delworth et al., 2006), mentre le componenti oceaniche di entrambi i modelli, CM2.1 e CM2.5, condividono una risoluzione verticale di 50 livelli, garantendo una rappresentazione dettagliata delle dinamiche oceaniche.

Le proiezioni future generate dal CM2.5 sono state confrontate con quelle del modello CSIRO-Mk3-6-0, che utilizza una risoluzione atmosferica orizzontale di 1,9° × 1,9° e una componente oceanica derivata dal modello GFDL. La scelta di questo modello di confronto è motivata dalla coerenza con il protocollo di forzatura adottato, ovvero lo scenario IPCC RCP8.5 (Meinshausen et al., 2011; Riahi et al., 2011), utilizzato anche per le simulazioni del CM2.5, a differenza del CM2.1, che segue un protocollo differente.

Gli esperimenti condotti con il CM2.5, riassunti nella Tabella 1, comprendono tre categorie principali: simulazioni di controllo (denominate CTRL), insiemi di cinque membri di simulazioni storiche (HIST) e proiezioni future (PROJ). La simulazione CTRL consiste in un’integrazione di 1000 anni, durante la quale le concentrazioni di gas serra e aerosol sono mantenute costanti ai livelli preindustriali del 1860, fornendo una baseline per valutare le variazioni climatiche. Gli insiemi HIST e PROJ seguono i protocolli definiti dal Coupled Model Intercomparison Project Phase 5 (CMIP5; http://cmip-pcmdi.llnl.gov/cmip5/forcing.html, ultimo accesso: marzo 2019). Per il periodo storico (1861–2005), le forzanti radiative sono basate su stime osservative delle concentrazioni di gas serra ben miscelati, ozono, aerosol, attività vulcanica, variazioni dell’irradianza solare e cambiamenti nell’uso del suolo. Per il periodo futuro (2006–2100), le forzanti radiative riflettono le proiezioni dello scenario IPCC RCP8.5, che rappresenta uno scenario di elevate emissioni caratterizzato da una rapida crescita demografica, un progresso tecnologico limitato, un miglioramento lento dell’efficienza energetica e l’assenza di politiche climatiche globali coordinate. Questo scenario comporta una domanda energetica elevata e un corrispondente aumento delle emissioni di gas serra, rendendolo particolarmente adatto per valutare gli impatti climatici in condizioni di forzatura estrema.

La Tabella 1 presenta una sintesi dettagliata degli esperimenti climatici condotti con il modello accoppiato GFDL CM2.5, utilizzato per analizzare le proiezioni del clima estivo futuro nella regione mediterranea. La tabella è strutturata in quattro colonne principali, che descrivono le caratteristiche fondamentali di ciascun esperimento: il nome dell’esperimento, la dimensione dell’insieme (ensemble size), la durata totale in anni della simulazione e il periodo storico di riferimento, se applicabile. Questa struttura consente di comprendere la configurazione sperimentale adottata per valutare i cambiamenti climatici su scale temporali sia storiche che future, tenendo conto della variabilità interna del sistema climatico e delle forzanti radiative.

La prima colonna, denominata “Name of the experiment”, riporta le abbreviazioni utilizzate per identificare i tre tipi di esperimenti condotti: CTRL (Control Simulation), HIST (Historical Simulations) e PROJ (Future Projections). Queste abbreviazioni rappresentano le diverse categorie di simulazioni progettate per analizzare il clima mediterraneo in contesti di controllo, storico e futuro. La seconda colonna, “Ensemble size”, indica il numero di membri dell’ensemble per ciascun esperimento, un aspetto cruciale per quantificare l’incertezza e la variabilità interna del sistema climatico. Gli ensemble multi-membro, infatti, sono utilizzati per eseguire simulazioni multiple con condizioni iniziali leggermente diverse, permettendo di ottenere una stima più robusta delle tendenze climatiche. La terza colonna, “Number of years total”, fornisce la durata complessiva in anni di ciascuna simulazione, mentre la quarta colonna, “Historical period”, specifica l’intervallo temporale di riferimento per gli esperimenti storici e futuri, lasciando vuota questa informazione per le simulazioni di controllo, che non si riferiscono a un periodo storico specifico.

Analizzando le righe della tabella, il primo esperimento, denominato CTRL, rappresenta la simulazione di controllo. Questo esperimento ha una dimensione dell’ensemble pari a 1, indicando che è stata eseguita un’unica simulazione di lunga durata, estesa per un totale di 1000 anni. Non essendo associata a un periodo storico specifico (indicato con “–” nella colonna del periodo storico), la simulazione CTRL mantiene le concentrazioni di gas serra e aerosol fisse ai livelli preindustriali dell’anno 1860. Questa configurazione consente di stabilire una baseline climatica di riferimento, priva di forzanti antropogeniche variabili, utile per confrontare gli effetti delle forzanti radiative introdotte negli altri esperimenti e per valutare i cambiamenti climatici indotti nel tempo.

Il secondo esperimento, HIST, riguarda le simulazioni storiche ed è caratterizzato da una dimensione dell’ensemble di 5 membri. La durata totale di ciascuna simulazione è di 145 anni, coprendo il periodo storico compreso tra il 1861 e il 2005. In questo caso, le forzanti radiative utilizzate nelle simulazioni sono derivate da stime osservative, includendo variazioni nelle concentrazioni di gas serra ben miscelati, ozono, aerosol, attività vulcanica, irradianza solare e cambiamenti nell’uso del suolo. L’uso di un ensemble di cinque membri permette di catturare la variabilità interna del sistema climatico durante il periodo storico, fornendo una rappresentazione più affidabile delle condizioni climatiche passate e delle loro dinamiche.

Il terzo esperimento, PROJ, si concentra sulle proiezioni future e, come HIST, utilizza un ensemble di 5 membri. La durata di ciascuna simulazione è di 95 anni, coprendo il periodo dal 2006 al 2100. Le forzanti radiative in questo esperimento seguono lo scenario IPCC RCP8.5, uno scenario ad alte emissioni che prevede una rapida crescita demografica, un progresso tecnologico limitato, un miglioramento lento dell’efficienza energetica e l’assenza di politiche climatiche coordinate a livello globale. Questo scenario porta a un aumento significativo delle emissioni di gas serra e a una domanda energetica elevata, rendendo PROJ un esperimento chiave per valutare gli impatti climatici futuri sotto condizioni estreme. Anche in questo caso, l’utilizzo di un ensemble di cinque membri consente di esplorare la variabilità interna del clima futuro, migliorando la robustezza delle proiezioni.

In sintesi, la Tabella 1 offre una panoramica completa della configurazione sperimentale del modello CM2.5, evidenziando le differenze tra le simulazioni di controllo (CTRL), storiche (HIST) e future (PROJ). La simulazione CTRL fornisce una baseline preindustriale, mentre HIST e PROJ, con i loro ensemble multi-membro, permettono di analizzare rispettivamente l’evoluzione climatica del passato recente e le proiezioni future sotto uno scenario di forzatura estrema. Questa struttura sperimentale riflette un approccio metodologico rigoroso, progettato per affrontare le complessità del sistema climatico mediterraneo e per migliorare la comprensione delle sue dinamiche in risposta ai cambiamenti globali.

2.2 Dataset utilizzati per il confronto

Per validare le caratteristiche simulate della circolazione atmosferica su larga scala, sono stati utilizzati dati di rianalisi relativi a diverse variabili meteorologiche, coprendo il periodo 1979–2017. In particolare, sono stati analizzati la pressione mensile al livello medio del mare (SLP), i vettori del vento ai livelli di pressione di 850 hPa e 200 hPa, e la velocità verticale a 200 hPa. Questi dati sono stati ottenuti dal dataset NCEP-DOE AMIP-II Reanalysis 2 (di seguito indicato come NCEP-DOE2), che offre una risoluzione orizzontale di 2,5° × 2,5° e una struttura verticale composta da 17 livelli (Kanamitsu et al., 2002). Il dataset è stato accesso tramite il portale online del NOAA/ESRL Physical Sciences Division (https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis2.html, ultimo accesso: marzo 2019). Questo dataset di rianalisi rappresenta una fonte consolidata per la valutazione delle dinamiche atmosferiche su scala globale e regionale, fornendo un quadro di riferimento per confrontare le simulazioni del modello CM2.5 con osservazioni derivate.

Per quanto riguarda le precipitazioni simulate, il confronto è stato effettuato utilizzando due dataset osservativi distinti, entrambi caratterizzati da alta risoluzione spaziale e focalizzati su dati terrestri. Il primo dataset è quello fornito dall’Università del Delaware (versione 4.01; Legates e Willmott, 1990), che consiste in un insieme di dati grigliati globali di precipitazioni medie stagionali, con una risoluzione orizzontale di 0,5° × 0,5°, coprendo il periodo 1980–2015. Questo dataset è stato accesso tramite il sito ufficiale del progetto (http://climate.geog.udel.edu/~climate/html_pages/README.ghcn_ts2.html, ultimo accesso: luglio 2018). Il secondo dataset utilizzato è il EOBS, fornito nell’ambito del progetto EU-FP6 UERRA (http://www.uerra.eu, ultimo accesso: marzo 2019) e del Copernicus Climate Change Service (Cornes et al., 2018; versione 17). Questo dataset offre una risoluzione orizzontale più fine, pari a 0,25° × 0,25°, ed è anch’esso relativo al periodo 1980–2015. L’uso combinato di questi due dataset consente di valutare la capacità del modello CM2.5 di riprodurre accuratamente le precipitazioni stagionali, un elemento cruciale per comprendere l’evoluzione dell’idroclima mediterraneo.

L’analisi osservativa dell’Oscillazione del Nord Atlantico estiva (SNAO), descritta nella Sezione 3.2, è stata condotta utilizzando i dati di pressione al livello del mare (SLP) mediati sui mesi di luglio e agosto, estratti dalla NOAA/ESRL PSD 20th Century Reanalysis versione 2c (Compo et al., 2006, 2011). Questo dataset, accessibile tramite il portale del NOAA/ESRL (https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/20thC_Rean/, ultimo accesso: marzo 2019), fornisce una ricostruzione storica della pressione atmosferica e di altre variabili climatiche. I pattern spaziali della componente dominante delle variazioni di SLP sono stati derivati attraverso l’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF), applicata sul dominio geografico compreso tra 25–70°N e 70°W–50°E, seguendo l’approccio metodologico proposto da Folland et al. (2009). Per garantire la robustezza dei risultati, i pattern identificati sono stati testati considerando periodi temporali di diversa durata, permettendo di valutare la stabilità e la rappresentatività della SNAO come teleconnessione chiave per il clima mediterraneo estivo.

In sintesi, i dataset utilizzati per il confronto comprendono rianalisi atmosferiche (NCEP-DOE2 e NOAA/ESRL 20th Century Reanalysis) e osservazioni di precipitazioni ad alta risoluzione (Università del Delaware e EOBS), offrendo una base solida per valutare le prestazioni del modello CM2.5 nella simulazione delle dinamiche climatiche su larga scala e dell’idroclima regionale. Questi dataset, combinati con tecniche analitiche avanzate come l’EOF, consentono un’analisi approfondita delle teleconnessioni e delle variabili climatiche rilevanti per il Mediterraneo, migliorando la comprensione delle incertezze e delle limitazioni delle simulazioni climatiche.

2.3 Metodi di analisi

L’analisi della rappresentazione simulata della circolazione atmosferica su larga scala nella regione mediterranea, descritta nella Sezione 3.1, è stata condotta utilizzando i campi medi mensili derivati dalla simulazione di controllo (CTRL). Questi campi comprendono le dinamiche atmosferiche a basso, medio e alto livello troposferico, analizzate su un’ampia area geografica che si estende dall’Europa meridionale al Nord Africa e all’Asia meridionale (30–50°N, 30°W–110°E). L’esame della teleconnessione estiva dell’Oscillazione del Nord Atlantico (SNAO) si focalizza invece sulla regione euro-atlantica, un’area chiave per comprendere le influenze su larga scala sul clima mediterraneo. Per quanto riguarda lo studio specifico del clima del Mediterraneo orientale, è stata definita una regione di interesse denominata EMED (30–36°N, 36–42°E), che include aree terrestri come Siria, Libano, Israele, Giordania e la regione del Levante, permettendo un’analisi dettagliata delle dinamiche climatiche locali.

Le caratteristiche della circolazione su larga scala, considerate come media temporale, sono state investigate utilizzando le medie mensili delle variabili idrometeorologiche relative alla stagione estiva, definita come il periodo di giugno, luglio e agosto (JJA). Per stimare i cambiamenti climatici futuri, è stato effettuato un confronto tra la climatologia della fine del XXI secolo (2061–2099, indicata come “futuro”) nello scenario RCP8.5 e quella della fine del XX secolo (1961–1999, indicata come “presente”) derivata dalla simulazione storica. Questo confronto si basa sui campi medi mensili della stagione estiva, consentendo di identificare le variazioni a lungo termine nelle condizioni climatiche della regione mediterranea.

L’interazione del clima mediterraneo con la teleconnessione SNAO è stata analizzata in dettaglio (Sezione 3.2), sfruttando l’intera simulazione CTRL di 1000 anni, oltre agli insiemi di simulazioni storiche (HIST) e future (PROJ). La SNAO è stata definita come la componente principale delle serie temporali del vettore della pressione al livello del mare (SLP) nell’area euro-atlantica (25–75°N, 70°W–50°E), considerando il periodo di “estate centrale” (luglio-agosto), secondo l’approccio di Folland et al. (2009). La scelta di questo intervallo temporale si basa sull’osservazione che la correlazione significativa del comportamento temporale della SNAO si manifesta esclusivamente in questi due mesi. L’impatto della SNAO sul clima mediterraneo è stato quantificato calcolando le correlazioni tra le serie temporali della componente principale (PC) della SNAO e le variabili regionali di temperatura e precipitazione, utilizzando sia la simulazione CTRL di lunga durata sia gli insiemi storici e futuri. L’evoluzione dell’impronta spaziale della SNAO nel corso del XX e XXI secolo è stata esaminata proiettando le serie temporali vettoriali degli esperimenti HIST e PROJ (che coprono complessivamente 240 anni, dal 1861 al 2100) sull’autovettore della SNAO derivato dalla simulazione CTRL. Per esplorare potenziali variazioni nei pattern spaziali della SNAO e nei relativi impatti climatici, l’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF) è stata applicata separatamente a ciascuno degli insiemi HIST e PROJ, considerando i periodi 1950–2010 e 2040–2100, rispettivamente. Prima di calcolare l’EOF, le serie temporali sono stati detrended per rimuovere eventuali tendenze di lungo periodo. L’analisi è stata ulteriormente testata su intervalli temporali più brevi (50 e 30 anni) in entrambe le epoche, confermando che i risultati non subiscono variazioni qualitative significative. Ciascuna delle cinque serie temporali della SNAO, relative ai periodi 1950–2010 e 2040–2100, è stata correlata con i rispettivi campi di precipitazione detrended, e i risultati sono stati confrontati con l’analisi osservativa basata sui dati SLP del dataset 20CR per il periodo 1870–2010, garantendo una validazione robusta delle simulazioni.

Il regime climatico estivo del Mediterraneo orientale (EMED) è stato esaminato con un focus specifico sulla subsidenza nella media e alta troposfera e sul suo legame fisico con la circolazione superficiale (Sezione 3.3). La variabilità stagionale della subsidenza in questa regione è stata derivata mediante l’analisi EOF applicata ai campi di velocità verticale (ω) a 500 hPa e a 300 hPa, analizzati separatamente, su un’area che comprende il Mediterraneo, il Nord Africa e il Medio Oriente, con un focus sul mese di luglio. Il legame fisico tra la subsidenza e la circolazione superficiale è stato quantificato calcolando le correlazioni tra le serie temporali della prima componente EOF (PC1) e diverse variabili regionali, come la pressione al livello del mare, l’altezza geopotenziale e i vettori del vento a 850 hPa. Inoltre, è stata investigata la relazione tra le dinamiche della regione EMED e il monsone estivo indiano (ISM) attraverso correlazioni aggiuntive con variabili quali le precipitazioni, la radiazione a onda lunga uscente e la colonna d’acqua integrata verticalmente. L’analisi ha riportato le correlazioni calcolate utilizzando le serie temporali dell’EOF della velocità verticale a 500 hPa, ma è stato verificato che i risultati ottenuti utilizzando l’EOF a 300 hPa sono pressoché identici, confermando la coerenza delle dinamiche verticali a diversi livelli troposferici.I risultati dell’analisi sono stati presentati con un focus sul mese di luglio, periodo in cui si registra il picco massimo dell’intensità della subsidenza atmosferica e dei venti Etesiani, oltre a una risposta più marcata delle onde di Rossby alle precipitazioni monsoniche, come evidenziato da studi precedenti (Tyrlis et al., 2013; Lin et al., 2007; Lin, 2009). Questo mese rappresenta quindi un momento chiave per analizzare le dinamiche climatiche estive nella regione mediterranea, catturando l’interazione tra processi locali e teleconnessioni globali. I risultati relativi agli altri mesi estivi, ovvero giugno e agosto, sono stati invece inclusi nel Supplemento, fornendo un quadro più completo delle variazioni stagionali.

Per valutare i cambiamenti futuri nei legami dinamici che governano il regime climatico estivo del Mediterraneo orientale, sono stati confrontati due campioni temporali di cinque decadi ciascuno, relativi al mese di luglio: il periodo 1960–2010, rappresentativo delle condizioni climatiche recenti, e il periodo 2050–2100, indicativo delle condizioni future sotto lo scenario RCP8.5. L’analisi di questi legami dinamici è stata condotta seguendo un approccio metodologico analogo a quello utilizzato per la simulazione di controllo, calcolando le correlazioni tra le serie temporali della componente principale (ottenuta tramite analisi EOF) della subsidenza nella regione EMED e i campi di circolazione atmosferica superficiale. Per garantire la coerenza dell’analisi, tutte le serie temporali dell’EOF sono state derivate proiettando le simulazioni storiche e future sull’autovettore principale estratto dalla simulazione di controllo. Inoltre, per eliminare eventuali tendenze di lungo periodo che potrebbero influenzare i risultati, le serie temporali sono state preventivamente detrended prima del calcolo delle correlazioni. I risultati finali sono stati espressi come media dell’ensemble, calcolata a partire dalle correlazioni dei cinque membri delle simulazioni storiche e future, offrendo una stima robusta delle variazioni nei legami dinamici nel tempo.

Un’analisi supplementare è stata condotta per esplorare l’influenza della temperatura locale nella regione EMED sulle relazioni dinamiche locali, come descritto nella Sezione 4.3 e nel Supplemento. A tal proposito, le correlazioni derivate sono state analizzate separatamente per due campioni distinti, selezionati dalla serie temporale della simulazione di controllo: i 300 estati più calde e i 300 estati più fredde (considerando il mese di luglio) nella regione mediterranea. La selezione di questi campioni estremi si è basata sulla temperatura superficiale registrata nella regione EMED, consentendo di isolare l’effetto delle condizioni termiche sulle dinamiche atmosferiche locali. Inoltre, è stata effettuata una diagnosi dettagliata degli impatti della temperatura sulla circolazione atmosferica regionale, calcolando le differenze compositive tra i due campioni estremi di temperatura. Questa analisi ha incluso diverse variabili atmosferiche, come l’umidità relativa, la pressione al livello del mare, le componenti del vento, l’altezza geopotenziale, la velocità verticale e le precipitazioni, al fine di comprendere come le variazioni di temperatura influenzino i processi circolatori e idrometeorologici. Per garantire la robustezza dei risultati, è stata condotta un’ulteriore verifica testando la sensibilità delle conclusioni alla specifica definizione geografica della regione EMED, confermando la solidità delle relazioni identificate.

In sintesi, l’approccio analitico adottato consente di approfondire le complesse interazioni tra subsidenza, venti locali come gli Etesiani, teleconnessioni monsoniche e temperature superficiali nel Mediterraneo orientale, fornendo una base solida per comprendere i cambiamenti futuri nel regime climatico estivo della regione sotto diverse condizioni climatiche.

3 Clima medio estivo presente e teleconnessioni nella regione mediterranea

3.1 Clima medio estivo mediterraneo simulato

Le Figure 1a e 1b illustrano la capacità del modello CM2.5 di rappresentare con elevata accuratezza la circolazione subtropicale nella bassa troposfera, confrontata con i dati di rianalisi NCEP-DOE2. Il modello riesce a riprodurre fedelmente il gradiente di pressione zonale che caratterizza il bacino mediterraneo durante l’estate, sia per quanto riguarda la struttura spaziale sia l’intensità. Tale gradiente è il risultato della differenza tra l’anticiclone subtropicale situato sull’Atlantico settentrionale e il vasto minimo termico indotto dal monsone asiatico, che si estende verso ovest attraverso la Penisola Arabica, raggiungendo la regione del Levante e l’Asia Minore meridionale. Questo gradiente di pressione, combinato con gli adattamenti imposti dall’orografia regionale, genera un flusso persistente da ovest a nord che attraversa il Mediterraneo centrale e orientale, noto come venti Etesiani. Il modello CM2.5 cattura in modo realistico le caratteristiche locali di questi venti, che risultano modellate dall’interazione con la topografia regionale. Tra queste caratteristiche si evidenzia un massimo locale di vento centrato sul Mar Egeo, con un’estensione meridionale che si propaga fino alla regione del Sahel. Inoltre, i venti settentrionali vengono canalizzati attraverso gli stretti del Mar Rosso e il Golfo Persico, raggiungendo l’Oceano Indiano e contribuendo alla connettività tra diverse regioni subtropicali.

Le Figure 1c e 1d mostrano che il modello CM2.5 è in grado di riprodurre accuratamente la posizione e l’intensità dell’anticiclone subtropicale estivo nella media troposfera, che si estende dal Mediterraneo orientale fino all’Asia meridionale. La simulazione della media troposfera evidenzia anche la capacità del modello di rappresentare realisticamente la subsidenza persistente a 500 hPa (indicata da valori positivi di ω), un fenomeno che contribuisce in modo significativo al clima eccezionalmente caldo e arido del Mediterraneo orientale. Questa subsidenza si attenua gradualmente verso l’altopiano iraniano, dove si combina con un moto ascendente associato alla regione del monsone dell’Asia meridionale, generando un gradiente zonale su larga scala. Questo gradiente è chiaramente visibile nella Figura 2a, che mostra una sezione verticale della velocità verticale (ω) mediata tra 20–34°N, evidenziando la transizione tra la subsidenza intensificata nel Mediterraneo orientale (valori positivi di ω) e l’aria ascendente nell’Asia meridionale (valori negativi di ω). Tale configurazione è in eccellente accordo con le osservazioni riportate nella Figura 2b, sia in termini di intensità che di distribuzione spaziale. Un aspetto cruciale è la capacità del modello di catturare il massimo locale di subsidenza nel Mediterraneo orientale, situato tra i 300 e i 700 hPa, una fascia altitudinale particolarmente sensibile all’influenza della teleconnessione con il monsone indiano, che modula le dinamiche atmosferiche regionali.

La Figura 3 presenta le climatologie delle precipitazioni nel Mediterraneo, confrontando i dati osservativi con le simulazioni della run di controllo del modello CM2.5 e del suo predecessore a bassa risoluzione, il modello CM2.1 (appartenente alla generazione CMIP3), mantenendo le rispettive risoluzioni orizzontali originali. A livello globale, il CM2.5 si distingue per una rappresentazione di temperatura e precipitazioni superiore rispetto alla maggior parte dei modelli CMIP5, come dimostrato da Knutti et al. (2013). A livello regionale, il confronto tra CM2.1 e CM2.5 permette di valutare l’impatto del miglioramento della risoluzione spaziale sulla simulazione delle precipitazioni, mantenendo invariati gli altri parametri del modello. Entrambi i modelli, CM2.1 e CM2.5, sono in grado di riprodurre le caratteristiche spaziali generali della climatologia delle precipitazioni, come i valori più elevati nel Mediterraneo settentrionale, in particolare sulle Alpi e nei Balcani. Tuttavia, il modello CM2.1 presenta bias significativi, con errori che possono raggiungere il 50% nelle regioni caratterizzate da forti gradienti spaziali, spesso associati a variazioni orografiche. Al contrario, il CM2.5 offre una rappresentazione delle precipitazioni con un livello di dettaglio notevolmente superiore, evidenziando i vantaggi derivanti dall’utilizzo di una risoluzione orizzontale più fine in regioni con orografia complessa. Nonostante ciò, l’intensità delle precipitazioni simulate dal CM2.5 in molte aree montuose, come la Penisola Iberica settentrionale, le Alpi e l’Asia Minore, risulta superiore rispetto a quanto riportato dai dataset osservativi, come quelli dell’Università del Delaware e EOBS. In termini di pattern e intensità, la climatologia delle precipitazioni del CM2.5 appare più coerente con il dataset EOBS. Tuttavia, la validazione delle precipitazioni simulate in queste regioni rimane complessa a causa delle elevate incertezze osservative, specialmente in aree montuose, dove i dataset grigliati tendono a sottorappresentare le precipitazioni su terreni complessi, come evidenziato da Lundquist et al. (2019). Questo limite sottolinea la difficoltà di convalidare con precisione la climatologia delle precipitazioni del modello in contesti orograficamente eterogenei, richiedendo ulteriori approfondimenti e miglioramenti nella raccolta e nell’elaborazione dei dati osservativi.I risultati ottenuti con il modello CM2.5 si dimostrano comparabili alle simulazioni di downscaling effettuate nell’ambito dell’esperimento EURO-CORDEX, che utilizza modelli climatici regionali ad alta risoluzione con griglie spaziali di circa 50 km e 12 km (Jacob et al., 2014). Secondo Kotlarski et al. (2014), i modelli regionali dell’EURO-CORDEX sono in grado di rappresentare in modo realistico le principali caratteristiche del clima europeo, catturando con buona accuratezza le dinamiche climatiche su scala regionale. Tuttavia, un’analisi approfondita di questi esperimenti evidenzia che la maggior parte delle simulazioni presenta un bias sistematico verso condizioni più umide in ampie porzioni del continente europeo. Questo bias umido, riscontrato anche nelle simulazioni del CM2.5, si manifesta in particolare in regioni come la Penisola Iberica, i Balcani e l’Asia Minore, dove le precipitazioni simulate tendono a essere sovrastimate rispetto ai dati osservativi. Va notato, però, che alcuni modelli regionali mostrano un comportamento opposto, con un bias secco che si manifesta principalmente nell’Europa sud-orientale, evidenziando una certa variabilità nelle prestazioni dei modelli in diverse aree geografiche. Inoltre, Kotlarski et al. (2014) sottolineano che l’incremento della risoluzione spaziale da 50 km a 12 km, pur migliorando la capacità di catturare dettagli locali, tende a esacerbare il bias umido, portando a un ulteriore aumento delle precipitazioni simulate. Questo fenomeno suggerisce che un aumento della risoluzione, se non accompagnato da miglioramenti nella parametrizzazione dei processi fisici, può amplificare alcune discrepanze rispetto alle osservazioni.

In un’ottica complessiva, l’analisi condotta rivela che la simulazione di controllo ad alta risoluzione del modello CM2.5 riesce a riprodurre con elevata fedeltà la circolazione atmosferica media, sia a livello superficiale sia nella troposfera superiore, sull’intera regione mediterranea. Inoltre, il modello è in grado di catturare la complessità delle precipitazioni regionali, mostrando una corrispondenza significativa con le osservazioni a risoluzioni simili, come illustrato nella Figura 3. Un elemento chiave di miglioramento è rappresentato dall’aumento della risoluzione atmosferica orizzontale, che passa dai circa 200 km del modello CM2.1 (una risoluzione tipica della media dei modelli CMIP5) ai 50 km del CM2.5. Questo incremento consente una rappresentazione più accurata delle caratteristiche orografiche, come montagne e coste, che giocano un ruolo cruciale nelle dinamiche climatiche regionali (Kapnick et al., 2014; Delworth et al., 2012). Una risoluzione più fine migliora non solo la simulazione delle precipitazioni, ma anche le interazioni terra-oceano e la circolazione atmosferica regionale, come evidenziato da Pascale et al. (2016). Questi miglioramenti sono essenziali per una comprensione più dettagliata delle dinamiche climatiche in una regione complessa come il Mediterraneo, caratterizzata da una forte variabilità spaziale e da una significativa influenza dell’orografia sulle condizioni meteorologiche. Tuttavia, permangono sfide legate alla validazione delle precipitazioni simulate, soprattutto in aree montuose, dove le incertezze nei dataset osservativi limitano la capacità di confrontare accuratamente i risultati del modello con la realtà osservata.

La Figura 1 offre un’analisi dettagliata e comparativa della circolazione atmosferica estiva nella regione mediterranea, confrontando le simulazioni del modello GFDL CM2.5 con i dati di rianalisi osservativi NCEP-DOE2. La figura è strutturata in quattro pannelli (a, b, c, d), ciascuno dei quali rappresenta specifiche variabili atmosferiche a diversi livelli troposferici, con l’obiettivo di valutare la capacità del modello di riprodurre accuratamente le dinamiche climatiche regionali e le teleconnessioni su larga scala. I dati osservativi coprono il periodo 1979–2017, mentre le simulazioni del CM2.5 si riferiscono alla run di controllo (CTRL) per gli anni 101–1000. Per garantire un confronto uniforme, tutti i dataset sono stati interpolati su una griglia orizzontale con risoluzione di 2,5°, permettendo un’analisi coerente delle caratteristiche atmosferiche su scala regionale e sinottica.

Descrizione dettagliata dei pannelli

Pannello (a): NCEP-DOE2, 1979–2017 (Pressione al livello del mare e venti a 850 hPa, JJA)

Questo pannello rappresenta la configurazione osservata della pressione al livello del mare (SLP, espressa in hPa) e dei vettori del vento a 850 hPa (circa 1,5 km di altitudine, in m/s) durante la stagione estiva, definita come il periodo di giugno, luglio e agosto (JJA). La pressione al livello del mare è visualizzata attraverso una scala cromatica che varia da 996 hPa (blu scuro, indicative di bassa pressione) a 1020 hPa (rosso intenso, indicative di alta pressione). La distribuzione della pressione evidenzia un gradiente zonale ben definito: un anticiclone subtropicale sull’Atlantico settentrionale, caratterizzato da alta pressione, e un esteso minimo termico associato al monsone asiatico, che si propaga verso ovest attraverso la Penisola Arabica fino alla regione del Levante e all’Asia Minore meridionale. Questo gradiente di pressione genera un flusso persistente di venti settentrionali, noti come venti Etesiani, che attraversano il Mediterraneo centrale e orientale. I vettori del vento a 850 hPa mostrano un massimo locale di intensità sul Mar Egeo, con un’estensione meridionale che raggiunge la regione del Sahel. Inoltre, i venti settentrionali vengono canalizzati attraverso gli stretti del Mar Rosso e il Golfo Persico, stabilendo una connessione dinamica con l’Oceano Indiano e sottolineando l’influenza delle teleconnessioni monsoniche sulla circolazione regionale.

Pannello (b): CM2.5 CTRL, anni 101–1000 (Pressione al livello del mare e venti a 850 hPa, JJA)

Il pannello (b) presenta le simulazioni del modello CM2.5 per le stesse variabili del pannello (a), ovvero la pressione al livello del mare (SLP, in hPa) e i vettori del vento a 850 hPa (m/s), calcolati come media stagionale estiva (JJA). La distribuzione della pressione e dei venti simulati mostra una notevole somiglianza con i dati osservativi, confermando la capacità del modello di riprodurre con alta fedeltà il gradiente di pressione zonale che caratterizza la regione mediterranea in estate. Come nelle osservazioni, si osserva l’anticiclone sull’Atlantico settentrionale e il minimo termico del monsone asiatico, con un flusso di venti Etesiani che attraversa il Mediterraneo centrale e orientale. Il modello cattura accuratamente il massimo locale di vento sul Mar Egeo e l’estensione meridionale dei venti settentrionali verso il Sahel, così come la loro canalizzazione attraverso il Mar Rosso e il Golfo Persico. Questa precisione nella rappresentazione delle caratteristiche locali, influenzate dall’orografia regionale, evidenzia i vantaggi della risoluzione spaziale più fine del CM2.5 (50 km) rispetto a modelli a risoluzione più grossolana.

Pannello (c): NCEP-DOE2, 1979–2017 (Velocità verticale a 500 hPa e venti a 200 hPa, luglio)

Il pannello (c) si concentra sulla dinamica atmosferica a livelli più alti, rappresentando la velocità verticale a 500 hPa (circa 5,5 km di altitudine, in Pa/s) e i vettori del vento a 200 hPa (circa 12 km di altitudine, in Pa/s) per il mese di luglio, periodo in cui la subsidenza e l’influenza del monsone asiatico raggiungono il loro picco. La velocità verticale è rappresentata con una scala cromatica che va da -0,1 Pa/s (blu, moto ascendente) a +0,1 Pa/s (rosso, subsidenza o moto discendente). I dati osservativi mostrano una marcata subsidenza sul Mediterraneo orientale, responsabile del clima caldo e arido della regione, che si attenua gradualmente verso l’altopiano iraniano. In contrasto, si osserva un moto ascendente significativo sull’Asia meridionale, associato alla convezione del monsone. I vettori del vento a 200 hPa evidenziano la presenza di un anticiclone subtropicale nella media-alta troposfera, che si estende dal Mediterraneo orientale fino all’Asia meridionale, coerente con le dinamiche monsoniche che modulano la circolazione su larga scala durante l’estate.

Pannello (d): CM2.5 CTRL, anni 101–1000 (Velocità verticale a 500 hPa e venti a 200 hPa, luglio)

Il pannello (d) riporta i risultati simulati dal modello CM2.5 per le stesse variabili del pannello (c), ovvero la velocità verticale a 500 hPa (Pa/s) e i vettori del vento a 200 hPa (Pa/s), calcolati come media per il mese di luglio. La distribuzione simulata della velocità verticale e dei venti è in eccellente accordo con le osservazioni: il modello riproduce con precisione la subsidenza sul Mediterraneo orientale, con un massimo locale tra i 300 e i 700 hPa, e il moto ascendente sull’Asia meridionale, catturando il gradiente zonale su larga scala che caratterizza questa regione. Anche la posizione e l’intensità dell’anticiclone subtropicale nella media-alta troposfera sono ben rappresentate, con pattern che rispecchiano quelli osservati nel dataset NCEP-DOE2. Questa fedeltà nella simulazione delle dinamiche verticali e orizzontali sottolinea la capacità del CM2.5 di catturare le teleconnessioni, come l’influenza del monsone indiano, che giocano un ruolo cruciale nel determinare il clima estivo del Mediterraneo orientale.

Interpretazione scientifica e significato

La Figura 1 dimostra in modo chiaro la capacità del modello CM2.5 di rappresentare con elevata accuratezza le principali caratteristiche della circolazione atmosferica estiva nella regione mediterranea, sia a livello superficiale (pannelli a e b) sia nella media-alta troposfera (pannelli c e d). A bassa quota, il modello riesce a riprodurre il gradiente di pressione zonale che guida i venti Etesiani, un elemento chiave del clima mediterraneo estivo, catturando sia i pattern su larga scala sia i dettagli locali influenzati dall’orografia, come il massimo di vento sull’Egeo e la canalizzazione dei venti attraverso il Mar Rosso e il Golfo Persico. A quote più alte, il CM2.5 simula con precisione la subsidenza nel Mediterraneo orientale, responsabile delle condizioni calde e aride, e il moto ascendente associato al monsone asiatico, evidenziando un gradiente zonale coerente con le osservazioni. La rappresentazione accurata dell’anticiclone subtropicale nella media-alta troposfera sottolinea ulteriormente la capacità del modello di catturare le teleconnessioni monsoniche che modulano il clima regionale.

Il confronto tra i dati osservativi e le simulazioni evidenzia i vantaggi derivanti dall’utilizzo di una risoluzione spaziale più fine (50 km nel CM2.5 rispetto alla media dei modelli CMIP5, che si aggira intorno ai 200 km). Questa risoluzione migliorata consente al CM2.5 di rappresentare meglio le interazioni tra orografia e circolazione atmosferica, migliorando la simulazione delle dinamiche regionali e delle teleconnessioni su larga scala. Tuttavia, come discusso nel testo dello studio, permangono alcune sfide nella validazione delle simulazioni, specialmente per quanto riguarda le precipitazioni in regioni montuose, dove le incertezze nei dati osservativi limitano la capacità di confrontare accuratamente i risultati del modello. In sintesi, la Figura 1 conferma la validità del CM2.5 come strumento affidabile per analizzare il clima estivo mediterraneo e le sue connessioni con i pattern atmosferici globali, fornendo una base solida per ulteriori indagini sui cambiamenti climatici futuri nella regione.

La Figura 2 presenta un’analisi approfondita delle dinamiche atmosferiche estive nella regione mediterranea e nelle aree adiacenti, attraverso una sezione verticale pressione-longitudine che evidenzia la velocità verticale e la circolazione zonale. La figura è strutturata in tre pannelli (a, b, c), ciascuno dei quali offre una prospettiva complementare: i dati osservativi, le simulazioni di controllo e le proiezioni future dei cambiamenti climatici. L’analisi si concentra sul mese di luglio, un periodo cruciale per le dinamiche estive, durante il quale la subsidenza nel Mediterraneo orientale e l’attività del monsone asiatico raggiungono il loro apice. I dati sono rappresentati su una griglia orizzontale di 2,5° × 2,5° e ai livelli verticali originali, comuni al dataset di rianalisi NCEP-DOE2 e al modello CM2.5, garantendo un confronto uniforme tra osservazioni e simulazioni.

Contesto metodologico e variabili analizzate

La sezione verticale è mediata latitudinalmente tra 20–34°N, coprendo un’area che si estende dal Mediterraneo orientale (circa 0°E) all’Asia meridionale (circa 100°E). Le variabili rappresentate includono:

• Velocità verticale (ω, in Pa/s): Visualizzata tramite contorni colorati, dove valori positivi (colori caldi, come il rosso) indicano moto discendente o subsidenza, tipico del Mediterraneo orientale in estate, mentre valori negativi (colori freddi, come il blu) indicano moto ascendente, associato alla convezione monsonica in Asia meridionale.
• Vettore del vento: Composto dal vento zonale (in m/s) e dalla velocità verticale (convertita in m/s e scalata con un fattore di 1000 per una migliore visualizzazione), rappresentato tramite frecce che mostrano la direzione e l’intensità della circolazione atmosferica. L’asse verticale della sezione rappresenta i livelli di pressione, che vanno da circa 1000 hPa (vicino alla superficie) a 100 hPa (troposfera superiore), mentre l’asse orizzontale copre le longitudini da 0°E a 100°E, attraversando regioni climaticamente distinte.

Descrizione dettagliata dei pannelli

Pannello (a): NCEP-DOE2, 1979–2017 (Velocità verticale e vento zonale, luglio)

Il pannello (a) mostra la media temporale di luglio per il periodo 1979–2017, derivata dal dataset di rianalisi NCEP-DOE2, che fornisce una rappresentazione osservativa delle dinamiche atmosferiche. La sezione pressione-longitudine evidenzia una chiara dicotomia tra le regioni analizzate:

• Nel Mediterraneo orientale (0°E–40°E), si osserva una pronunciata subsidenza, con valori positivi di velocità verticale (ω > 0, colori caldi) che indicano un moto discendente. Il massimo di questa subsidenza si colloca tra 300 e 700 hPa, una fascia altitudinale critica per il clima della regione, dove il moto discendente contribuisce alle condizioni eccezionalmente calde e aride tipiche dell’estate mediterranea orientale. Questo fenomeno è il risultato dell’interazione tra l’anticiclone subtropicale e le teleconnessioni monsoniche.
• In Asia meridionale (60°E–100°E), si registra un moto ascendente significativo (ω < 0, colori freddi), associato alla convezione del monsone indiano. Questo moto ascendente è più intenso nella bassa e media troposfera, riflettendo l’attività convettiva che caratterizza il monsone estivo in questa regione. Il vettore del vento evidenzia un flusso zonale ben definito, con venti occidentali (da ovest a est) che si intensificano nella troposfera superiore (circa 200 hPa). Questo flusso è coerente con la presenza dell’anticiclone subtropicale e con le dinamiche monsoniche, che modulano la circolazione atmosferica su larga scala durante l’estate.

Pannello (b): CM2.5 CTRL, anni 101–1000 (Velocità verticale e vento zonale, luglio)

Il pannello (b) presenta i risultati della simulazione di controllo (CTRL) del modello CM2.5, calcolati come media temporale di luglio per gli anni 101–1000 della simulazione. La distribuzione della velocità verticale e del vento zonale simulati mostra un’ottima corrispondenza con le osservazioni riportate nel pannello (a), evidenziando la capacità del modello di catturare le principali dinamiche atmosferiche della regione:

• Nel Mediterraneo orientale, il CM2.5 riproduce accuratamente la subsidenza, con un massimo tra 300 e 700 hPa che coincide con quello osservato nei dati NCEP-DOE2. La posizione e l’intensità di questo moto discendente sono in linea con le condizioni osservate, confermando che il modello rappresenta fedelmente i processi fisici che determinano il clima arido della regione, come l’interazione tra l’anticiclone subtropicale e le teleconnessioni monsoniche.
• In Asia meridionale, il modello simula il moto ascendente associato al monsone indiano, con una struttura verticale simile a quella osservata. Sebbene l’intensità del moto ascendente possa mostrare leggere differenze rispetto ai dati osservativi, la configurazione generale del gradiente zonale tra subsidenza e ascensione è ben rappresentata, dimostrando la capacità del CM2.5 di catturare le teleconnessioni su larga scala. Il flusso zonale nella troposfera superiore, con venti occidentali a 200 hPa, è anch’esso ben simulato, riflettendo la struttura dell’anticiclone subtropicale e l’influenza delle dinamiche monsoniche, in accordo con le osservazioni.

Pannello (c): CM2.5 PROJ (2061–2099) vs HIST (1961–1999) (Cambiamenti futuri in velocità verticale e vento zonale, luglio)

Il pannello (c) mostra le proiezioni future dei cambiamenti nella velocità verticale e nella circolazione zonale, calcolate come differenza tra la media temporale di luglio per il periodo futuro (2061–2099, ensemble PROJ) e il periodo di riferimento storico (1961–1999, ensemble HIST). Questo confronto (PROJ meno HIST) evidenzia le variazioni attese sotto lo scenario RCP8.5:

• Nel Mediterraneo orientale, si osserva un aumento significativo della subsidenza, con valori positivi di ω più intensi (colori caldi più accesi) rispetto al periodo storico. Questo rafforzamento della subsidenza, particolarmente pronunciato tra 300 e 700 hPa, suggerisce un’intensificazione delle condizioni aride e calde nella regione. Tale cambiamento è coerente con un aumento della temperatura superficiale e con una maggiore influenza delle forzanti antropogeniche nello scenario RCP8.5, che prevede elevate emissioni di gas serra.
• In Asia meridionale, i cambiamenti nel moto ascendente appaiono più eterogenei. In alcune aree si nota un’intensificazione del moto ascendente (valori negativi di ω più forti, colori freddi più intensi), che potrebbe riflettere un rafforzamento dell’attività convettiva del monsone indiano in un clima più caldo. Tuttavia, la distribuzione di questi cambiamenti è meno uniforme rispetto alla subsidenza nel Mediterraneo orientale, indicando una maggiore complessità nelle risposte del monsone al riscaldamento globale. I vettori del vento mostrano modifiche nella circolazione zonale, con un possibile rafforzamento dei venti occidentali a 200 hPa. Questo cambiamento potrebbe essere indicativo di un’alterazione nella struttura dell’anticiclone subtropicale e delle dinamiche monsoniche, guidata dal riscaldamento globale e dalle conseguenti variazioni nei gradienti termici e di pressione su larga scala.

Interpretazione scientifica e implicazioni

La Figura 2 fornisce un’analisi completa delle dinamiche atmosferiche estive lungo un transect che collega il Mediterraneo orientale all’Asia meridionale, sottolineando il ruolo delle teleconnessioni, come l’influenza del monsone indiano, nel modulare il clima regionale. I pannelli (a) e (b) dimostrano che il modello CM2.5 riproduce con elevata precisione le caratteristiche osservate della velocità verticale e della circolazione zonale, catturando sia la subsidenza nel Mediterraneo orientale sia il moto ascendente associato al monsone indiano. L’ottimo accordo con i dati NCEP-DOE2 conferma la validità del modello nel rappresentare i processi fisici che governano il clima estivo della regione, inclusi i gradienti zonali su larga scala e le dinamiche verticali a diverse altezze troposferiche. La capacità del CM2.5 di simulare accuratamente il massimo locale di subsidenza tra 300 e 700 hPa nel Mediterraneo orientale è particolarmente significativa, poiché questa fascia altitudinale è altamente sensibile all’impatto delle teleconnessioni monsoniche, come discusso nel testo dello studio.

Il pannello (c) offre una prospettiva cruciale sui cambiamenti futuri, evidenziando un’intensificazione della subsidenza nel Mediterraneo orientale sotto lo scenario RCP8.5. Questo rafforzamento della subsidenza suggerisce un aggravamento delle condizioni aride e calde, con potenziali implicazioni per l’aumento della siccità, la riduzione delle risorse idriche e l’accelerazione della desertificazione nella regione. In Asia meridionale, l’intensificazione del moto ascendente in alcune aree potrebbe indicare un rafforzamento del monsone indiano, con possibili effetti sulle precipitazioni e sulle dinamiche regionali, sebbene tali cambiamenti appaiano più variabili e complessi. Le modifiche nella circolazione zonale, con un rafforzamento dei venti occidentali a 200 hPa, riflettono un’alterazione delle dinamiche su larga scala, potenzialmente legata a variazioni nei gradienti termici indotte dal riscaldamento globale.

In sintesi, la Figura 2 sottolinea l’importanza di utilizzare modelli ad alta risoluzione come il CM2.5 (con una griglia di 50 km) per analizzare le dinamiche climatiche regionali e le teleconnessioni su larga scala. La capacità del modello di simulare con precisione sia le condizioni attuali sia i cambiamenti futuri lo rende uno strumento essenziale per comprendere l’evoluzione del clima estivo mediterraneo e le sue interazioni con i pattern globali, fornendo una base solida per valutare gli impatti del cambiamento climatico su una delle regioni più vulnerabili del pianeta.

3.2 L’impatto delle teleconnessioni estive del Nord Atlantico sulla regione mediterranea

L’obiettivo fondamentale di questa sezione è valutare la capacità del modello CM2.5 di simulare l’Oscillazione del Nord Atlantico estiva (SNAO) come una componente climatica indipendente, generata internamente dal sistema climatico, senza forzanti esterne dominanti. Tale analisi mira a confermare la validità fisica della componente SNAO derivata attraverso metodi statistici, seguendo l’approccio metodologico dettagliato nella Sezione 2.3. La SNAO rappresenta una teleconnessione cruciale per il clima mediterraneo estivo, influenzando parametri come la temperatura e le precipitazioni attraverso variazioni nella pressione atmosferica e nella circolazione su larga scala nell’area euro-atlantica. La capacità del modello di riprodurre accuratamente questa teleconnessione è essenziale per garantire l’affidabilità delle sue proiezioni climatiche, specialmente in una regione complessa e climaticamente sensibile come il Mediterraneo.

Tuttavia, è importante considerare due aspetti fondamentali che possono influenzare i risultati delle simulazioni. In primo luogo, la circolazione atmosferica nella regione della SNAO è modulata da una pluralità di fattori chiave che variano nel tempo, portando all’emergere di modalità dominanti di variabilità interna che si manifestano in modo non stazionario. Questi fattori includono, ad esempio, le interazioni tra la dinamica oceanica e atmosferica nell’Atlantico settentrionale, le variazioni stagionali nella posizione della corrente a getto e le influenze di altre teleconnessioni globali, come quelle legate al monsone asiatico. In secondo luogo, ogni simulazione climatica rappresenta uno stato specifico e non deterministico delle variazioni interne del sistema climatico, riflettendo la natura caotica e intrinsecamente variabile del clima. Di conseguenza, non ci si dovrebbe aspettare che ciascuna simulazione produca una replica identica della componente SNAO osservata, poiché le traiettorie della variabilità interna possono divergere tra le diverse realizzazioni del modello e rispetto alle osservazioni reali. Questa variabilità intrinseca sottolinea la necessità di un approccio basato su ensemble di simulazioni, come quello adottato nello studio, per catturare la gamma di possibili stati climatici e migliorare la robustezza delle conclusioni.

L’analisi della SNAO nel contesto del modello CM2.5 si concentra quindi sulla capacità del modello di generare spontaneamente questa teleconnessione come parte della sua variabilità interna, piuttosto che come risposta diretta a forzanti esterne. Questo approccio consente di valutare se il modello riesca a riprodurre i meccanismi fisici sottostanti che governano la SNAO, come i gradienti di pressione al livello del mare e le conseguenti influenze sulla circolazione atmosferica regionale. La validazione di questa capacità è cruciale per confermare l’utilità del modello nel prevedere i futuri impatti della SNAO sul clima mediterraneo, specialmente in un contesto di cambiamento climatico globale che potrebbe alterare l’intensità e la frequenza di tali teleconnessioni. Inoltre, l’analisi tiene conto delle limitazioni intrinseche delle simulazioni climatiche, riconoscendo che la complessità della variabilità interna e l’influenza di fattori multipli possono portare a discrepanze tra i pattern simulati e quelli osservati, senza che ciò implichi necessariamente una mancanza di validità del modello stesso.

La Figura 3 fornisce un’analisi comparativa dettagliata delle precipitazioni medie stagionali estive (giugno, luglio e agosto; JJA) nella regione mediterranea, confrontando dati osservativi con le simulazioni di due modelli climatici, CM2.1 e CM2.5. La figura è strutturata in quattro pannelli (a, b, c, d), ciascuno dei quali rappresenta le precipitazioni medie giornaliere (espresse in mm/giorno) per un diverso dataset o simulazione, con l’obiettivo di valutare la capacità dei modelli di riprodurre le condizioni osservate e di evidenziare l’impatto della risoluzione spaziale sulla qualità delle simulazioni. Di seguito, viene fornita una descrizione approfondita di ciascun pannello, seguita da un’interpretazione scientifica complessiva.

Contesto metodologico e dati analizzati

La Figura 3 confronta due fonti di dati osservativi con le simulazioni di due modelli climatici:

• Dati osservativi: Derivano da due dataset indipendenti, EOBS e il dataset della University of Delaware (versione 4.01), entrambi relativi al periodo 1980–2015. Entrambi i dataset sono rappresentati a una risoluzione spaziale di 0,5° × 0,5° (latitudine × longitudine), offrendo una copertura dettagliata delle precipitazioni terrestri.
• Dati simulati: Provengono dalle simulazioni di controllo (CTRL) dei modelli CM2.1 e CM2.5, calcolate per gli anni 101–1000 della simulazione. Il CM2.1 ha una risoluzione orizzontale più grossolana, pari a circa 2° × 2,5° (circa 200 km), mentre il CM2.5 opera a una risoluzione più fine di circa 50 km (equivalente a circa 0,5°), permettendo una rappresentazione più dettagliata delle variazioni spaziali.
• Specifiche tecniche: Le regioni con dati mancanti nei dataset osservativi sono lasciate in bianco, riflettendo limitazioni nella copertura osservativa, specialmente in aree remote o marine. Le simulazioni dei modelli sono mostrate alle loro risoluzioni native, evidenziando l’effetto della risoluzione spaziale sulla simulazione delle precipitazioni.

L’obiettivo principale è analizzare la capacità dei modelli di catturare i pattern spaziali e l’intensità delle precipitazioni estive nel Mediterraneo, una regione caratterizzata da una forte variabilità climatica e da complessi effetti orografici, e valutare come il miglioramento della risoluzione spaziale influisca sulla qualità delle simulazioni.

Descrizione dettagliata dei pannelli

Pannello (a): EOBS osservazioni, 1980–2015 (Precipitazioni medie JJA, mm/giorno)

Il pannello (a) rappresenta le precipitazioni medie stagionali estive (JJA) derivate dal dataset EOBS, che copre il periodo 1980–2015 con una risoluzione di 0,5° × 0,5°. EOBS è un dataset ad alta risoluzione basato su osservazioni di stazioni meteorologiche, progettato per fornire una rappresentazione dettagliata del clima europeo. La distribuzione delle precipitazioni mostra caratteristiche tipiche della regione mediterranea in estate:

• Mediterraneo settentrionale: Si registrano valori più elevati, in particolare nelle aree montuose come le Alpi e i Balcani, dove le precipitazioni possono raggiungere 2–3 mm/giorno o più. Questo pattern è attribuibile all’effetto orografico, che favorisce la formazione di precipitazioni attraverso il sollevamento dell’aria umida lungo i versanti montuosi.
• Mediterraneo meridionale e orientale: Le precipitazioni sono quasi nulle (valori prossimi a 0 mm/giorno), riflettendo il clima arido estivo tipico di queste regioni, dove la subsidenza atmosferica associata all’anticiclone subtropicale inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni. Le aree con dati mancanti, come alcune regioni marine o zone con scarsa copertura di stazioni meteorologiche, sono lasciate in bianco, evidenziando le limitazioni intrinseche dei dataset osservativi grigliati in regioni eterogenee.

Pannello (b): University of Delaware climatologia, 1980–2015 (Precipitazioni medie JJA, mm/giorno)

Il pannello (b) presenta le precipitazioni medie stagionali estive (JJA) derivate dal dataset della University of Delaware (versione 4.01), anch’esso relativo al periodo 1980–2015 e rappresentato a una risoluzione di 0,5° × 0,5°. Questo dataset globale si basa su osservazioni di stazioni terrestri interpolate su una griglia regolare, offrendo una seconda fonte osservativa per il confronto. La distribuzione delle precipitazioni è generalmente simile a quella di EOBS, ma con alcune differenze nei valori assoluti e nei dettagli locali:

• Mediterraneo settentrionale: Anche qui si osservano precipitazioni più elevate nelle regioni montuose, con valori massimi intorno a 1,5–2,5 mm/giorno sulle Alpi e i Balcani. Tuttavia, i valori possono differire leggermente rispetto a EOBS, riflettendo differenze nelle metodologie di interpolazione e nella densità delle stazioni utilizzate.
• Mediterraneo meridionale e orientale: Le precipitazioni sono minime, vicine a 0 mm/giorno, coerentemente con il clima arido estivo e con i dati di EOBS. Come per EOBS, le regioni con dati mancanti sono lasciate in bianco. Il confronto tra i due dataset osservativi permette di valutare l’incertezza osservativa, un aspetto critico in regioni con orografia complessa o scarsa copertura di dati, come il Mediterraneo.

Pannello (c): CM2.1, anni 101–1000 (Precipitazioni medie JJA, mm/giorno)

Il pannello (c) mostra le precipitazioni medie stagionali estive (JJA) simulate dal modello CM2.1, calcolate per gli anni 101–1000 della simulazione di controllo (CTRL). Il CM2.1 opera a una risoluzione spaziale più grossolana di circa 2° × 2,5° (circa 200 km), tipica dei modelli della generazione CMIP3. La distribuzione delle precipitazioni riflette i pattern generali osservati:

• Mediterraneo settentrionale: Il modello cattura i valori più elevati nelle aree montuose, come le Alpi e i Balcani, con precipitazioni simulate che possono raggiungere 3–4 mm/giorno. Tuttavia, si nota una sovrastima significativa rispetto ai dati osservativi, con bias che possono arrivare fino al 50% in regioni con forti gradienti spaziali, come quelle montuose. Questa sovrastima è attribuibile alla risoluzione grossolana del modello, che non riesce a risolvere adeguatamente i dettagli orografici e i processi locali che modulano le precipitazioni.
• Mediterraneo meridionale e orientale: Le precipitazioni simulate sono vicine a zero, in linea con le osservazioni, ma la mancanza di dettaglio spaziale limita la capacità del modello di rappresentare variazioni locali, come i gradienti tra aree costiere e interne. La risoluzione grossolana del CM2.1 porta a una rappresentazione meno accurata delle precipitazioni in regioni con elevata variabilità spaziale, evidenziando i limiti dei modelli a bassa risoluzione nel catturare le dinamiche climatiche regionali.

Pannello (d): CM2.5, anni 101–1000 (Precipitazioni medie JJA, mm/giorno)

Il pannello (d) presenta le precipitazioni medie stagionali estive (JJA) simulate dal modello CM2.5, anch’esse calcolate per gli anni 101–1000 della simulazione CTRL. Il CM2.5 opera a una risoluzione più fine di circa 50 km (equivalente a circa 0,5°), consentendo una rappresentazione più dettagliata delle variazioni spaziali rispetto al CM2.1:

• Mediterraneo settentrionale: Il CM2.5 riproduce i pattern osservati con maggiore accuratezza, catturando i massimi di precipitazione sulle Alpi, i Balcani e altre aree montuose, con valori intorno a 2,5–3,5 mm/giorno. Tuttavia, anche in questo caso si osserva un bias umido, con una sovrastima delle precipitazioni rispetto ai dataset osservativi EOBS e University of Delaware. Questo bias è particolarmente evidente in aree montuose come la Penisola Iberica settentrionale, le Alpi e l’Asia Minore, dove i valori simulati superano quelli osservati.
• Mediterraneo meridionale e orientale: Le precipitazioni sono correttamente simulate come quasi nulle, riflettendo le condizioni aride estive tipiche della regione, in accordo con le osservazioni. La risoluzione più fine del CM2.5 consente di catturare meglio i gradienti spaziali e gli effetti orografici, come l’aumento delle precipitazioni in prossimità delle montagne, rispetto al CM2.1. Tuttavia, il bias umido persiste, suggerendo che fattori oltre alla risoluzione, come la parametrizzazione dei processi convettivi, influenzano la qualità della simulazione.

Interpretazione scientifica e implicazioni

La Figura 3 offre un’analisi approfondita della capacità dei modelli CM2.1 e CM2.5 di simulare le precipitazioni estive nella regione mediterranea, confrontandoli con due dataset osservativi indipendenti, EOBS e University of Delaware. Entrambi i modelli sono in grado di catturare le caratteristiche generali della climatologia delle precipitazioni, come i valori più elevati nel Mediterraneo settentrionale (in particolare nelle aree montuose) e le condizioni aride nel Mediterraneo meridionale e orientale. Tuttavia, emergono differenze significative legate alla risoluzione spaziale e alla rappresentazione dei processi fisici:

• CM2.1 (risoluzione grossolana): Pur riuscendo a rappresentare i pattern generali, il CM2.1 mostra un bias umido significativo, con errori fino al 50% nelle regioni con forti gradienti spaziali, come le aree montuose. Questo bias è attribuibile alla sua bassa risoluzione, che non consente di risolvere adeguatamente i dettagli orografici e i processi locali, come l’effetto di sollevamento orografico che modula le precipitazioni. La risoluzione di circa 200 km tende a “spalmare” le precipitazioni su aree più ampie, portando a una sovrastima in regioni montuose e a una rappresentazione meno accurata dei gradienti spaziali.
• CM2.5 (risoluzione più fine): Il CM2.5 offre un miglioramento sostanziale rispetto al CM2.1, grazie alla sua risoluzione di circa 50 km, che gli consente di catturare dettagli spaziali più fini e gradienti più realistici. I pattern di precipitazione simulati sono più vicini a quelli osservati, specialmente nelle regioni con orografia complessa, dove il modello riesce a rappresentare meglio l’aumento delle precipitazioni in prossimità delle montagne. Tuttavia, anche il CM2.5 presenta un bias umido in aree montuose, sovrastimando le precipitazioni rispetto ai dati osservativi. Questo bias è coerente con i risultati di altri modelli ad alta risoluzione, come quelli dell’esperimento EURO-CORDEX, e potrebbe essere legato a limitazioni nella parametrizzazione dei processi convettivi o a un’insufficiente rappresentazione dei feedback terra-atmosfera.
• Confronto tra EOBS e University of Delaware: I due dataset osservativi mostrano una buona corrispondenza nei pattern generali, con precipitazioni più elevate nel Mediterraneo settentrionale e valori minimi nel Mediterraneo meridionale e orientale. Tuttavia, emergono differenze nei valori assoluti e nei dettagli locali, riflettendo l’incertezza osservativa intrinseca a questi dataset. Il CM2.5 appare più coerente con il dataset EOBS in termini di pattern e intensità, ma la sottorappresentazione delle precipitazioni in aree montuose nei dataset grigliati, come evidenziato da Lundquist et al. (2019), complica la validazione precisa delle simulazioni. Questa incertezza osservativa è particolarmente rilevante in regioni con orografia complessa, dove la densità delle stazioni meteorologiche è spesso insufficiente per catturare la variabilità spaziale delle precipitazioni.

Implicazioni per la modellazione climatica

La Figura 3 sottolinea l’importanza della risoluzione spaziale nella modellazione climatica, specialmente in regioni come il Mediterraneo, caratterizzate da una forte eterogeneità climatica e da significativi effetti orografici. L’aumento della risoluzione da circa 200 km (CM2.1) a 50 km (CM2.5) consente al modello di catturare meglio i gradienti spaziali e gli effetti locali, come l’aumento delle precipitazioni in prossimità delle montagne, migliorando la rappresentazione delle dinamiche climatiche regionali. Questo miglioramento è cruciale per una regione come il Mediterraneo, dove le interazioni tra orografia, coste e circolazione atmosferica giocano un ruolo fondamentale nel determinare i pattern di precipitazione.

Tuttavia, il persistente bias umido nel CM2.5, specialmente in aree montuose, indica che la sola risoluzione spaziale non è sufficiente per eliminare tutti gli errori nella simulazione delle precipitazioni. Fattori come la parametrizzazione dei processi convettivi, la rappresentazione dell’umidità del suolo e i feedback terra-atmosfera possono contribuire a questa sovrastima. Inoltre, l’incertezza nei dataset osservativi, specialmente in regioni montuose con scarsa copertura di dati, limita la capacità di validare con precisione i modelli, come sottolineato da Lundquist et al. (2019). Questo evidenzia la necessità di migliorare sia i dataset osservativi, attraverso una maggiore densità di stazioni e tecniche di interpolazione più avanzate, sia i modelli climatici, affinando la parametrizzazione dei processi fisici che influenzano le precipitazioni.

In sintesi, la Figura 3 dimostra che il CM2.5 rappresenta un significativo passo avanti rispetto al CM2.1 nella simulazione delle precipitazioni estive nel Mediterraneo, grazie alla sua capacità di catturare dettagli spaziali e gradienti orografici con maggiore accuratezza. Tuttavia, i bias rimanenti e le incertezze osservative sottolineano la complessità della modellazione climatica in regioni eterogenee e la necessità di ulteriori miglioramenti, sia nei modelli che nei dati di riferimento. Questi risultati forniscono una base solida per future indagini sui cambiamenti climatici nel Mediterraneo, una regione particolarmente vulnerabile agli impatti del riscaldamento globale.

La Figura 4 presenta un’analisi dettagliata delle correlazioni tra la componente principale (PC) della serie temporale della pressione al livello del mare (SLP) associata all’Oscillazione del Nord Atlantico estiva (SNAO) nei mesi di luglio e agosto (JA) e diverse variabili climatiche nella regione mediterranea ed euro-atlantica. I dati utilizzati per questa analisi sono derivati dalla simulazione di controllo (CTRL) del modello CM2.5, che copre un periodo di 1000 anni (anni 101–1000), rappresentando uno stato di variabilità interna del clima senza forzanti esterne variabili. La figura è strutturata in tre pannelli (a, b, c), ciascuno dei quali esplora l’impatto della SNAO su una specifica variabile atmosferica: pressione al livello del mare, temperatura superficiale combinata con l’altezza geopotenziale a 850 hPa, e precipitazioni. Di seguito, viene fornita una descrizione approfondita di ciascun pannello, seguita da un’interpretazione scientifica complessiva.

Contesto metodologico e obiettivi

L’obiettivo principale della Figura 4 è valutare la capacità del modello CM2.5 di simulare l’influenza della teleconnessione SNAO sul clima estivo della regione mediterranea ed euro-atlantica, un aspetto cruciale per validare l’accuratezza del modello nel riprodurre i meccanismi fisici che governano le teleconnessioni atmosferiche. La SNAO è definita come la componente principale della pressione al livello del mare (SLP) nell’area euro-atlantica (25–75°N, 70°W–50°E) per i mesi di luglio e agosto (JA), seguendo l’approccio metodologico descritto nella Sezione 2.3. Le correlazioni sono calcolate utilizzando la serie temporale della PC della SNAO e sono mostrate solo quando statisticamente significative al livello dell’1% (p-value < 0.01), garantendo la robustezza statistica dei risultati. Nei pannelli (a) e (c), le linee di contorno a 0.25 e 0.5 sono utilizzate per evidenziare i livelli di correlazione più rilevanti, facilitando l’identificazione delle regioni con le relazioni più forti.

Descrizione dettagliata dei pannelli

Pannello (a): Correlazione tra la PC della SNAO SLP e la pressione al livello del mare (SLP)

Il pannello (a) presenta una mappa spaziale delle correlazioni tra la serie temporale della componente principale (PC) della SNAO SLP e i campi di pressione al livello del mare (SLP) nell’area euro-atlantica e mediterranea. Le correlazioni variano tra -1 e 1, con valori positivi che indicano una relazione diretta (aumenti della PC della SNAO associati a aumenti della SLP) e valori negativi che indicano una relazione inversa (aumenti della PC associati a diminuzioni della SLP):

• Regione euro-atlantica centrale (25–75°N, 70°W–50°E): Si osservano correlazioni positive elevate, probabilmente vicine o superiori a 0.5, che riflettono la struttura intrinseca della SNAO. Una fase positiva della SNAO è tipicamente caratterizzata da un anticiclone più intenso sull’Atlantico settentrionale, portando a un aumento della pressione al livello del mare in questa regione. Questo pattern dipolare è una firma distintiva della SNAO, con alta pressione nel lobo settentrionale del dominio.
• Europa nord-occidentale e Mediterraneo centrale: È probabile che si registrino correlazioni negative, con valori inferiori a -0.25, indicando che una fase positiva della SNAO è associata a una pressione più bassa in queste regioni. Questo è coerente con il pattern dipolare della SNAO, dove l’alta pressione sull’Atlantico settentrionale è accompagnata da una bassa pressione più a sud, influenzando la dinamica atmosferica su queste aree.
• Mediterraneo orientale: Le correlazioni in questa regione potrebbero essere deboli o non significative, suggerendo che l’influenza diretta della SNAO sul Mediterraneo orientale è limitata. Ciò potrebbe essere dovuto alla predominanza di dinamiche locali, come la subsidenza estiva, o all’influenza di altre teleconnessioni, come quella del monsone indiano, che modulano il clima di questa area in modo più significativo. Questo pannello dimostra che il modello CM2.5 è in grado di catturare la struttura spaziale della SNAO, con un pattern dipolare che alterna alta pressione sull’Atlantico settentrionale e bassa pressione su parti dell’Europa e del Mediterraneo centrale, in linea con le osservazioni e le definizioni teoriche della teleconnessione.

Pannello (b): Correlazione tra la PC della SNAO SLP, temperatura a 2 m (colori) e altezza geopotenziale a 850 hPa (contorni)

Il pannello (b) esplora l’impatto della variabilità della SNAO sulla temperatura superficiale e sulla struttura della bassa troposfera, rappresentando due variabili correlate:

• Colori (shaded): Correlazione tra la PC della SNAO SLP e la temperatura a 2 metri (vicino alla superficie), che riflette le condizioni termiche al livello del suolo.
• Contorni: Correlazione tra la PC della SNAO SLP e l’altezza geopotenziale a 850 hPa (circa 1,5 km di altitudine), un indicatore della struttura dinamica della bassa troposfera.
• Europa nord-occidentale: È probabile che si osservino correlazioni negative per la temperatura a 2 metri (colori freddi, come blu), indicando che una fase positiva della SNAO (caratterizzata da alta pressione sull’Atlantico settentrionale) porta a temperature più basse in questa regione. Questo è coerente con il pattern della SNAO, che in fase positiva tende a generare condizioni più secche e fresche nell’Europa nord-occidentale, a causa della bassa pressione e di un flusso d’aria più freddo che si stabilisce in questa area.
• Mediterraneo centrale: Le correlazioni per la temperatura potrebbero essere positive (colori caldi, come rosso), suggerendo che una fase positiva della SNAO è associata a temperature più elevate in questa regione. Questo effetto è probabilmente dovuto a una maggiore subsidenza atmosferica e a condizioni anticicloniche che si stabiliscono in concomitanza con la bassa pressione locale, favorendo un riscaldamento superficiale.
• Altezza geopotenziale a 850 hPa: I contorni riflettono un pattern simile a quello della SLP nel pannello (a), con correlazioni positive (altezza geopotenziale maggiore) sull’Atlantico settentrionale, dove l’anticiclone della SNAO è più forte, e correlazioni negative (altezza geopotenziale minore) su parti dell’Europa e del Mediterraneo centrale, dove la bassa pressione predomina. Questo pattern evidenzia la coerenza tra la struttura della SNAO a livello superficiale e nella bassa troposfera. Questo pannello dimostra che la SNAO non influisce solo sulla pressione superficiale, ma ha un impatto significativo anche sulla temperatura al suolo e sulla dinamica della bassa troposfera, con effetti opposti tra l’Europa nord-occidentale (più fresca) e il Mediterraneo centrale (più calda) durante una fase positiva.

Pannello (c): Correlazione tra la PC della SNAO SLP e le precipitazioni

Il pannello (c) mostra una mappa delle correlazioni tra la serie temporale della PC della SNAO SLP e i campi di precipitazione nella regione, con contorni a 0.25 e 0.5 per indicare i livelli di correlazione significativi:

• Europa nord-occidentale: È probabile che si osservino correlazioni negative, con valori inferiori a -0.25, indicando che una fase positiva della SNAO porta a una riduzione delle precipitazioni in questa regione. Questo è coerente con il pattern della SNAO, che in fase positiva genera condizioni più secche nell’Europa nord-occidentale, a causa dell’alta pressione sull’Atlantico settentrionale che sposta i sistemi perturbati più a nord, riducendo l’attività convettiva e le precipitazioni.
• Mediterraneo centrale: Le correlazioni potrebbero essere positive, con valori superiori a 0.25, suggerendo che una fase positiva della SNAO è associata a un aumento delle precipitazioni in questa regione. Questo effetto potrebbe derivare da una maggiore instabilità atmosferica indotta dalla bassa pressione associata alla SNAO in quest’area, che favorisce la formazione di precipitazioni, specialmente in presenza di flussi umidi provenienti dal mare.
• Mediterraneo orientale: Le correlazioni in questa regione sono probabilmente deboli o non significative, indicando che l’influenza della SNAO sulle precipitazioni nel Mediterraneo orientale è limitata. Questo suggerisce che altri fattori, come la subsidenza estiva tipica della regione o l’influenza del monsone indiano, giocano un ruolo più dominante nel determinare il regime pluviometrico estivo in questa area. Questo pannello evidenzia che la SNAO ha un impatto differenziale sulle precipitazioni, con effetti opposti tra l’Europa nord-occidentale (riduzione delle precipitazioni) e il Mediterraneo centrale (aumento delle precipitazioni), mentre il Mediterraneo orientale appare meno influenzato.

Interpretazione scientifica e implicazioni

La Figura 4 dimostra che il modello CM2.5 è in grado di simulare con successo la teleconnessione estiva della SNAO come una componente climatica indipendente, generata internamente dal sistema climatico, in accordo con l’obiettivo della Sezione 3.2. I risultati confermano la validità fisica della SNAO simulata, come derivata statisticamente attraverso l’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF), e sottolineano la capacità del modello di catturare i meccanismi fisici che governano questa teleconnessione e i suoi impatti sul clima regionale:

• Struttura dipolare della SNAO: Il pannello (a) mostra che il modello riproduce correttamente il pattern dipolare tipico della SNAO, con alta pressione sull’Atlantico settentrionale e bassa pressione su parti dell’Europa e del Mediterraneo centrale in fase positiva. Questo pattern è coerente con le osservazioni e con la letteratura scientifica sulla SNAO (Folland et al., 2009).
• Impatto su temperatura e dinamica troposferica: Il pannello (b) evidenzia che la SNAO influisce non solo sulla pressione superficiale, ma anche sulla temperatura al suolo e sulla struttura della bassa troposfera, con effetti opposti tra l’Europa nord-occidentale (temperature più basse) e il Mediterraneo centrale (temperature più alte). La relazione tra temperatura e altezza geopotenziale a 850 hPa è fisicamente coerente: un’altezza geopotenziale maggiore (condizioni anticicloniche) è associata a temperature più elevate, mentre un’altezza minore (condizioni cicloniche) porta a temperature più fresche.
• Effetti sulle precipitazioni: Il pannello (c) mostra che la SNAO modula le precipitazioni in modo differenziale, con una riduzione nell’Europa nord-occidentale e un aumento nel Mediterraneo centrale durante una fase positiva. Questo pattern riflette la natura dipolare della SNAO e la sua capacità di alterare i regimi pluviometrici su scala regionale, influenzando la distribuzione dell’umidità e l’attività convettiva.

Implicazioni per la modellazione climatica e il cambiamento climatico

La capacità del CM2.5 di simulare la SNAO e i suoi impatti sul clima mediterraneo ed euro-atlantico conferma la robustezza del modello nel riprodurre le teleconnessioni atmosferiche, un elemento cruciale per la validazione delle sue proiezioni climatiche future. La SNAO gioca un ruolo significativo nel modulare le condizioni estive nella regione mediterranea, influenzando parametri critici come temperatura e precipitazioni, che a loro volta hanno implicazioni per l’agricoltura, la gestione delle risorse idriche e la vulnerabilità al cambiamento climatico. Tuttavia, come notato nel testo, la variabilità interna del clima e l’influenza di fattori multipli (ad esempio, le interazioni con altre teleconnessioni o le dinamiche oceaniche) possono portare a differenze tra le simulazioni e le osservazioni. L’uso di ensemble di simulazioni, come quelli storici (HIST) e futuri (PROJ), è quindi essenziale per catturare la gamma di possibili stati climatici e migliorare l’affidabilità delle proiezioni.

Un aspetto interessante emerso dall’analisi è la limitata influenza della SNAO sul Mediterraneo orientale, dove le correlazioni con pressione, temperatura e precipitazioni sono deboli o non significative. Questo suggerisce che altre dinamiche, come la subsidenza estiva associata all’anticiclone subtropicale o l’influenza del monsone indiano, dominano il clima di questa regione durante l’estate. Tale risultato sottolinea la complessità delle interazioni climatiche nel Mediterraneo e la necessità di un approccio integrato che consideri sia le teleconnessioni su larga scala sia i processi locali per comprendere appieno l’evoluzione del clima regionale.

In sintesi, la Figura 4 fornisce una base solida per valutare l’impatto della SNAO sul clima estivo mediterraneo, dimostrando che il CM2.5 è uno strumento affidabile per analizzare le teleconnessioni atmosferiche e i loro effetti regionali. Questi risultati hanno implicazioni importanti per le proiezioni climatiche future, specialmente in un contesto di cambiamento climatico che potrebbe alterare l’intensità e la frequenza della SNAO, con conseguenze significative per il clima e l’ambiente della regione mediterranea.

3.2.1 Caratterizzazione spaziale e temporale del modello SNAO

L’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF) condotta sulla simulazione di controllo (CTRL, cfr. Tabella 1) ha permesso di identificare due modi principali che descrivono le variazioni della pressione al livello del mare (SLP) durante il periodo estivo. Il primo modo, denominato CTRL EOF1, rappresenta l’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO) ed emerge come il contributo dominante alla variabilità estiva della SLP. Questo modo spiega una frazione significativa della varianza totale, pari al 34%, un valore doppio rispetto al secondo modo (CTRL EOF2), che contribuisce per il 15%. Tale predominanza del CTRL EOF1 evidenzia il ruolo cruciale dello SNAO nel modulare le dinamiche atmosferiche estive sull’Atlantico settentrionale.

La struttura spaziale del CTRL EOF1, illustrata nella Figura 4a, rivela un caratteristico modello dipolare che riflette fedelmente la firma osservata dello SNAO, come riportato in letteratura (ad esempio, Folland et al., 2009). Questo dipolo estivo si distingue dalla sua controparte invernale per uno spostamento verso nord delle strutture di anomalia (cfr. Barcikowska et al., 2017), un aspetto che sottolinea la stagionalità delle dinamiche atmosferiche nell’Atlantico settentrionale. Il modello dipolare è caratterizzato da due centri d’azione principali: un lobo settentrionale localizzato sul fianco sud-occidentale della Groenlandia e un lobo meridionale posizionato a nord delle Azzorre, approssimativamente in corrispondenza delle coordinate ∼45°N, 30°E. Durante la fase positiva dello SNAO, il lobo settentrionale è associato a marcate anomalie negative di pressione, mentre il lobo meridionale presenta anomalie positive. Questa configurazione intensifica il gradiente meridionale della SLP sull’Atlantico settentrionale, favorendo una circolazione atmosferica più zonale e influenzando i pattern climatici regionali, come la distribuzione delle precipitazioni e delle temperature in Europa occidentale. L’analisi condotta separatamente per i mesi di luglio e agosto (non mostrata) conferma la robustezza di questo modello, indicando una stabilità stagionale della struttura spaziale dello SNAO.

Un’analisi più approfondita della variabilità temporale dello SNAO, condotta attraverso il confronto tra simulazioni e dati osservativi, rivela una marcata evoluzione della sua firma spaziale nel corso del tempo. La simulazione dello SNAO, rappresentata nelle Figure 5b e 5d, mostra una corrispondenza significativamente maggiore con le osservazioni (Figure 5a e 5c) per i periodi antecedenti gli anni ’70 rispetto agli ultimi sei decenni (Figure 5f e 5h rispetto a Figure 5e e 5g). Per quantificare questa evoluzione, l’analisi EOF1 è stata applicata a periodi consecutivi di 50 anni estratti dalla rianalisi 20CR, ossia 1870–1920, 1900–1950, 1940–1990 e 1960–2010 (Figura 5), e a periodi di 40 anni, ossia 1851–1890, 1891–1930, 1931–1970 e 1971–2010 (Figura S1 nel Supplemento). I risultati evidenziano che i modelli spaziali dello SNAO nei periodi osservativi più antichi (1870–1920 e 1900–1950, Figure 5a e 5c) mostrano una straordinaria somiglianza con quelli simulati (Figure 5b e 5d) e con il CTRL EOF1 (Figura 4a). In particolare, questi pattern presentano centri d’azione ben definiti: il lobo settentrionale è situato nella Groenlandia meridionale, mentre il lobo meridionale si trova a nord delle Azzorre, intorno a ∼45°N, 35°E. Al contrario, l’EOF derivato per i periodi più recenti (ad esempio, 1960–2010, Figure 5g e 5h, o 1971–2010, Figura S1) mostra un lobo settentrionale significativamente indebolito e un lobo meridionale più pronunciato, con uno spostamento verso nord-est in direzione delle Isole Britanniche. Questa configurazione è coerente con altre analisi osservative condotte sugli ultimi sei decenni (Blade et al., 2012a; Syed et al., 2012), suggerendo un cambiamento strutturale nella dinamica dello SNAO.

Un’analisi complementare condotta su quattro dei cinque membri dell’ensemble storico (HIST) disponibili conferma questa tendenza evolutiva. Ad esempio, il modello spaziale dello SNAO derivato dalle simulazioni HIST per il periodo 1870–1920 (Figure S2 e 5b) mostra una stretta corrispondenza sia con le osservazioni (Figura 5a) sia con la simulazione CTRL (Figura 4a). Tuttavia, per il periodo più recente (1960–2010), le impronte dello SNAO simulate nei membri HIST (Figura S2) e quelle derivate dalle osservazioni (Figura 5g) evidenziano un lobo settentrionale attenuato e uno spostamento del lobo meridionale verso nord-est, in prossimità delle Isole Britanniche. Questa tendenza si accentua ulteriormente quando l’analisi è estesa a proiezioni future utilizzando i membri PROJ, che coprono periodi come 1970–2030 e 1970–2060 (Figura S3). Poiché il forzante antropogenico rappresenta l’unico fattore deterministico comune agli esperimenti HIST e PROJ, questi risultati suggeriscono un ruolo significativo delle forzanti antropogeniche nel modulare la struttura spaziale dello SNAO. Tale influenza potrebbe spiegare, almeno in parte, l’evoluzione temporale della sua firma nel corso del XX secolo e fornire indicazioni preziose per comprendere le risposte del sistema climatico ai cambiamenti antropogenici futuri.

In sintesi, l’analisi condotta evidenzia che il modello spaziale dello SNAO è caratterizzato da una struttura dipolare robusta, con variazioni temporali significative che riflettono sia la variabilità naturale sia l’influenza delle forzanti antropogeniche. Questi risultati sottolineano la necessità di ulteriori indagini per quantificare l’interazione tra i fattori climatici interni e le forzanti esterne nel determinare l’evoluzione a lungo termine dello SNAO e le sue implicazioni per il clima regionale.

Analisi dettagliata della Figura 5: Evoluzione spazio-temporale del modello SNAO attraverso rianalisi e simulazioni climatiche

La Figura 5 presenta un’analisi comparativa del modello spaziale dell’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO), derivato dall’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF). Tale analisi si basa sulla correlazione tra la prima componente principale (EOF1) della variabilità estiva e la pressione al livello del mare (SLP) nei mesi di luglio e agosto, un periodo chiave per le dinamiche atmosferiche estive nell’Atlantico settentrionale. La figura confronta i dati derivati dalla rianalisi 20CR (pannelli a, c, e, g) con quelli della prima simulazione storica del modello climatico CM2.5 HIST (pannelli b, d, f, h), coprendo quattro periodi distinti: 1870–1920 (a, b), 1900–1950 (c, d), 1940–1990 (e, f) e 1960–2010 (g, h). Questo approccio consente di esaminare l’evoluzione temporale della struttura spaziale dello SNAO e di valutare la capacità del modello CM2.5 HIST di riprodurre le variazioni osservate.

Descrizione generale della figura

La Figura 5 rappresenta graficamente il modello spaziale dello SNAO come un campo di correlazioni tra la serie temporale della prima componente principale (EOF1) e la SLP estiva. La scala di correlazione varia da -0.16 (blu, indicante anomalie negative di pressione) a 0.16 (rosso, indicante anomalie positive di pressione), con una scala cromatica che permette di visualizzare chiaramente i centri d’azione del dipolo SNAO. Le linee tratteggiate rappresentano i contorni delle isobare, evidenziando la struttura dipolare tipica dello SNAO nella sua fase positiva. È importante notare che il segno di ciascun EOF derivato è arbitrario, ma l’analisi ha uniformato il segno per mostrare consistentemente lo SNAO nella sua fase positiva, facilitando così il confronto tra i periodi e tra osservazioni e simulazioni.

L’area geografica rappresentata si estende su una porzione significativa dell’Atlantico settentrionale, coprendo latitudini da circa 30°N a 80°N e longitudini da 60°W a 30°E. Questa regione include aree chiave per le dinamiche atmosferiche estive, come la Groenlandia meridionale, l’Atlantico settentrionale, le Azzorre e l’Europa occidentale, con un focus particolare sulle Isole Britanniche negli ultimi decenni.

Analisi dettagliata dei pannelli

La figura è strutturata in otto pannelli, organizzati in coppie che rappresentano i quattro periodi temporali analizzati. Ogni coppia confronta i dati osservativi (20CR) con le simulazioni (CM2.5 HIST), permettendo una valutazione diretta della coerenza tra osservazioni e modellistica.

1. Periodo 1870–1920 (pannelli a e b)
   • 20CR (pannello a): Il modello spaziale dello SNAO in questo periodo storico mostra una struttura dipolare ben definita, tipica della fase positiva dello SNAO. Il lobo settentrionale, caratterizzato da forti anomalie negative di pressione (blu intenso), è centrato sul fianco sud-occidentale della Groenlandia, una regione nota per essere un centro d’azione chiave per le oscillazioni atmosferiche nell’Atlantico settentrionale. Il lobo meridionale, con anomalie positive di pressione (rosso), è posizionato a nord delle Azzorre, approssimativamente a ∼45°N, 35°E. Questa configurazione riflette un gradiente meridionale di pressione ben marcato, che favorisce una circolazione atmosferica più zonale e influenza i pattern climatici estivi in Europa.
   • CM2.5 HIST (pannello b): La simulazione CM2.5 HIST riproduce con notevole accuratezza la struttura dipolare osservata. Il lobo settentrionale è posizionato in modo simile sulla Groenlandia meridionale, mentre il lobo meridionale è localizzato a nord delle Azzorre, con una distribuzione delle anomalie di pressione che corrisponde strettamente ai dati osservativi. Questa coerenza suggerisce che il modello climatico cattura efficacemente le dinamiche atmosferiche dello SNAO in questo periodo, caratterizzato da una variabilità climatica dominata da fattori naturali.
2. Periodo 1900–1950 (pannelli c e d)
   • 20CR (pannello c): La struttura dipolare dello SNAO rimane ben definita in questo periodo, con il lobo settentrionale ancora posizionato sulla Groenlandia meridionale e il lobo meridionale a nord delle Azzorre. Tuttavia, si osserva una leggera attenuazione dell’intensità del lobo settentrionale rispetto al periodo precedente, suggerendo una possibile transizione nella dinamica atmosferica.
   • CM2.5 HIST (pannello d): Anche in questo caso, la simulazione CM2.5 HIST è altamente coerente con le osservazioni, riproducendo la posizione e l’intensità dei due centri d’azione. La corrispondenza tra osservazioni e simulazioni in questi periodi più antichi (1870–1920 e 1900–1950) indica che il modello è in grado di rappresentare accuratamente la variabilità naturale dello SNAO, prima dell’influenza significativa delle forzanti antropogeniche.
3. Periodo 1940–1990 (pannelli e e f)
   • 20CR (pannello e): In questo periodo di transizione, si osserva un cambiamento significativo nella struttura dello SNAO. Il lobo settentrionale sulla Groenlandia meridionale appare indebolito, con anomalie negative di pressione meno intense rispetto ai periodi precedenti. Parallelamente, il lobo meridionale mostra uno spostamento verso nord-est, avvicinandosi alle Isole Britanniche, e un’intensificazione delle anomalie positive di pressione. Questo cambiamento potrebbe riflettere l’influenza crescente di fattori antropogenici, come l’aumento delle emissioni di gas serra, che iniziano a modulare le dinamiche atmosferiche globali.
   • CM2.5 HIST (pannello f): La simulazione CM2.5 HIST riflette questa tendenza evolutiva, con un lobo settentrionale meno marcato e uno spostamento del lobo meridionale verso nord-est. Tuttavia, si notano alcune discrepanze nell’intensità delle anomalie rispetto ai dati osservativi, suggerendo che il modello potrebbe sottostimare l’impatto delle forzanti antropogeniche in questo periodo di transizione.
4. Periodo 1960–2010 (pannelli g e h)
   • 20CR (pannello g): Nel periodo più recente, la struttura dello SNAO subisce una trasformazione ancora più marcata. Il lobo settentrionale è significativamente indebolito, con anomalie negative di pressione appena percettibili sulla Groenlandia meridionale. Al contrario, il lobo meridionale è diventato dominante, con anomalie positive di pressione molto intense e uno spostamento netto verso nord-est, centrato sulle Isole Britanniche. Questo cambiamento riflette un’evoluzione strutturale dello SNAO, probabilmente legata all’influenza crescente del forzante antropogenico, che altera i pattern di circolazione atmosferica nell’Atlantico settentrionale.
   • CM2.5 HIST (pannello h): La simulazione CM2.5 HIST conferma questa tendenza, mostrando un lobo settentrionale quasi scomparso e un lobo meridionale dominante, posizionato sulle Isole Britanniche. La corrispondenza con i dati osservativi in questo periodo è meno precisa rispetto ai periodi precedenti, suggerendo che il modello potrebbe non catturare pienamente la complessità delle interazioni tra forzanti antropogeniche e variabilità naturale negli ultimi decenni.

Interpretazione scientifica e implicazioni

L’analisi della Figura 5 evidenzia una chiara evoluzione temporale del modello spaziale dello SNAO nel corso del XX secolo. Nei periodi più antichi (1870–1920 e 1900–1950), il dipolo SNAO è ben definito, con un lobo settentrionale marcato sulla Groenlandia meridionale e un lobo meridionale a nord delle Azzorre. Questa configurazione riflette una dinamica atmosferica dominata dalla variabilità naturale, con un gradiente meridionale di pressione che favorisce una circolazione zonale e influenza i pattern climatici estivi in Europa, come la distribuzione delle precipitazioni e delle temperature.

A partire dal periodo 1940–1990, e in modo più evidente nel periodo 1960–2010, si osserva un progressivo indebolimento del lobo settentrionale e uno spostamento del lobo meridionale verso nord-est, con un centro d’azione sempre più vicino alle Isole Britanniche. Questo cambiamento è coerente con le analisi osservative riportate in letteratura (ad esempio, Blade et al., 2012a; Syed et al., 2012) e suggerisce un ruolo significativo delle forzanti antropogeniche, come l’aumento delle emissioni di gas serra, nell’alterare le dinamiche atmosferiche dello SNAO. L’indebolimento del lobo settentrionale e lo spostamento del lobo meridionale possono essere interpretati come una risposta del sistema climatico al riscaldamento globale, che modifica i gradienti di temperatura e pressione nell’Atlantico settentrionale.

Dal punto di vista modellistico, la simulazione CM2.5 HIST mostra una buona capacità di riprodurre il modello spaziale dello SNAO nei periodi più antichi, ma presenta alcune limitazioni nei periodi più recenti, dove l’influenza delle forzanti antropogeniche diventa più significativa. Queste discrepanze potrebbero essere legate a una rappresentazione incompleta degli effetti del forzante antropogenico nel modello o a una sottostima delle interazioni tra variabilità naturale e forzanti esterne.

Implicazioni climatiche e prospettive future

L’evoluzione del modello spaziale dello SNAO ha implicazioni importanti per il clima regionale europeo. Lo spostamento del lobo meridionale verso le Isole Britanniche negli ultimi decenni può aver contribuito a modificare i pattern di precipitazione e temperatura in Europa occidentale, con potenziali impatti su settori come l’agricoltura, la gestione delle risorse idriche e la previsione degli eventi estremi. Inoltre, l’indebolimento del lobo settentrionale potrebbe riflettere una riduzione dell’influenza delle masse d’aria fredda polare sull’Atlantico settentrionale, un fenomeno coerente con il riscaldamento dell’Artico e la riduzione della copertura glaciale.

In conclusione, la Figura 5 fornisce un’importante rappresentazione visiva dell’evoluzione spazio-temporale dello SNAO, evidenziando il ruolo delle forzanti antropogeniche nel modulare la sua struttura e offrendo spunti per ulteriori indagini. Studi futuri potrebbero concentrarsi sull’integrazione di modelli climatici più avanzati e sull’analisi di proiezioni a lungo termine per comprendere meglio come il cambiamento climatico continuerà a influenzare lo SNAO e le sue implicazioni per il clima globale e regionale.

3.2.2 Influenza dello SNAO sul clima mediterraneo: analisi delle teleconnessioni e dei meccanismi fisici

L’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO), come simulata nel modello climatico CM2.5, esercita un’influenza significativa su diversi parametri climatici, tra cui le precipitazioni, la temperatura superficiale e l’altezza geopotenziale, in un’area che si estende dall’Atlantico settentrionale all’Europa (Fig. 4). Tale impatto mostra una notevole coerenza con le osservazioni riportate in letteratura (ad esempio, Folland et al., 2009; Blade et al., 2012a), evidenziando la capacità del modello di riprodurre le dinamiche atmosferiche associate allo SNAO. In particolare, l’analisi rivela un caratteristico modello tripolare di anomalie di precipitazione, con centri d’azione distinti localizzati sulla Groenlandia meridionale, sull’Europa settentrionale e nelle sue immediate vicinanze sull’Atlantico settentrionale, e sull’Europa meridionale, includendo il bacino mediterraneo (Fig. 4c). Questi centri d’azione sono strettamente correlati alla distribuzione spaziale delle anomalie di temperatura superficiale (Fig. 4b), suggerendo un’interazione complessa tra i campi di pressione, temperatura e precipitazione.

La teleconnessione dello SNAO si manifesta in modo distinto durante le sue fasi positiva e negativa. Nella fase positiva, caratterizzata da anomalie positive di pressione al livello del mare (SLP) sul lobo meridionale dello SNAO (Fig. 4a), si osservano condizioni di riscaldamento anomalo e aridità sull’Europa nord-occidentale, accompagnate da un raffreddamento anomalo e un aumento dell’umidità nel Mediterraneo (Fig. 4b e 4c). Al contrario, nella fase negativa, con anomalie negative di SLP sul lobo meridionale, si verificano condizioni di raffreddamento e maggiore umidità nell’Europa nord-occidentale, mentre il Mediterraneo sperimenta un riscaldamento anomalo e una riduzione delle precipitazioni. Questi pattern sono in linea con le osservazioni storiche (Folland et al., 2009), che indicano un impatto dello SNAO sull’Europa nord-occidentale circa due volte più intenso rispetto a quello sul Mediterraneo, sia in termini di precipitazioni che di temperatura. A titolo esemplificativo, i coefficienti di correlazione tra la serie temporale dello SNAO e le variabili climatiche nelle vicinanze del lobo meridionale dello SNAO (a sud-ovest delle Isole Britanniche) raggiungono valori superiori a 0.6 per le precipitazioni e 0.5 per la temperatura superficiale. Nel Mediterraneo, invece, tali coefficienti si attestano a valori più bassi, rispettivamente inferiori a 0.35 per le precipitazioni e 0.4 per la temperatura, indicando un’influenza meno marcata dello SNAO su questa regione.

L’impatto dello SNAO sulle regioni settentrionali e meridionali dell’Europa è mediato da meccanismi fisici distinti, che riflettono la complessità delle dinamiche atmosferiche coinvolte. Per l’Europa settentrionale, l’influenza dello SNAO è stata spiegata in modo relativamente diretto attraverso i cambiamenti nei percorsi delle tempeste (storm tracks) sull’Atlantico settentrionale (Folland et al., 2009). Durante la fase positiva dello SNAO, l’intensificazione del gradiente meridionale di pressione favorisce uno spostamento verso nord delle traiettorie delle tempeste, riducendo le precipitazioni e aumentando le temperature nell’Europa nord-occidentale. Al contrario, nella fase negativa, le tempeste tendono a spostarsi più a sud, portando condizioni più umide e fresche nella stessa regione.

Per quanto riguarda l’Europa meridionale e il Mediterraneo, l’impatto dello SNAO sul regime idroclimatico (come documentato nelle osservazioni da Linderholm et al., 2009) si manifesta attraverso meccanismi più complessi, che coinvolgono variazioni nell’altezza geopotenziale nella media e alta troposfera. L’analisi di correlazione tra la serie temporale dello SNAO e l’altezza geopotenziale a 500 hPa (Fig. 4b, contorni) evidenzia una struttura tripolare, con nodi che coincidono spazialmente con le anomalie di precipitazione e temperatura. In particolare, durante la fase positiva dello SNAO, si osservano correlazioni negative dell’altezza geopotenziale sul Mediterraneo, indicative della presenza di un’anomala depressione nella media e alta troposfera. Questa configurazione è associata a un raffreddamento locale, dovuto all’advective cooling indotto dalla depressione troposferica, e a un’intensificazione dell’instabilità potenziale, che favorisce un aumento delle precipitazioni nel bacino mediterraneo. Al contrario, nella fase negativa dello SNAO, l’altezza geopotenziale sul Mediterraneo tende ad aumentare, portando a condizioni più stabili, con temperature più elevate e una riduzione delle precipitazioni.

Questi risultati sottolineano il ruolo delle teleconnessioni atmosferiche nel modulare il clima regionale e evidenziano la capacità dello SNAO di influenzare simultaneamente regioni climaticamente diverse attraverso meccanismi distinti. L’interazione tra i campi di pressione al livello del mare e le variazioni nella troposfera media e alta offre una spiegazione fisica per le anomalie climatiche osservate, in particolare nel Mediterraneo, dove la dinamica troposferica gioca un ruolo cruciale nel determinare il regime idroclimatico estivo. Inoltre, la maggiore intensità dell’impatto dello SNAO sull’Europa nord-occidentale rispetto al Mediterraneo suggerisce che le regioni più vicine al centro d’azione del lobo meridionale dello SNAO sono più direttamente esposte alle sue influenze, mentre nel Mediterraneo gli effetti sono modulati da processi atmosferici di scala più ampia.Dal punto di vista climatico, queste teleconnessioni hanno implicazioni significative per la previsione e la gestione delle risorse idriche, soprattutto in una regione vulnerabile come il Mediterraneo, dove le variazioni di precipitazione e temperatura possono influenzare profondamente l’agricoltura, gli ecosistemi e la disponibilità di acqua. Studi futuri potrebbero approfondire l’interazione tra lo SNAO e altri pattern di variabilità climatica, come l’Oscillazione Nord Atlantica invernale (NAO), per comprendere meglio le dinamiche a lungo termine e i potenziali impatti del cambiamento climatico su queste teleconnessioni.

3.3 Dinamiche del regime climatico estivo nel Mediterraneo orientale: simulazioni e teleconnessioni

In questa sezione, viene analizzata la capacità del modello climatico CM2.5 di simulare le caratteristiche fondamentali che definiscono il clima estivo caldo e arido del Mediterraneo orientale (EMED), come delineato nella Sezione 2. L’analisi si concentra su due aspetti principali: (a) il legame tra la dinamica superficiale e quella della media e alta troposfera, che regola l’equilibrio termico della regione, e (b) la teleconnessione con il monsone estivo indiano (ISM), un elemento cruciale per comprendere le interazioni climatiche su scala sinottica. Attraverso un approccio integrato che combina simulazioni modellistiche e confronti con dati osservativi, questa sezione mira a valutare la robustezza del modello CM2.5 nel riprodurre le dinamiche climatiche estive dell’EMED e le relative teleconnessioni.

Connessione tra subsidenza troposferica e circolazione superficiale

La relazione tra la dinamica della media e alta troposfera e la circolazione superficiale nell’EMED è stata indagata attraverso un’analisi di correlazione tra diverse variabili atmosferiche (Fig. 6). In particolare, sono state considerate le serie temporali del primo modo di variabilità (EOF1) della velocità verticale (ω) a 500 hPa (Fig. 6a), l’altezza geopotenziale e i vettori del vento a 850 hPa, la radiazione a onda lunga uscente (OLR) e le precipitazioni. Il modello EOF1 a 500 hPa, che spiega il 33%-35% della varianza totale, si presenta come un pattern monopolare, con un massimo di subsidenza ben definito nelle vicinanze di Creta, una posizione che corrisponde strettamente alla climatologia osservata e simulata (Tyrlis et al., 2013; Ziv et al., 2004). Questo pattern di subsidenza si estende verticalmente fino alla alta troposfera (circa 200 hPa), evidenziando la sua rilevanza come caratteristica dominante della dinamica atmosferica estiva nella regione.

Le Figure 6b e 6c dimostrano che il modello CM2.5 riproduce con notevole precisione la connessione tra l’intensificazione della subsidenza nella media e alta troposfera e i cambiamenti nella circolazione superficiale. Durante i periodi di subsidenza più intensa, si osserva un rafforzamento dei venti Etesiani, un flusso settentrionale tipico dell’EMED in estate, accompagnato da un aumento del gradiente di pressione zonale e da una concomitante intensificazione della circolazione anticiclonica nel Mediterraneo centrale. Questi cambiamenti sono coerenti con l’impatto della discesa adiabatica, che, in un contesto di cielo sereno tipico delle regioni aride, favorisce un raffreddamento radiativo. Tale processo si riflette in un aumento della radiazione a onda lunga uscente (OLR), come mostrato nella Figura 6e, e in una lieve riduzione delle precipitazioni (Fig. 6f), un effetto atteso in un regime climatico caratterizzato da condizioni di estrema aridità estiva. La relazione simulata dal CM2.5 è in eccellente accordo con le osservazioni, come confermato dall’analisi di correlazione condotta sui dati detrended del dataset NCEP-DOE2, che evidenzia una corrispondenza tra le anomalie regionali di ω a 500 hPa e il vento meridionale (Fig. 6d). Questo risultato sottolinea la capacità del modello di catturare le interazioni complesse tra la dinamica troposferica e la circolazione superficiale, un elemento chiave per comprendere il clima estivo dell’EMED.

Teleconnessione con il monsone estivo indiano (ISM)

Un secondo aspetto fondamentale analizzato in questa sezione è la teleconnessione tra il regime climatico dell’EMED e il monsone estivo indiano (ISM). Le correlazioni tra gli indici di ω a 500 hPa e gli indici del monsone (Fig. 6) indicano che il modello CM2.5 riproduce accuratamente questa teleconnessione, in linea con precedenti studi modellistici e osservativi (Hoskins, 1996; Rodwell e Hoskins, 2001; Tyrlis et al., 2013; Ziv et al., 2004; Cherchi et al., 2014). L’analisi evidenzia un legame significativo tra l’intensificazione della subsidenza sull’EMED e l’aumento dell’attività del monsone indiano, rappresentato da anomalie negative della radiazione a onda lunga uscente (OLR; Fig. 6e), anomalie positive di precipitazione (Fig. 6f) e un incremento del vapore acqueo integrato verticalmente (non mostrato), tutti concentrati lungo la costa nord-occidentale dell’India.

L’intensificazione dell’ISM è strettamente associata a dinamiche su larga scala che coinvolgono la Penisola Arabica e il Mar Arabico. In particolare, si osserva un rafforzamento della depressione termica (heat low) sulla Penisola Arabica e sul Mar Arabico, che agisce come un motore termodinamico per il monsone, favorendo l’afflusso di venti sud-occidentali carichi di umidità verso l’India (Fig. 6b e 6c). Questi venti alimentano il monsone, contribuendo all’aumento delle precipitazioni nella regione indiana. Parallelamente, la teleconnessione con l’ISM influenza anche la circolazione superficiale sull’EMED, come precedentemente sottolineato da Ziv et al. (2004). L’intensificazione della depressione termica sulla Penisola Arabica amplifica il gradiente di pressione sul Mediterraneo orientale, rafforzando i venti Etesiani e modulando il flusso settentrionale nella regione. Questo meccanismo di feedback evidenzia il ruolo dell’ISM come un driver remoto delle condizioni climatiche estive nell’EMED, con effetti che si propagano attraverso complessi pattern di circolazione atmosferica.

Valutazione della capacità del modello CM2.5

I risultati presentati dimostrano che il modello CM2.5 è in grado di catturare con successo le caratteristiche più rilevanti del regime climatico estivo nel Mediterraneo orientale. La simulazione accurata della subsidenza troposferica, della circolazione superficiale e della teleconnessione con l’ISM conferma la robustezza del modello nel rappresentare le dinamiche atmosferiche complesse che governano il clima estivo della regione. La coerenza con le osservazioni, come evidenziato dal confronto con il dataset NCEP-DOE2, rafforza ulteriormente la validità del CM2.5 come strumento per lo studio del clima mediterraneo. Inoltre, la capacità del modello di riprodurre il legame tra la subsidenza locale e l’attività del monsone indiano sottolinea l’importanza delle teleconnessioni su larga scala nel modulare le condizioni climatiche regionali, un aspetto cruciale per comprendere la variabilità climatica estiva nell’EMED.

Implicazioni e prospettive future

L’analisi condotta in questa sezione fornisce una base solida per ulteriori indagini sul clima mediterraneo, in particolare per quanto riguarda le proiezioni future. La capacità del CM2.5 di simulare accuratamente le dinamiche attuali suggerisce che il modello può essere utilizzato per esplorare gli scenari futuri del clima mediterraneo, interpretandoli attraverso il prisma dei fattori principali che governano il regime climatico estivo, ossia la circolazione su larga scala, le relazioni locali tra dinamica superficiale e troposferica, e le teleconnessioni con regioni remote come l’Asia meridionale. La sezione successiva si concentrerà proprio su queste proiezioni, analizzando come i cambiamenti climatici antropogenici possano influenzare le dinamiche dell’EMED e le relative teleconnessioni.

Dal punto di vista climatico, i risultati hanno implicazioni significative per la comprensione della variabilità idroclimatica nel Mediterraneo orientale, una regione già vulnerabile agli stress climatici come la siccità e le ondate di calore. La teleconnessione con l’ISM, in particolare, potrebbe subire variazioni significative in un contesto di cambiamento climatico, con potenziali effetti a cascata sulla subsidenza, sui venti Etesiani e sul regime di precipitazioni nell’EMED. Futuri studi potrebbero approfondire l’interazione tra queste teleconnessioni e altri pattern di variabilità climatica, come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), per sviluppare modelli predittivi più accurati e supportare strategie di adattamento climatico nella regione.

Analisi dettagliata della Figura 6: Dinamiche atmosferiche estive nel Mediterraneo orientale e teleconnessioni con il monsone indiano

La Figura 6 presenta un’analisi approfondita delle dinamiche atmosferiche che governano il regime climatico estivo nel Mediterraneo orientale (EMED), con un focus sulla capacità del modello climatico CM2.5 di simulare le caratteristiche chiave di questa regione durante il mese di luglio, un periodo rappresentativo della stagione estiva. La figura si compone di sei pannelli (a–f), ciascuno dei quali esplora un aspetto specifico della dinamica atmosferica, includendo la subsidenza troposferica, la circolazione superficiale, la radiazione a onda lunga uscente (OLR), le precipitazioni, e la teleconnessione con il monsone estivo indiano (ISM). Attraverso correlazioni tra diverse variabili atmosferiche e confronti con dati osservativi, la figura evidenzia il ruolo della subsidenza come elemento centrale del clima arido dell’EMED e la sua connessione con i pattern climatici su larga scala.

Contesto metodologico e obiettivi della figura

La Figura 6 si basa sui dati della simulazione CTRL del modello CM2.5, con un’analisi incentrata sul mese di luglio, un periodo in cui il clima estivo dell’EMED raggiunge il suo apice in termini di aridità e alte temperature. L’analisi utilizza la prima funzione ortogonale empirica (EOF1) della velocità verticale (ω) a 500 hPa come variabile di riferimento per rappresentare la subsidenza atmosferica, un processo fondamentale per il mantenimento del regime climatico arido della regione. La serie temporale di EOF1 ω a 500 hPa è correlata con diverse variabili atmosferiche, tra cui l’altezza geopotenziale, i venti a 850 hPa, l’OLR e le precipitazioni, al fine di esplorare le interazioni tra la dinamica troposferica e superficiale. Inoltre, la figura include un confronto con i dati osservativi del dataset NCEP-DOE2 per validare le simulazioni del modello. Le correlazioni sono presentate con livelli di significatività statistica del 1% per i pannelli (b), (c), (e) e (f), e del 10% per il pannello (d), garantendo un’analisi robusta e affidabile.

L’area geografica rappresentata copre una vasta regione che si estende dal Mediterraneo orientale (circa 20°N–40°N, 0–40°E) fino all’India nord-occidentale (circa 60°E–90°E), includendo il Mar Arabico e la Penisola Arabica, regioni cruciali per comprendere la teleconnessione tra l’EMED e l’ISM.

Analisi dettagliata dei pannelli

Pannello (a): Struttura del primo EOF della velocità verticale (ω) a 500 hPa e 300 hPa

Il pannello (a) mostra il primo EOF (EOF1) della velocità verticale (ω) a 500 hPa (in ombreggiatura) e a 300 hPa (in contorni), derivato separatamente per ciascun livello dai dati mensili di luglio della simulazione CTRL. La velocità verticale ω è un indicatore della dinamica verticale dell’atmosfera: valori positivi indicano subsidenza (discesa dell’aria), mentre valori negativi indicano ascendenza. Il pattern EOF1 si presenta come monopolare, con un massimo di subsidenza (valori positivi, in rosso) centrato nelle vicinanze di Creta (circa 32–34°N, 25–30°E), una posizione che coincide con il massimo climatologico di subsidenza estiva osservato nella regione (Tyrlis et al., 2013; Ziv et al., 2004). Questo pattern si estende verticalmente fino a 300 hPa, come evidenziato dai contorni, e spiega il 33%-35% della varianza totale, confermandone il ruolo dominante nella dinamica troposferica estiva dell’EMED. La scala di correlazione varia da -0.08 (blu, ascendenza) a 0.08 (rosso, subsidenza), con il massimo di subsidenza che sottolinea l’importanza di questo processo nel mantenimento del clima arido della regione.

Pannello (b): Correlazione con altezza geopotenziale e venti a 850 hPa

Il pannello (b) mostra la correlazione tra la serie temporale di EOF1 ω a 500 hPa e l’altezza geopotenziale a 850 hPa (in ombreggiatura), insieme alle componenti del vento (u e v) a 850 hPa (mostrate come vettori). La scala di correlazione per l’altezza geopotenziale varia da -0.7 (blu) a 0.7 (rosso). Nell’EMED, si osserva una correlazione positiva (in rosso) tra la subsidenza a 500 hPa e l’altezza geopotenziale a 850 hPa, indicando che un aumento della subsidenza è associato alla formazione di un anticiclone superficiale. Questo anticiclone favorisce condizioni di alta pressione, tipiche del clima estivo arido della regione. I vettori del vento a 850 hPa evidenziano un flusso settentrionale nell’EMED, corrispondente ai venti Etesiani, un flusso caratteristico che contribuisce a mantenere condizioni secche e calde trasportando aria continentale secca verso il Mediterraneo. Sul Mar Arabico, invece, i vettori mostrano un flusso sud-occidentale intensificato, che alimenta l’ISM con umidità, evidenziando la teleconnessione tra le due regioni. Questa configurazione riflette un gradiente di pressione zonale rafforzato, che collega la dinamica troposferica dell’EMED alla circolazione superficiale su larga scala.

Pannello (c): Correlazione con il vento meridionale a 850 hPa

Il pannello (c) rappresenta la correlazione tra la serie temporale di EOF1 ω a 500 hPa e il vento meridionale (componente v) a 850 hPa, con una scala di correlazione che varia da -0.7 (blu) a 0.7 (rosso). Nell’EMED, si osserva una correlazione negativa (blu), indicando che durante i periodi di forte subsidenza (valori positivi di ω), il vento meridionale a 850 hPa è prevalentemente settentrionale, corrispondente ai venti Etesiani. Questo flusso settentrionale è coerente con l’intensificazione dell’anticiclone superficiale e contribuisce all’aridità estiva trasportando aria secca dal continente europeo verso il Mediterraneo. Sul Mar Arabico, invece, si nota una correlazione positiva (rosso), che riflette un rafforzamento dei venti sud-occidentali associati all’intensificazione dell’ISM, un elemento chiave della teleconnessione tra l’EMED e l’Asia meridionale.

Pannello (d): Correlazioni osservate tra ω a 500 hPa e vento meridionale a 850 hPa (dataset NCEP)

Il pannello (d) presenta le correlazioni osservate, derivate dal dataset NCEP-DOE2, tra ω a 500 hPa nella regione dell’EMED (32–34°N, 25–30°E) e il vento meridionale a 850 hPa, con un livello di significatività del 10%. La scala di correlazione varia da -1 (blu) a 1 (rosso). Il pattern osservato è in linea con i risultati simulati: una correlazione negativa (blu) domina l’EMED, confermando che la subsidenza è associata a un flusso settentrionale (Etesiani), mentre una correlazione positiva (rosso) è evidente sul Mar Arabico e sull’India, riflettendo l’intensificazione dei venti sud-occidentali durante i periodi di forte attività del monsone indiano. La corrispondenza tra le osservazioni e le simulazioni del CM2.5 valida la capacità del modello di riprodurre accuratamente queste dinamiche atmosferiche e teleconnessioni.

Pannello (e): Correlazione con la radiazione a onda lunga uscente (OLR) e ω a 500 hPa

Il pannello (e) mostra la correlazione tra la serie temporale di EOF1 ω a 500 hPa e l’OLR (in ombreggiatura), con contorni di ω a 500 hPa (valori: -0.2, 0.2, 0.4). La scala di correlazione per l’OLR varia da -0.7 (blu) a 0.7 (rosso). Nell’EMED, si osserva una correlazione positiva (rosso), indicando che un aumento della subsidenza è associato a un incremento dell’OLR. Questo effetto è coerente con il raffreddamento radiativo in condizioni di cielo sereno, tipico delle regioni aride come l’EMED, dove la discesa adiabatica e l’assenza di nuvole favoriscono una maggiore emissione di radiazione infrarossa verso lo spazio. Sul subcontinente indiano, invece, si nota una correlazione negativa (blu), che riflette un aumento dell’attività convettiva (riduzione dell’OLR) durante l’intensificazione dell’ISM, un fenomeno associato a una maggiore copertura nuvolosa e precipitazioni intense.

Pannello (f): Correlazione con le precipitazioni

Il pannello (f) mostra la correlazione tra la serie temporale di EOF1 ω a 500 hPa e le precipitazioni, con una scala di correlazione che varia da -0.6 (blu scuro) a 0.6 (verde). Nell’EMED, la correlazione è leggermente negativa (blu), indicando una riduzione delle precipitazioni durante i periodi di forte subsidenza, un risultato atteso in un regime climatico caratterizzato da estrema aridità estiva. Al contrario, sull’India nord-occidentale si osserva una correlazione positiva (verde), che evidenzia un aumento delle precipitazioni associato all’intensificazione dell’ISM, in concomitanza con la subsidenza nell’EMED. Questo pattern sottolinea il legame teleconnettivo tra le due regioni, con la subsidenza nell’EMED che si intensifica in risposta all’aumento dell’attività convettiva in India.

Interpretazione scientifica e teleconnessioni

La Figura 6 fornisce un quadro dettagliato delle dinamiche atmosferiche estive nell’EMED e della loro connessione con l’ISM. La subsidenza troposferica, rappresentata dal pattern EOF1 di ω a 500 hPa, è un elemento centrale del clima arido dell’EMED, in quanto inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, contribuendo alle condizioni di alta pressione e cielo sereno tipiche della regione. Il modello CM2.5 riproduce accuratamente questo processo, come confermato dalla corrispondenza con le osservazioni NCEP-DOE2 (pannello d), e cattura con successo le interazioni tra la subsidenza e la circolazione superficiale. L’intensificazione della subsidenza è associata a un rafforzamento dei venti Etesiani, un flusso settentrionale che trasporta aria secca verso il Mediterraneo, e a un aumento del gradiente di pressione zonale, che favorisce una circolazione anticiclonica nel Mediterraneo centrale (pannelli b e c).

Un elemento chiave emerso dall’analisi è la teleconnessione con l’ISM. L’intensificazione del monsone indiano, evidenziata dall’aumento delle precipitazioni e dalla riduzione dell’OLR in India

4 Cambiamenti climatici nel XXI secolo

4.1 Analisi comparativa del clima estivo futuro e presente: proiezioni e dinamiche su larga scala

Le proiezioni climatiche del modello CM2.5 relative alla circolazione atmosferica su larga scala nella regione euro-atlantica per il XXI secolo mostrano una notevole coerenza con i risultati delle simulazioni CMIP3 e CMIP5, pur con alcune peculiarità distintive. Una delle caratteristiche più rilevanti dei cambiamenti simulati è lo spostamento verso nord e il contemporaneo rafforzamento del gradiente meridionale di pressione al livello del mare (SLP) sull’Atlantico settentrionale. Questo pattern si manifesta come un dipolo di SLP, con anomalie cicloniche centrate sulla Groenlandia e anomalie anticicloniche posizionate a sud-ovest delle Isole Britanniche. Tale configurazione rappresenta un’impronta tipica del cambiamento climatico antropogenico, come documentato in letteratura (Collins et al., 2013), ed è indicativa di una riorganizzazione delle dinamiche atmosferiche su larga scala in risposta al riscaldamento globale. La struttura dipolare osservata nelle proiezioni del CM2.5 presenta una somiglianza significativa con il pattern dello SNAO (Oscillazione Nord Atlantica Estiva) derivato dalla simulazione CTRL nella sua fase positiva, sebbene con un leggero spostamento verso nord-est rispetto allo SNAO CTRL. Questa somiglianza suggerisce che il forzante antropogenico possa contribuire a una tendenza verso fasi positive dello SNAO nel futuro, un’ipotesi coerente con quanto riportato da Folland et al. (2009) per i modelli HadCM3 e HadGEM1, che hanno evidenziato un’influenza antropogenica sulla variabilità dello SNAO.

Riscaldamento regionale e dinamiche termodinamiche

La Figura 7 evidenzia un riscaldamento estivo (JJA, media giornaliera) estremamente pronunciato, che in alcune regioni raggiunge i 7 °C, accompagnato da un’intensificazione delle depressioni termiche su vaste aree del Nord Africa e del Medio Oriente, includendo il Sahara, il Mediterraneo orientale e la Penisola Arabica. Il massimo locale di riscaldamento si concentra sul Levante e sull’entroterra della Penisola Arabica, dove si sovrappone a un’anomalia di flusso convergente e aria ascendente che si estende dalla superficie fino alla media troposfera (Fig. 2c e S4). Questo processo dinamico contribuisce a intensificare la cosiddetta depressione persiana, una caratteristica sinottica tipica della regione che influenza la circolazione estiva. L’intensificazione della depressione persiana porta a una riduzione della subsidenza nel Mediterraneo orientale, mentre una subsidenza più marcata si sviluppa nel Mediterraneo centrale, spostando il massimo locale di subsidenza verso nord-ovest. Questi cambiamenti nella dinamica troposferica hanno implicazioni significative per il regime climatico regionale, modulando i pattern di precipitazione e temperatura.

Cambiamenti nella circolazione atmosferica sull’Europa

Le proiezioni del CM2.5 relative alla circolazione atmosferica sull’Europa mostrano differenze sostanziali rispetto alle proiezioni dell’ensemble multimodello CMIP5 per lo scenario RCP8.5 (Collins et al., 2013) e dell’ensemble CMIP3 per lo scenario A1B (Giorgi e Lionello, 2008), sia dal punto di vista quantitativo che qualitativo. Nel CM2.5, i cambiamenti circolatori possono essere descritti come una zona di transizione tra due regimi dominanti: un’intensificazione della circolazione anticiclonica, centrata in prossimità delle Isole Britanniche, e un rafforzamento della depressione termica sul Mediterraneo orientale e il Medio Oriente. Di conseguenza, le regioni nord-occidentali e centrali dell’Europa, incluso il Mediterraneo centrale, mostrano un aumento della pressione al livello del mare (SLP). Questo aumento della SLP nel Mediterraneo centrale, combinato con una diminuzione della SLP nel Mediterraneo orientale, amplifica il gradiente di pressione zonale nella regione, favorendo un rafforzamento dei venti Etesiani, un flusso settentrionale caratteristico dell’estate mediterranea.

Al contrario, l’ensemble CMIP5 evidenzia anomalie negative di SLP su gran parte dell’Europa (ad eccezione delle Isole Britanniche), che tendono a indebolire il gradiente di pressione zonale regionale e il flusso settentrionale associato (Collins et al., 2013; Fig. 12.18). Questa discrepanza suggerisce che il CM2.5 potrebbe enfatizzare in modo più marcato l’influenza delle forzanti antropogeniche sulla riorganizzazione della circolazione atmosferica estiva, con un impatto più pronunciato sul rafforzamento dei venti Etesiani e sulla dinamica del Mediterraneo orientale rispetto ad altri modelli.

Gradienti di riscaldamento e variazioni di temperatura

Il riscaldamento estivo proiettato dal CM2.5 evidenzia un gradiente termico significativo tra le regioni sud-occidentali e nord-orientali dell’Europa, un pattern qualitativamente coerente con le proiezioni degli ensemble CMIP5 e EURO-CORDEX. Tuttavia, il CM2.5 presenta alcune peculiarità distintive. In particolare, il gradiente di riscaldamento è più marcato rispetto agli ensemble CMIP5 e EURO-CORDEX, e il minimo di riscaldamento è localizzato nei Balcani settentrionali e nell’Europa sud-orientale (Fig. 7b), piuttosto che nei paesi baltici sud-orientali, come riportato in EEA (2017, Map 3.4; Fig. S6). In queste regioni, il CM2.5 proietta un riscaldamento relativamente contenuto, compreso tra 0.5 e 2.5 °C, ed è accompagnato da tendenze all’aumento dell’umidità, suggerendo un potenziale effetto mitigante delle precipitazioni sul riscaldamento locale.

In confronto, la media dell’ensemble di simulazioni combinate di modelli di circolazione globale e regionale (GCM e RCM) dell’iniziativa EURO-CORDEX (EEA, 2017, Map 3.4, p. 76) proietta un riscaldamento più intenso, compreso tra 3.5 e 5.5 °C, per le stesse regioni. Inoltre, l’ensemble di 10 membri RCP8.5 del modello CSIRO-Mk3-6-0 indica un riscaldamento ancora più marcato, superiore a 6 °C (Fig. S5). Per altre regioni europee, come la Penisola Iberica, la Francia meridionale e i Balcani meridionali, il CM2.5 proietta un riscaldamento compreso tra 3.5 e 6 °C, un valore comunque inferiore rispetto alle proiezioni del CSIRO-Mk3-6-0, che variano tra circa 5.5 e 8 °C. Queste differenze suggeriscono che il CM2.5 potrebbe sottostimare l’entità del riscaldamento in alcune regioni rispetto ad altri modelli, potenzialmente a causa di una diversa rappresentazione delle retroazioni climatiche o delle interazioni tra dinamica atmosferica e forzanti antropogeniche.

Variazioni idroclimatiche e gradienti di precipitazione

Dal punto di vista idroclimatico, il CM2.5 evidenzia una netta zona di transizione tra le tendenze all’aridificazione nell’Europa sud-occidentale e un aumento dell’umidità nell’Europa nord-orientale (Fig. 7c). Questo gradiente di precipitazione è significativamente più marcato nel CM2.5 rispetto agli ensemble CMIP3 e CMIP5 (EEA, 2017, Map 3.8), e le tendenze all’aumento dell’umidità si estendono più a sud, raggiungendo i Balcani settentrionali. La maggiore risoluzione spaziale del CM2.5 consente di catturare dettagli più fini, come gradienti più netti lungo le coste e nelle regioni montuose, offrendo una rappresentazione più dettagliata delle variazioni idroclimatiche.

Tutte le regioni costiere europee mostrano una riduzione delle precipitazioni, un fenomeno atteso a causa del crescente contrasto termico tra la terra, che si riscalda rapidamente sotto l’effetto del cambiamento climatico, e il mare, che si riscalda più lentamente. Questo contrasto amplifica l’aridificazione estiva, specialmente lungo le coste nord-occidentali della Penisola Iberica, una regione che tipicamente riceve precipitazioni abbondanti grazie alle tempeste in arrivo dall’Atlantico settentrionale. La riduzione delle precipitazioni in queste aree potrebbe avere implicazioni significative per la disponibilità idrica e l’agricoltura, accentuando lo stress idrico in un contesto di aumento delle temperature.

Implicazioni scientifiche e prospettive future

Le proiezioni del CM2.5 forniscono un quadro complesso dei cambiamenti climatici estivi nel XXI secolo nella regione euro-atlantica, evidenziando l’interazione tra dinamiche su larga scala, come lo spostamento del gradiente di pressione sull’Atlantico settentrionale, e processi regionali, come l’intensificazione della depressione persiana e dei venti Etesiani. La somiglianza tra il pattern di cambiamento climatico antropogenico e lo SNAO nella sua fase positiva suggerisce che il forzante antropogenico potrebbe amplificare le fasi positive dello SNAO, con potenziali effetti a cascata sul clima europeo, inclusi un aumento dell’aridità nel Mediterraneo e variazioni nei pattern di precipitazione.

Le discrepanze tra le proiezioni del CM2.5 e quelle degli ensemble CMIP5 e EURO-CORDEX sottolineano la necessità di ulteriori indagini per comprendere le cause di queste differenze, che potrebbero essere legate a variazioni nella sensibilità climatica del modello, nella rappresentazione delle retroazioni atmosferiche, o nella risoluzione spaziale. La capacità del CM2.5 di fornire informazioni più dettagliate a scala regionale, grazie alla sua alta risoluzione, rappresenta un vantaggio significativo per la pianificazione dell’adattamento climatico, specialmente in regioni vulnerabili come il Mediterraneo, dove le variazioni di temperatura e precipitazione possono avere impatti profondi su ecosistemi, risorse idriche e attività umane.

In conclusione, questa analisi comparativa evidenzia la complessità dei cambiamenti climatici estivi nel XXI secolo, sottolineando l’importanza di integrare proiezioni modellistiche ad alta risoluzione con osservazioni e studi di sensibilità per migliorare la comprensione delle dinamiche climatiche future. Futuri studi potrebbero concentrarsi sull’interazione tra lo SNAO e altri pattern di variabilità climatica, come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), per esplorare ulteriormente il ruolo delle teleconnessioni nel modulare il clima europeo in un contesto di cambiamento climatico.

4.2 Evoluzione futura delle teleconnessioni tra lo SNAO e il clima mediterraneo: dinamiche e impatti climatici

L’analisi delle simulazioni climatiche condotte per il XX e XXI secolo evidenzia cambiamenti significativi e a lungo termine nel comportamento dell’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO), sia in termini di magnitudine che di struttura spaziale. Questi cambiamenti sono stati esaminati attraverso un ensemble di simulazioni che combinano i dati storici (HIST) e le proiezioni future (PROJ), permettendo di tracciare l’evoluzione temporale dello SNAO e delle sue teleconnessioni con il clima europeo e mediterraneo. La Figura 8c, che rappresenta la media dell’ensemble HIST+PROJ, mostra una chiara tendenza positiva dello SNAO sia nella seconda metà del XX secolo sia nel corso del XXI secolo. Tuttavia, questa tendenza presenta caratteristiche distinte nei due periodi: nel XX secolo, in particolare nella seconda metà, il trend positivo è relativamente debole e spesso mascherato da una significativa variabilità interannuale e multidecadale, un comportamento coerente con quanto descritto nella Sezione 3.2.1. Tale variabilità riflette la complessità delle dinamiche atmosferiche dello SNAO, che in questo periodo è influenzato da fattori naturali e antropogenici in competizione. Nel XXI secolo, invece, specialmente nel periodo 2040–2100, la tendenza positiva si rafforza in modo significativo, diventando chiaramente distinguibile in tutte le realizzazioni dell’ensemble. Questo rafforzamento suggerisce un ruolo crescente delle forzanti antropogeniche nel modulare lo SNAO, con un impatto potenzialmente dominante sulle dinamiche climatiche estive nella regione euro-atlantica.

Evoluzione del pattern spaziale dello SNAO

Un’analisi più approfondita rivela cambiamenti sottili ma significativi nel pattern spaziale dello SNAO nel corso del XXI secolo. Confrontando l’impronta di pressione al livello del mare (SLP) tra il periodo 1960–2010 e il periodo 2050–2100 (Fig. 8a e 8b), si osserva uno spostamento verso nord-est del dipolo caratteristico dello SNAO. In particolare, il lobo meridionale dello SNAO, che nel periodo 1960–2010 era posizionato a nord delle Azzorre, si avvicina progressivamente alle Isole Britanniche nel periodo futuro. Questo spostamento è coerente con l’intensificazione e il concomitante spost”’ shift verso nord-est del gradiente meridionale di SLP sull’Atlantico settentrionale, come mostrato nella Figura 7a. Tale cambiamento riflette una riorganizzazione delle dinamiche atmosferiche su larga scala, probabilmente guidata dal forzante antropogenico, che altera i pattern di pressione e circolazione nell’Atlantico settentrionale. L’intensificazione del gradiente meridionale di SLP, associata a questo spostamento, potrebbe favorire una maggiore zonalità della circolazione atmosferica, con implicazioni significative per il clima europeo.

Impatto sulle teleconnessioni con l’idroclima europeo

I cambiamenti futuri nello SNAO si riflettono anche nelle teleconnessioni con l’idroclima europeo, come evidenziato dal confronto delle correlazioni tra la serie temporale della componente dello SNAO e le anomalie di precipitazione nei periodi 1960–2010 e 2050–2100 (Fig. 8a e 8b). L’analisi mostra un rafforzamento dell’impatto dello SNAO sull’Europa, con effetti più pronunciati durante le sue fasi positiva e negativa. Nella fase positiva dello SNAO, si prevede un’accentuata aridificazione nell’Europa settentrionale e un’umidificazione nell’Europa meridionale, mentre nella fase negativa si osserva l’opposto: un’umidificazione nell’Europa settentrionale e un’aridificazione nell’Europa meridionale. Questi effetti sono particolarmente evidenti in regioni specifiche del Mediterraneo, come la Penisola Iberica, i Balcani meridionali e l’Asia Minore, dove l’intensificazione futura dello SNAO potrebbe svolgere un ruolo cruciale nel favorire l’umidificazione e mitigare gli effetti di aridificazione indotti dal cambiamento climatico antropogenico. Questo risultato sottolinea l’importanza dello SNAO come modulatore del clima mediterraneo, specialmente in un contesto di crescente pressione climatica.

Ruolo dello SNAO nell’attenuazione dell’aridificazione mediterranea

Le proiezioni climatiche per il Mediterraneo, come discusso nella sezione precedente (Fig. 7b e 7c), indicano un forte riscaldamento e una marcata aridificazione estiva nel corso del XXI secolo. Tuttavia, i risultati presentati in questa sezione suggeriscono che l’influenza dello SNAO potrebbe attenuare significativamente questi effetti. Le Figure 8d e 8e confrontano i cambiamenti stagionali regionali futuri (1961–1999 rispetto a 2061–2099) con e senza il contributo dello SNAO, evidenziando il ruolo di quest’ultimo nel mitigare l’aridificazione regionale. In assenza dell’influenza dello SNAO, l’aridificazione media nel Mediterraneo sarebbe notevolmente più severa. Ad esempio, nella Penisola Iberica sud-orientale e centrale, l’aridificazione media aumenterebbe da circa −0.4 a −0.65 mm d⁻¹, passando da un riduzione del 27% al 43% delle precipitazioni estive (si noti che le percentuali elevate sono in parte dovute ai valori molto bassi delle precipitazioni estive medie locali). Lungo la costa balcanica, l’aridificazione passerebbe da circa −0.3 a −0.55 mm d⁻¹ (dal 10% al 18%), mentre in alcune parti dell’Asia Minore si intensificherebbe da circa −0.6 a −0.8 mm d⁻¹ (dal 18% al 26%). Questi dati sottolineano il ruolo cruciale dello SNAO nel plasmare il clima dell’Europa meridionale, agendo come un fattore di bilanciamento contro l’aridificazione indotta dal cambiamento climatico.

Confronto con la letteratura e discrepanze modellistiche

I risultati di questa analisi sono in linea con le conclusioni di Blade et al. (2012a), che hanno sottolineato il ruolo dello SNAO nel mitigare l’aridificazione e il riscaldamento futuri nel Mediterraneo. Tuttavia, i nostri risultati non supportano la teoria proposta dallo stesso studio, secondo cui eventuali carenze nella simulazione dell’impatto regionale della teleconnessione dello SNAO nei modelli CMIP5 potrebbero causare un riscaldamento e un’aridificazione eccessivi nelle proiezioni future per il Mediterraneo. Nel modello CM2.5, l’impatto dello SNAO, sia in termini di pattern spaziale che di magnitudine, è quasi identico a quello simulato dal CM2.1 (Blade et al., 2012a). Nonostante questa somiglianza, il CM2.5 proietta un riscaldamento e un’aridificazione significativamente meno intensi nell’Europa meridionale rispetto al CM2.1 (Blade et al., 2012a) e agli ensemble CMIP3 e CMIP5 (Collins et al., 2013). Ad esempio, le proiezioni del CM2.5 per i Balcani settentrionali e l’Europa centrale mostrano tendenze all’umidificazione, in contrasto con l’aridificazione prevista nelle simulazioni del CM2.1 e negli ensemble CMIP3/CMIP5. Inoltre, il riscaldamento proiettato dal CM2.5 in queste regioni è notevolmente più debole, con valori compresi tra 0.5 e 2 °C, rispetto all’ensemble CSIRO-Mk3-6-0 (circa 6–7 °C, Fig. S5) o all’iniziativa EURO-CORDEX (circa 3.5–5.5 °C; EEA, 2017).

Un aspetto interessante è che l’impatto dello SNAO (osservato e simulato nei modelli CM2.1 e CM2.5) in queste regioni risulta molto debole o trascurabile. Questo suggerisce che le discrepanze tra le proiezioni del CM2.5 e quelle di altri modelli non siano attribuibili a differenze nella rappresentazione dello SNAO, ma piuttosto ad altri fattori, come la sensibilità climatica del modello, la parametrizzazione delle retroazioni atmosferiche, o la rappresentazione delle interazioni tra dinamica su larga scala e processi regionali. Questi risultati evidenziano la complessità delle proiezioni climatiche e la necessità di ulteriori indagini per comprendere le cause di tali differenze.

Implicazioni climatiche e prospettive future

I risultati di questa analisi hanno implicazioni significative per la comprensione dei cambiamenti climatici futuri nel Mediterraneo, una regione già vulnerabile agli impatti del riscaldamento globale, come la siccità e le ondate di calore. Il ruolo dello SNAO come fattore di mitigazione dell’aridificazione sottolinea l’importanza di considerare le teleconnessioni atmosferiche nelle proiezioni climatiche, specialmente in regioni climaticamente sensibili come il Mediterraneo. L’intensificazione e lo spostamento verso nord-est dello SNAO nel XXI secolo potrebbero avere effetti contrastanti sull’Europa, con un aumento dell’umidità in alcune aree meridionali che potrebbe attenuare gli impatti negativi del cambiamento climatico, come lo stress idrico e la riduzione della produttività agricola.

Dal punto di vista scientifico, le discrepanze tra le proiezioni del CM2.5 e quelle di altri modelli (CMIP3, CMIP5, CSIRO-Mk3-6-0, EURO-CORDEX) evidenziano la necessità di ulteriori studi per migliorare la rappresentazione delle teleconnessioni e delle dinamiche regionali nei modelli climatici. Futuri lavori potrebbero concentrarsi sull’analisi delle retroazioni tra lo SNAO e altri pattern di variabilità climatica, come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), per comprendere meglio il loro ruolo combinato nel modulare il clima europeo. Inoltre, l’integrazione di simulazioni ad alta risoluzione, come quelle del CM2.5, con osservazioni a lungo termine e analisi di sensitività potrebbe aiutare a ridurre le incertezze nelle proiezioni climatiche, fornendo informazioni più accurate per la pianificazione dell’adattamento climatico nella regione mediterranea.

In sintesi, questa analisi evidenzia il ruolo cruciale dello SNAO nel modulare il clima futuro del Mediterraneo, offrendo un’importante prospettiva sulla complessità delle teleconnessioni atmosferiche e sul loro impatto in un contesto di cambiamento climatico. I risultati sottolineano l’importanza di un approccio integrato per affrontare le sfide climatiche, combinando modellistica avanzata, osservazioni e strategie di adattamento per mitigare gli impatti del riscaldamento globale in una delle regioni più vulnerabili del pianeta.

Analisi dettagliata della Figura 7: Proiezioni dei cambiamenti climatici estivi nel periodo 2061–2099 rispetto al 1961–1999

La Figura 7 presenta le proiezioni dei cambiamenti climatici estivi (per i mesi di giugno, luglio e agosto, JJA) nel periodo futuro 2061–2099 rispetto al periodo di riferimento 1961–1999, derivate dal modello climatico CM2.5. La figura è strutturata in tre pannelli (a, b, c), ciascuno dei quali rappresenta una variabile climatica chiave: la pressione al livello del mare (SLP) e le componenti del vento a 850 hPa (pannello a), la temperatura superficiale (pannello b), e il tasso di precipitazione totale (pannello c). I cambiamenti sono calcolati alla risoluzione orizzontale originale del modello, consentendo un’analisi dettagliata delle variazioni spaziali e delle dinamiche climatiche su scala regionale. Questa analisi si concentra sulla regione euro-atlantica e mediterranea, un’area che si estende approssimativamente da 20°N a 60°N di latitudine e da 60°W a 60°E di longitudine, includendo l’Europa, il Nord Africa e parte del Medio Oriente. L’obiettivo è valutare l’impatto del cambiamento climatico antropogenico sul clima estivo, con un’attenzione particolare alle dinamiche atmosferiche, al riscaldamento regionale e alle variazioni idroclimatiche.

Contesto metodologico e obiettivi della figura

La Figura 7 è parte di uno studio più ampio che utilizza il modello CM2.5 per proiettare i cambiamenti climatici nel XXI secolo sotto scenari di forzanti antropogeniche. Il periodo di riferimento 1961–1999 rappresenta una baseline climatica che riflette le condizioni del tardo XX secolo, mentre il periodo futuro 2061–2099 rappresenta uno scenario avanzato di cambiamento climatico, in cui si prevede un aumento significativo delle temperature globali e una riorganizzazione delle dinamiche atmosferiche. I dati sono presentati alla risoluzione orizzontale originale del modello, il che consente di catturare dettagli spaziali fini, come gradienti lungo le coste e nelle regioni montuose, offrendo un quadro più dettagliato rispetto a modelli a risoluzione più bassa. La figura si concentra su tre variabili chiave: la SLP e i venti a 850 hPa per analizzare le dinamiche circolatorie, la temperatura superficiale per valutare il riscaldamento, e il tasso di precipitazione per esaminare le variazioni idroclimatiche. Questi elementi sono fondamentali per comprendere gli impatti del cambiamento climatico su scala regionale, specialmente in una regione vulnerabile come il Mediterraneo.

Analisi dettagliata dei pannelli

Pannello (a): Cambiamenti nella pressione al livello del mare (SLP) e nei venti a 850 hPa

Il pannello (a) mostra i cambiamenti nella pressione al livello del mare (SLP, in hPa, rappresentata in ombreggiatura) e nelle componenti del vento (u e v, in m s⁻¹, rappresentate come vettori) a 850 hPa. La scala di colore per la SLP probabilmente varia da valori negativi (blu, indicanti anomalie cicloniche) a valori positivi (rosso, indicanti anomalie anticicloniche), riflettendo le variazioni di pressione rispetto al periodo di riferimento. Il pannello evidenzia un dipolo di SLP ben definito sull’Atlantico settentrionale, con anomalie cicloniche (negative) centrate sulla Groenlandia e anomalie anticicloniche (positive) posizionate a sud-ovest delle Isole Britanniche. Questo pattern è indicativo di uno spostamento verso nord e di un rafforzamento del gradiente meridionale di SLP, un’impronta tipica del cambiamento climatico antropogenico, come documentato in letteratura (Collins et al., 2013). Tale configurazione suggerisce una riorganizzazione della circolazione atmosferica su larga scala, con un potenziale aumento della zonalità del flusso atmosferico.

Nel Mediterraneo, il pannello mostra un aumento della SLP nel Mediterraneo centrale e una diminuzione nel Mediterraneo orientale, un cambiamento che amplifica il gradiente di pressione zonale nella regione. Questo gradiente rafforzato è associato a un’intensificazione dei venti Etesiani, un flusso settentrionale caratteristico dell’estate mediterranea, come evidenziato dai vettori del vento a 850 hPa. I vettori indicano un flusso settentrionale più intenso nel Mediterraneo orientale, che trasporta aria secca dal continente europeo verso il mare, contribuendo all’aridificazione estiva. Questo cambiamento circolatorio è coerente con le proiezioni di un’intensificazione della depressione persiana e di una riduzione della subsidenza nel Mediterraneo orientale, come descritto nel testo, con uno spostamento del massimo di subsidenza verso nord-ovest nel Mediterraneo centrale.

Pannello (b): Cambiamenti nella temperatura superficiale

Il pannello (b) rappresenta i cambiamenti nella temperatura superficiale (in °C), con una scala di colore che probabilmente varia da valori bassi (blu, indicando un riscaldamento minimo) a valori alti (rosso, indicando un riscaldamento intenso). L’analisi rivela un riscaldamento significativo in tutta la regione, con un massimo locale che raggiunge i 7 °C sul Levante e nell’entroterra della Penisola Arabica. Questo forte riscaldamento è associato a un’intensificazione della depressione termica su vaste aree del Nord Africa e del Medio Oriente, tra cui il Sahara, il Mediterraneo orientale e la Penisola Arabica. La depressione termica amplificata favorisce un flusso convergente e aria ascendente che si estende dalla superficie fino alla media troposfera (Fig. 2c e S4), intensificando la depressione persiana, una caratteristica sinottica che influenza la dinamica estiva della regione.

In Europa, si osserva un gradiente termico marcato tra le regioni sud-occidentali e nord-orientali. La Penisola Iberica, la Francia meridionale e i Balcani meridionali registrano un riscaldamento compreso tra 3.5 e 6 °C, un valore significativo ma inferiore rispetto ad altre proiezioni, come quelle del modello CSIRO-Mk3-6-0, che prevedono un riscaldamento tra 5.5 e 8 °C. Al contrario, nei Balcani settentrionali e nell’Europa sud-orientale, il riscaldamento è notevolmente più debole, con valori compresi tra 0.5 e 2.5 °C. Questo minimo di riscaldamento è accompagnato da tendenze all’umidificazione (come mostrato nel pannello c), suggerendo che un aumento delle precipitazioni potrebbe mitigare l’impatto del riscaldamento in queste regioni. Il gradiente termico proiettato dal CM2.5 è più netto rispetto agli ensemble CMIP5 e EURO-CORDEX, e il posizionamento del minimo di riscaldamento nei Balcani settentrionali, anziché nei paesi baltici sud-orientali (come riportato in EEA, 2017, Map 3.4; Fig. S6), evidenzia una variabilità regionale significativa che potrebbe essere influenzata da fattori locali come la dinamica idroclimatica e la risoluzione del modello.

Pannello (c): Cambiamenti nel tasso di precipitazione totale

Il pannello (c) mostra i cambiamenti nel tasso di precipitazione totale (in mm d⁻¹), con una scala di colore che probabilmente varia da valori negativi (blu scuro, indicando una riduzione delle precipitazioni) a valori positivi (verde, indicando un aumento delle precipitazioni). Si osserva una netta zona di transizione tra l’aridificazione nell’Europa sud-occidentale e l’aumento dell’umidità nell’Europa nord-orientale, un pattern che riflette l’interazione tra il riscaldamento differenziale e la riorganizzazione della circolazione atmosferica. La Penisola Iberica, in particolare le coste nord-occidentali, mostra una riduzione significativa delle precipitazioni, un fenomeno atteso a causa del crescente contrasto termico tra la terra, che si riscalda rapidamente sotto l’effetto del cambiamento climatico, e il mare, che si riscalda più lentamente. Questo contrasto amplifica l’aridificazione estiva, specialmente in regioni come la Penisola Iberica nord-occidentale, dove le precipitazioni sono tipicamente più abbondanti grazie alle tempeste in arrivo dall’Atlantico settentrionale.

Al contrario, i Balcani settentrionali e l’Europa nord-orientale mostrano tendenze all’umidificazione, con un aumento delle precipitazioni che potrebbe mitigare gli effetti del riscaldamento locale. Il gradiente di precipitazione nel CM2.5 è più marcato rispetto agli ensemble CMIP3 e CMIP5 (EEA, 2017, Map 3.8), e le tendenze all’umidificazione si estendono più a sud, raggiungendo i Balcani settentrionali. La risoluzione spaziale relativamente alta del CM2.5 consente di catturare dettagli più fini, come gradienti più netti lungo le coste e nelle regioni montuose, offrendo una rappresentazione più dettagliata delle variazioni idroclimatiche. Ad esempio, le regioni costiere mostrano riduzioni delle precipitazioni più pronunciate, mentre le aree montuose possono presentare variazioni più complesse a causa dell’orografia.

Interpretazione scientifica e dinamiche climatiche

La Figura 7 fornisce un quadro dettagliato dei cambiamenti climatici estivi attesi nel periodo 2061–2099 rispetto al 1961–1999, evidenziando tre dinamiche principali:

1. Riorganizzazione della circolazione atmosferica: Il dipolo di SLP sull’Atlantico settentrionale e l’amplificazione del gradiente di pressione zonale nel Mediterraneo indicano una riorganizzazione significativa della circolazione atmosferica. L’intensificazione dei venti Etesiani e lo spostamento verso nord del gradiente meridionale di SLP sono coerenti con un’impronta antropogenica che potrebbe favorire fasi positive dello SNAO, come discusso nel testo. Questi cambiamenti circolatori possono alterare i pattern di trasporto di umidità e calore, influenzando il clima regionale.
2. Riscaldamento differenziale: Il riscaldamento massimo di 7 °C sul Levante e nella Penisola Arabica riflette l’amplificazione delle depressioni termiche in regioni già calde e aride, un fenomeno che potrebbe accentuare le ondate di calore e lo stress termico. In Europa, il gradiente termico tra sud-ovest e nord-est è più marcato nel CM2.5 rispetto ad altri ensemble, con un riscaldamento più debole nei Balcani settentrionali (0.5–2.5 °C) rispetto a proiezioni come quelle del CSIRO-Mk3-6-0 (6–7 °C). Questo suggerisce che fattori locali, come l’aumento delle precipitazioni, possano mitigare il riscaldamento in alcune regioni.
3. Variazioni idroclimatiche: La transizione tra aridificazione nell’Europa sud-occidentale e umidificazione nell’Europa nord-orientale evidenzia l’interazione tra il riscaldamento e la dinamica atmosferica. La riduzione delle precipitazioni lungo le coste, come nella Penisola Iberica nord-occidentale, è coerente con il contrasto termico terra-mare, mentre l’umidificazione nei Balcani settentrionali potrebbe riflettere un aumento dell’attività convettiva o un cambiamento nei percorsi delle tempeste.

Implicazioni climatiche e prospettive future

I cambiamenti proiettati nella Figura 7 hanno implicazioni significative per il clima regionale e per la gestione delle risorse naturali. L’intensificazione dei venti Etesiani e l’aridificazione nel Mediterraneo occidentale, come nella Penisola Iberica, potrebbero accentuare lo stress idrico, con impatti negativi su settori come l’agricoltura, la gestione delle risorse idriche e gli ecosistemi. Ad esempio, la riduzione delle precipitazioni lungo le coste nord-occidentali della Penisola Iberica, una regione tradizionalmente umida, potrebbe ridurre la disponibilità di acqua in un contesto di aumento delle temperature. Al contempo, l’umidificazione nei Balcani settentrionali e nell’Europa nord-orientale potrebbe mitigare gli effetti del riscaldamento, ma potrebbe anche aumentare il rischio di eventi estremi come inondazioni, specialmente in regioni con orografia complessa.

Dal punto di vista scientifico, la capacità del CM2.5 di catturare gradienti spaziali più fini, grazie alla sua alta risoluzione, rappresenta un vantaggio significativo per la pianificazione dell’adattamento climatico. Tuttavia, le discrepanze tra le proiezioni del CM2.5 e quelle di altri ensemble (CMIP5, EURO-CORDEX, CSIRO-Mk3-6-0) sottolineano la necessità di ulteriori studi per comprendere le cause di queste differenze, che potrebbero essere legate a variazioni nella sensibilità climatica del modello, nella rappresentazione delle retroazioni atmosferiche, o nella parametrizzazione dei processi regionali. Futuri lavori potrebbero concentrarsi sull’integrazione di simulazioni ad alta risoluzione con osservazioni a lungo termine e analisi di sensitività, per ridurre le incertezze e migliorare la comprensione delle dinamiche climatiche future. Inoltre, un’analisi più approfondita delle interazioni tra lo SNAO e altri pattern di variabilità climatica, come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), potrebbe fornire ulteriori informazioni sul ruolo delle teleconnessioni nel modulare il clima europeo in un contesto di cambiamento climatico.

In conclusione, la Figura 7 offre un’analisi dettagliata dei cambiamenti climatici estivi attesi nel XXI secolo, evidenziando la complessità delle dinamiche atmosferiche e idroclimatiche nella regione euro-atlantica e mediterranea. I risultati sottolineano l’importanza di modelli ad alta risoluzione per catturare la variabilità regionale e supportare strategie di adattamento climatico in una delle regioni più vulnerabili al cambiamento climatico.

4.3 Proiezioni dei cambiamenti futuri nel regime climatico estivo del Mediterraneo orientale: dinamiche locali e teleconnessioni

Questa sezione si concentra sull’analisi dei cambiamenti futuri delle caratteristiche locali che definiscono il regime climatico estivo del Mediterraneo orientale (EMED), una regione caratterizzata da condizioni calde e aride durante i mesi estivi, in particolare luglio e agosto. L’obiettivo è valutare come il cambiamento climatico antropogenico possa influenzare le dinamiche atmosferiche locali e le teleconnessioni su larga scala che modulano il clima estivo dell’EMED. L’analisi si articola in due principali filoni di indagine: (a) la stazionarietà del legame locale tra la dinamica della bassa troposfera e quella della media e alta troposfera, un elemento cruciale per l’equilibrio termodinamico della regione, e (b) l’influenza del riscaldamento superficiale locale sulla circolazione atmosferica superficiale. Attraverso il confronto tra simulazioni storiche (HIST) e proiezioni future (PROJ), questa sezione mira a identificare le tendenze evolutive e le potenziali non linearità nel regime climatico estivo dell’EMED.

4.3.1 Evoluzione del legame locale che governa il regime climatico dell’EMED

Analisi delle correlazioni tra subsidenza troposferica e circolazione superficiale

La Figura 9 presenta un confronto tra la media dell’ensemble di cinque membri delle simulazioni HIST e PROJ, analizzando le correlazioni tra la subsidenza regionale nella media troposfera (rappresentata dalla velocità verticale ω a 500 hPa) e gli indici della circolazione superficiale. Queste correlazioni rappresentano il legame dinamico che governa il regime climatico presente e futuro dell’EMED, evidenziando differenze sia qualitative che quantitative tra i due periodi. Nel periodo futuro, le correlazioni stimate per i sistemi di pressione superficiale regionali (Fig. 9b), il gradiente di pressione zonale associato, e i venti settentrionali superficiali, noti come Etesiani (Fig. 9d), mostrano un indebolimento significativo. Ad esempio, nelle regioni del Levante e del Golfo Persico, i coefficienti di correlazione diminuiscono di oltre un fattore di 2, passando da circa 0.7 a circa 0.3. Questo indebolimento indica una riduzione della connessione tra la subsidenza nella media troposfera e la dinamica superficiale, un elemento chiave per il mantenimento del regime climatico arido estivo dell’EMED.

Un’analisi più dettagliata, rappresentata nelle Figure 9c e 9d, rivela che in alcune regioni del Nord Africa il legame tra subsidenza e circolazione superficiale quasi scompare nel periodo futuro. Questo risultato è coerente con le correlazioni drasticamente ridotte stimate per il vapore acqueo integrato nella colonna e le precipitazioni (Fig. 9e e 9f), che passano da valori di circa 0.4–0.5 a valori prossimi a zero nella regione del monsone africano. Tale regione dipende in larga misura dall’afflusso di umidità trasportata dal flusso settentrionale sull’EMED e il Nord Africa, un flusso che si indebolisce in concomitanza con la riduzione del legame dinamico locale. Questo cambiamento suggerisce che il riscaldamento globale potrebbe alterare i pattern di trasporto di umidità, con potenziali effetti a cascata sul regime idroclimatico dell’EMED e delle regioni adiacenti.

Teleconnessione con il monsone estivo indiano (ISM)

Un secondo aspetto analizzato riguarda la teleconnessione tra la subsidenza nell’EMED e il monsone estivo indiano (ISM), valutata attraverso le correlazioni tra la subsidenza regionale e gli indici dell’ISM, come le precipitazioni e il vapore acqueo integrato nella colonna (Fig. 9e e 9f), per il mese di luglio. A differenza del legame locale con la circolazione superficiale, le correlazioni tra la subsidenza nell’EMED e gli indici dell’ISM non mostrano differenze quantitative significative tra i periodi HIST e PROJ. Tuttavia, si osserva uno spostamento verso sud-ovest dei pattern di correlazione per entrambe le variabili nel periodo futuro. Questo spostamento è coerente con i cambiamenti previsti nella circolazione atmosferica che fornisce umidità all’ISM, come un’alterazione dei venti sud-occidentali sul Mar Arabico, che alimentano il monsone indiano. Tale variazione spaziale potrebbe riflettere un cambiamento nei percorsi delle correnti atmosferiche, potenzialmente influenzato dal riscaldamento globale e dalla riorganizzazione della circolazione su larga scala.

Implicazioni per le dinamiche climatiche dell’EMED

I risultati di questa analisi suggeriscono un indebolimento pronunciato del legame locale tra la subsidenza nella media e alta troposfera e la circolazione superficiale sull’EMED nel corso del XXI secolo. Questo legame rappresenta un elemento fondamentale per il mantenimento del regime climatico estivo della regione, in quanto la subsidenza troposferica inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, contribuendo all’aridità estiva, mentre la circolazione superficiale, inclusi i venti Etesiani, trasporta aria secca dal continente verso il mare. L’indebolimento di questa connessione dinamica potrebbe portare a una riduzione dell’efficacia dei processi che sostengono le condizioni aride tipiche dell’EMED, con potenziali effetti sulla distribuzione delle temperature e delle precipitazioni.

Inoltre, il legame locale tra subsidenza e circolazione superficiale funge da “percorso intermedio” per la teleconnessione tra l’ISM e la dinamica superficiale dell’EMED. Un indebolimento di questo legame locale nel futuro probabilmente ridurrà l’impatto della teleconnessione con l’ISM sulla circolazione superficiale dell’EMED, alterando i pattern di trasporto di umidità e calore nella regione. Questo cambiamento potrebbe avere implicazioni significative per il clima estivo dell’EMED, riducendo l’influenza del monsone indiano e favorendo una maggiore dipendenza da fattori locali, come il riscaldamento superficiale.

Ruolo del riscaldamento superficiale e non linearità

Parallelamente all’indebolimento del legame locale, le proiezioni indicano un’intensificazione della depressione termica sull’EMED, il Nord Africa e il Medio Oriente, un fenomeno direttamente legato al riscaldamento delle superfici aride. Questo riscaldamento superficiale, che si prevede aumenti significativamente nel corso del XXI secolo, potrebbe assumere un ruolo crescente nel modulare la dinamica climatica estiva della regione. L’intensificazione della depressione termica potrebbe amplificare il gradiente di pressione zonale e influenzare la circolazione superficiale in modo non lineare, introducendo nuove complessità nel regime climatico dell’EMED. Per esplorare queste non linearità associate al riscaldamento superficiale locale, la sezione successiva analizzerà in dettaglio l’impatto delle temperature superficiali sulle dinamiche climatiche estive, con un focus sulle interazioni tra riscaldamento, subsidenza e circolazione atmosferica.

Implicazioni climatiche e prospettive future

I cambiamenti futuri nel regime climatico estivo dell’EMED hanno implicazioni significative per la regione, che è già vulnerabile agli impatti del cambiamento climatico, come la siccità e le ondate di calore. L’indebolimento del legame tra subsidenza troposferica e circolazione superficiale, insieme alla riduzione dell’influenza della teleconnessione con l’ISM, potrebbe alterare i pattern di aridità estiva, con effetti a cascata sulla disponibilità idrica, l’agricoltura e gli ecosistemi. Al contempo, l’intensificazione della depressione termica dovuta al riscaldamento superficiale potrebbe amplificare le temperature estreme, aumentando il rischio di stress termico e riducendo ulteriormente le precipitazioni in una regione già arida.

Dal punto di vista scientifico, questi risultati sottolineano la complessità delle dinamiche climatiche nell’EMED e la necessità di ulteriori indagini per comprendere le interazioni tra fattori locali e teleconnessioni su larga scala. Futuri studi potrebbero concentrarsi sull’analisi delle non linearità nel regime climatico estivo, utilizzando modelli ad alta risoluzione per catturare le variazioni spaziali e temporali delle dinamiche atmosferiche. Inoltre, un’integrazione di simulazioni climatiche con osservazioni a lungo termine e analisi di sensitività potrebbe aiutare a ridurre le incertezze nelle proiezioni, fornendo informazioni più accurate per la pianificazione dell’adattamento climatico nella regione mediterranea orientale.

In sintesi, questa analisi evidenzia un’evoluzione significativa del regime climatico estivo dell’EMED, con un indebolimento del legame locale tra subsidenza e circolazione superficiale e un ruolo crescente del riscaldamento superficiale. Questi cambiamenti sottolineano la necessità di un approccio integrato per affrontare le sfide climatiche, combinando modellistica avanzata, osservazioni e strategie di adattamento per mitigare gli impatti del cambiamento climatico in una delle regioni più vulnerabili del pianeta.

Analisi dettagliata della Figura 8: Evoluzione temporale e spaziale dello SNAO e il suo impatto sulle precipitazioni estive in Europa e nel Mediterraneo

La Figura 8 presenta un’analisi approfondita dell’evoluzione dell’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO) e della sua teleconnessione con il clima estivo europeo e mediterraneo, con un focus particolare sulle variazioni delle precipitazioni. La figura si compone di cinque pannelli (a–e), che esplorano rispettivamente le correlazioni tra lo SNAO e le precipitazioni nei periodi storici (HIST) e futuri (PROJ), l’evoluzione temporale dello SNAO nel corso di due secoli, e i cambiamenti futuri nelle precipitazioni estive con e senza l’influenza dello SNAO. Questa analisi si basa su simulazioni del modello CM2.5, coprendo i periodi 1900–1950 (HIST) e 2050–2100 (PROJ) per le correlazioni, e un periodo più ampio, 1850–2100, per l’evoluzione temporale dello SNAO. La figura include anche una valutazione dei cambiamenti futuri nelle precipitazioni estive (2061–2099 rispetto a 1961–1999), evidenziando il ruolo dello SNAO nel mitigare l’aridificazione indotta dal cambiamento climatico antropogenico. L’area geografica rappresentata si estende dall’Atlantico settentrionale all’Europa e al Mediterraneo, coprendo latitudini da circa 30°N a 60°N e longitudini da 30°W a 40°E, una regione chiave per comprendere le dinamiche climatiche estive e le loro implicazioni.

Contesto metodologico e obiettivi della figura

La Figura 8 è parte di uno studio più ampio che utilizza il modello CM2.5 per analizzare l’evoluzione dello SNAO e il suo impatto sul clima europeo e mediterraneo in un contesto di cambiamento climatico. Lo SNAO è un pattern di variabilità climatica che influenza le condizioni di pressione, temperatura e precipitazione nella regione euro-atlantica durante l’estate, attraverso un dipolo di pressione al livello del mare (SLP) con centri d’azione sulla Groenlandia e sull’Atlantico settentrionale. L’analisi si basa su due set di simulazioni: le simulazioni storiche (HIST), che coprono il periodo 1900–1950, e le proiezioni future (PROJ), che si estendono al 2050–2100. Inoltre, viene esaminata l’evoluzione temporale dello SNAO dal 1850 al 2100, combinando i dati HIST e PROJ per identificare tendenze a lungo termine. I pannelli (d) ed (e) valutano l’impatto dello SNAO sulle precipitazioni estive future, stimando i cambiamenti con e senza l’influenza dello SNAO attraverso una regressione lineare tra le serie temporali detrended dello SNAO e delle precipitazioni. L’obiettivo è comprendere come l’evoluzione dello SNAO possa modulare il clima futuro del Mediterraneo, una regione già vulnerabile agli impatti del cambiamento climatico, come l’aridificazione e il riscaldamento.

Analisi dettagliata dei pannelli

Pannello (a): Correlazioni tra lo SNAO e le precipitazioni nel periodo storico (1900–1950, HIST)

Il pannello (a) mostra le correlazioni (in ombreggiatura) tra la serie temporale dello SNAO e le precipitazioni estive nel periodo 1900–1950, derivato dalle simulazioni HIST. Le linee di contorno rappresentano i valori di correlazione di 0.25 e 0.5, con una scala di colore che probabilmente varia da valori negativi (blu, correlazioni negative) a valori positivi (rosso, correlazioni positive). Il pattern di correlazione riflette l’influenza tipica dello SNAO nella sua fase positiva: nell’Europa settentrionale si osservano correlazioni negative (blu), indicando una riduzione delle precipitazioni (aridificazione), mentre nell’Europa meridionale e nel Mediterraneo si notano correlazioni positive (rosso), indicando un aumento delle precipitazioni (umidificazione). Questo pattern è coerente con la dinamica dello SNAO, che durante la sua fase positiva presenta un lobo settentrionale di bassa pressione sulla Groenlandia e un lobo meridionale di alta pressione a nord delle Azzorre, favorendo un flusso atmosferico che porta condizioni più umide nel Mediterraneo e più secche nell’Europa settentrionale. I valori di correlazione, che raggiungono 0.5 in alcune aree, evidenziano un impatto significativo dello SNAO sul regime idroclimatico estivo della regione durante il periodo storico.

Pannello (b): Correlazioni tra lo SNAO e le precipitazioni nel periodo futuro (2050–2100, PROJ)

Il pannello (b) mostra le correlazioni (in ombreggiatura) tra la serie temporale dello SNAO e le precipitazioni estive nel periodo futuro 2050–2100, derivato dalle simulazioni PROJ, con le stesse linee di contorno a 0.25 e 0.5. Rispetto al periodo storico, il pattern di correlazione si intensifica significativamente. Le correlazioni negative nell’Europa settentrionale (aridificazione) e quelle positive nell’Europa meridionale (umidificazione) sono più marcate, con valori che superano il contorno di 0.5 in diverse regioni, indicando un impatto rafforzato dello SNAO sul clima europeo. Inoltre, il lobo meridionale dello SNAO si sposta verso nord-est, posizionandosi più vicino alle Isole Britanniche, come descritto nel testo. Questo spostamento riflette una riorganizzazione delle dinamiche atmosferiche, probabilmente guidata dal forzante antropogenico, che amplifica l’influenza dello SNAO. Le regioni mediterranee, come la Penisola Iberica, i Balcani meridionali e l’Asia Minore, mostrano un’umidificazione più pronunciata durante la fase positiva dello SNAO, suggerendo che l’intensificazione futura dello SNAO potrebbe giocare un ruolo cruciale nel mitigare l’aridificazione indotta dal cambiamento climatico in queste aree.

Pannello (c): Evoluzione temporale dello SNAO (1850–2100)

Il pannello (c) rappresenta l’evoluzione della serie temporale della pressione al livello del mare (SLP) associata allo SNAO nel periodo 1850–2100. Le linee blu rappresentano le singole realizzazioni dell’ensemble, mentre la linea rossa indica la media dell’ensemble. Una linea verticale separa il periodo storico (HIST, circa 1850–2005) dal periodo futuro (PROJ, circa 2005–2100). La serie temporale evidenzia una tendenza positiva dello SNAO nel corso del XX e XXI secolo, con caratteristiche distinte nei due periodi. Nella seconda metà del XX secolo, il trend positivo è relativamente debole ed è spesso mascherato da una significativa variabilità interannuale e multidecadale, riflettendo la complessità delle dinamiche atmosferiche dello SNAO in un periodo in cui i fattori naturali e antropogenici interagiscono in modo competitivo. Nel XXI secolo, in particolare dal 2040 al 2100, la tendenza positiva si rafforza notevolmente, diventando chiaramente distinguibile in tutte le realizzazioni dell’ensemble. Questo rafforzamento suggerisce un ruolo dominante del forzante antropogenico, come l’aumento delle emissioni di gas serra, nel favorire fasi positive dello SNAO, con implicazioni significative per il clima estivo europeo.

Pannello (d): Cambiamenti futuri nelle precipitazioni estive con l’impatto dello SNAO

Il pannello (d) mostra i cambiamenti futuri nelle precipitazioni estive (in mm d⁻¹) nel periodo 2061–2099 rispetto al 1961–1999, includendo l’impatto dello SNAO. I dati sono stimati a una risoluzione orizzontale di 1°, con una scala di colore che probabilmente varia da valori negativi (blu scuro, riduzione delle precipitazioni) a valori positivi (verde, aumento delle precipitazioni). Si osserva una netta transizione tra l’aridificazione nell’Europa sud-occidentale e l’umidificazione nell’Europa nord-orientale. Nel Mediterraneo, regioni come la Penisola Iberica sud-orientale, i Balcani meridionali e l’Asia Minore mostrano una riduzione delle precipitazioni, con valori medi di circa −0.4 mm d⁻¹ nella Penisola Iberica sud-orientale (circa il 27% di riduzione). Tuttavia, l’influenza dello SNAO mitiga questa aridificazione, favorendo condizioni leggermente più umide rispetto a uno scenario senza SNAO. Questa mitigazione è particolarmente evidente nelle regioni mediterranee, dove l’umidificazione indotta dallo SNAO contrasta l’aridificazione attesa a causa del cambiamento climatico.

Pannello (e): Cambiamenti futuri nelle precipitazioni estive senza l’impatto dello SNAO

Il pannello (e) mostra i cambiamenti futuri nelle precipitazioni estive nello stesso periodo (2061–2099 rispetto a 1961–1999), ma con l’impatto dello SNAO rimosso, utilizzando la stessa scala di colore del pannello (d). Le linee di contorno indicano le regioni in cui l’aridificazione è più intensa di 0.15 mm d⁻¹ rispetto al pannello (d). L’impatto dello SNAO è stimato tramite una regressione lineare tra le serie temporali detrended dello SNAO e delle precipitazioni. Senza l’influenza dello SNAO, l’aridificazione nel Mediterraneo è significativamente più severa. Ad esempio, nella Penisola Iberica sud-orientale e centrale, l’aridificazione media aumenta da −0.4 a −0.65 mm d⁻¹ (dal 27% al 43% di riduzione delle precipitazioni); lungo la costa balcanica, da −0.3 a −0.55 mm d⁻¹ (dal 10% al 18%); e in parti dell’Asia Minore, da −0.6 a −0.8 mm d⁻¹ (dal 18% al 26%). Le linee di contorno evidenziano le regioni in cui la differenza di aridificazione è più marcata, confermando il ruolo cruciale dello SNAO nel mitigare gli effetti dell’aridificazione indotta dal cambiamento climatico.

Interpretazione scientifica e dinamiche climatiche

La Figura 8 fornisce un quadro dettagliato dell’evoluzione dello SNAO e del suo impatto sul clima estivo europeo e mediterraneo, evidenziando tre dinamiche principali:

1. Riorganizzazione spaziale dello SNAO: I pannelli (a) e (b) mostrano un rafforzamento e uno spostamento verso nord-est del lobo meridionale dello SNAO nel periodo futuro (2050–2100), con un impatto più intenso sulle precipitazioni. Questo cambiamento amplifica l’aridificazione nell’Europa settentrionale e l’umidificazione nel Mediterraneo durante la fase positiva dello SNAO, con effetti particolarmente significativi nella Penisola Iberica, nei Balcani meridionali e nell’Asia Minore.
2. Tendenza temporale dello SNAO: Il pannello (c) evidenzia una tendenza positiva dello SNAO, che si rafforza nel XXI secolo, specialmente dopo il 2040. Questo trend è indicativo di un’influenza crescente del forzante antropogenico, che potrebbe favorire fasi positive dello SNAO, con implicazioni per la dinamica climatica estiva della regione euro-atlantica.
3. Ruolo dello SNAO nell’attenuazione dell’aridificazione: I pannelli (d) ed (e) dimostrano che lo SNAO mitiga l’aridificazione nel Mediterraneo, con differenze significative nelle precipitazioni (fino a 0.25 mm d⁻¹) in regioni vulnerabili. Senza l’influenza dello SNAO, l’aridificazione sarebbe più severa, con impatti negativi su risorse idriche, agricoltura ed ecosistemi.

Implicazioni climatiche e prospettive future

I risultati presentati nella Figura 8 hanno implicazioni significative per la comprensione del clima futuro del Mediterraneo, una regione già vulnerabile agli impatti del cambiamento climatico, come la siccità e le ondate di calore. Il rafforzamento dello SNAO e il suo spostamento verso nord-est nel XXI secolo potrebbero attenuare l’aridificazione in alcune aree mediterranee, come la Penisola Iberica e l’Asia Minore, favorendo condizioni più umide durante la fase positiva dello SNAO. Questo effetto di mitigazione è cruciale per ridurre lo stress idrico e gli impatti negativi su settori come l’agricoltura e la gestione delle risorse idriche. Tuttavia, l’accentuata aridificazione nell’Europa settentrionale potrebbe avere conseguenze negative, come la riduzione della produttività agricola e l’aumento del rischio di incendi boschivi.

Dal punto di vista scientifico, la figura sottolinea l’importanza di considerare le teleconnessioni atmosferiche, come lo SNAO, nelle proiezioni climatiche, specialmente in regioni climaticamente sensibili come il Mediterraneo. Le discrepanze tra le proiezioni del CM2.5 e quelle di altri ensemble (CMIP3, CMIP5, EURO-CORDEX) evidenziano la necessità di ulteriori studi per comprendere le cause delle differenze, che potrebbero essere legate alla sensibilità climatica del modello, alla parametrizzazione delle retroazioni atmosferiche, o alla rappresentazione delle dinamiche regionali. Futuri lavori potrebbero concentrarsi sull’integrazione di simulazioni ad alta risoluzione con osservazioni a lungo termine e analisi di sensitività, per ridurre le incertezze e migliorare la comprensione delle dinamiche climatiche future. Inoltre, un’analisi più approfondita delle interazioni tra lo SNAO e altri pattern di variabilità climatica, come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), potrebbe fornire ulteriori informazioni sul ruolo delle teleconnessioni nel modulare il clima europeo in un contesto di cambiamento climatico.

In conclusione, la Figura 8 offre un’analisi dettagliata dell’evoluzione dello SNAO e del suo impatto sul clima estivo europeo e mediterraneo, evidenziando il ruolo cruciale di questo pattern nel mitigare l’aridificazione nel Mediterraneo. I risultati sottolineano l’importanza di un approccio integrato per affrontare le sfide climatiche, combinando modellistica avanzata, osservazioni e strategie di adattamento per mitigare gli impatti del cambiamento climatico in una delle regioni più vulnerabili del pianeta.

Analisi dettagliata della Figura 9: Evoluzione delle correlazioni tra subsidenza troposferica e dinamica atmosferica superficiale nel Mediterraneo orientale

La Figura 9 presenta un’analisi approfondita delle correlazioni tra la subsidenza atmosferica nella media troposfera, rappresentata dalla velocità verticale (ω) a 500 hPa, e diverse variabili della dinamica atmosferica superficiale nel Mediterraneo orientale (EMED), confrontando due periodi distinti: 1960–2010 (pannelli a, c, e) e 2050–2100 (pannelli b, d, f). L’analisi si concentra sul mese di luglio, un periodo cruciale per il regime climatico estivo dell’EMED, caratterizzato da condizioni calde e aride. La figura si basa sulla prima componente principale (PC1) della serie temporale di ω a 500 hPa, che rappresenta il modo dominante della variabilità della subsidenza nella regione, ed esamina le correlazioni con la pressione al livello del mare (SLP), il vento meridionale, le precipitazioni e il vapore acqueo integrato nella colonna. Attraverso questo confronto temporale, la figura evidenzia i cambiamenti futuri nel legame dinamico tra la dinamica troposferica e superficiale, nonché l’evoluzione della teleconnessione con il monsone estivo indiano (ISM), offrendo un quadro dettagliato delle trasformazioni attese nel regime climatico estivo dell’EMED sotto l’influenza del cambiamento climatico antropogenico.

Contesto metodologico e obiettivi della figura

La Figura 9 si basa su simulazioni del modello CM2.5, che fornisce una rappresentazione ad alta risoluzione delle dinamiche atmosferiche nella regione euro-mediterranea. L’area geografica rappresentata si estende dal Mediterraneo orientale al Nord Africa e all’Asia meridionale, coprendo latitudini da circa 20°N a 40°N e longitudini da 0°E a 90°E, includendo regioni chiave come il Levante, il Golfo Persico, la Penisola Arabica e l’India nord-occidentale. La velocità verticale ω a 500 hPa è un indicatore della dinamica verticale dell’atmosfera: valori positivi indicano subsidenza (discesa dell’aria), un processo dominante nell’EMED estivo che inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, mentre valori negativi indicano ascendenza. La PC1 di ω a 500 hPa è utilizzata come indice della subsidenza regionale, catturando la variabilità principale di questo processo. Le correlazioni sono calcolate tra questa PC1 e variabili atmosferiche superficiali, con l’obiettivo di valutare la stazionarietà del legame locale tra la dinamica troposferica e superficiale e l’evoluzione della teleconnessione con l’ISM. Il confronto tra i periodi 1960–2010 (storico) e 2050–2100 (futuro) permette di identificare le tendenze a lungo termine e le potenziali non linearità indotte dal cambiamento climatico.

Analisi dettagliata dei pannelli

Pannelli (a) e (b): Correlazioni con la pressione al livello del mare (SLP)

I pannelli (a) e (b) mostrano le correlazioni (in ombreggiatura e contorni) tra la PC1 della serie temporale di ω a 500 hPa e la pressione al livello del mare (SLP) nei periodi 1960–2010 (pannello a) e 2050–2100 (pannello b). Le linee di contorno rappresentano i valori di correlazione di 0.25 e 0.5, con una scala di colore che probabilmente varia da valori negativi (blu) a valori positivi (rosso). Nel periodo 1960–2010 (pannello a), si osserva una correlazione positiva significativa, con valori che raggiungono circa 0.7 nelle regioni del Levante e del Golfo Persico. Questa correlazione indica un forte legame dinamico tra la subsidenza nella media troposfera e la formazione di sistemi di alta pressione superficiale (anticicloni), un elemento chiave del regime climatico estivo dell’EMED. La subsidenza troposferica, inibendo l’ascendenza e la formazione di nuvole, favorisce condizioni di alta pressione che contribuiscono all’aridità estiva tipica della regione.

Nel periodo futuro 2050–2100 (pannello b), questa correlazione si indebolisce drasticamente, con valori che scendono a circa 0.3 nelle stesse regioni, un decremento di oltre un fattore di 2. Questo indebolimento suggerisce una significativa riduzione del legame tra la dinamica troposferica e quella superficiale, probabilmente influenzata dal riscaldamento globale e dai cambiamenti nella circolazione atmosferica su larga scala. La diminuzione della correlazione implica che la subsidenza potrebbe avere un’influenza meno diretta sulla pressione superficiale in futuro, alterando i processi che sostengono le condizioni aride estive dell’EMED.

Pannelli (c) e (d): Correlazioni con il vento meridionale

I pannelli (c) e (d) mostrano le correlazioni (in ombreggiatura e contorni) tra la PC1 di ω a 500 hPa e il vento meridionale (componente v) a 850 hPa nei periodi 1960–2010 (pannello c) e 2050–2100 (pannello d), con contorni a 0.25 e 0.5. Nel periodo 1960–2010 (pannello c), si osserva una correlazione negativa pronunciata (blu), con valori che raggiungono circa -0.7 nell’EMED. Questa correlazione negativa indica che un aumento della subsidenza è associato a un flusso settentrionale più intenso, corrispondente ai venti Etesiani, un flusso caratteristico dell’estate mediterranea. Gli Etesiani trasportano aria secca dal continente europeo verso il mare, contribuendo all’aridità estiva e rafforzando le condizioni di alta pressione superficiale. La correlazione negativa riflette il legame dinamico tra la discesa dell’aria nella media troposfera e l’intensificazione del flusso settentrionale a bassa quota.

Nel periodo futuro 2050–2100 (pannello d), la correlazione si indebolisce significativamente, con valori che scendono a circa -0.3 in molte aree dell’EMED, e in alcune regioni del Nord Africa il legame dinamico quasi scompare. Questo indebolimento indica che la subsidenza troposferica avrà un’influenza ridotta sulla circolazione superficiale in futuro, con un impatto diretto sull’intensità dei venti Etesiani. La riduzione di questo flusso settentrionale potrebbe alterare il trasporto di aria secca verso il Mediterraneo orientale, con potenziali effetti sull’aridità estiva e sul regime idroclimatico della regione.

Pannelli (e) e (f): Correlazioni con le precipitazioni e il vapore acqueo integrato

I pannelli (e) e (f) mostrano le correlazioni (in ombreggiatura) tra la PC1 di ω a 500 hPa e le precipitazioni, con contorni che rappresentano il vapore acqueo integrato nella colonna (valori -0.5, 0.3, 0.5), nei periodi 1960–2010 (pannello e) e 2050–2100 (pannello f). Nel periodo 1960–2010 (pannello e), si osserva una correlazione negativa significativa (blu) tra la subsidenza nell’EMED e le precipitazioni nella regione del monsone africano, con valori di circa -0.4 a -0.5. Questa correlazione negativa indica che un aumento della subsidenza nell’EMED è associato a una riduzione delle precipitazioni nella regione del monsone africano, un’area che dipende in larga misura dall’afflusso di umidità trasportata dal flusso settentrionale sull’EMED e il Nord Africa. I contorni del vapore acqueo integrato mostrano un pattern simile, con correlazioni negative che riflettono una riduzione dell’umidità trasportata in questa regione durante i periodi di forte subsidenza.

Nel periodo futuro 2050–2100 (pannello f), queste correlazioni si riducono drasticamente, avvicinandosi a valori prossimi a zero nella regione del monsone africano. Questo cambiamento suggerisce che il legame tra la subsidenza nell’EMED e l’idroclima del monsone africano si indebolirà significativamente, con una riduzione del trasporto di umidità verso questa area. Tuttavia, le correlazioni con gli indici del monsone estivo indiano (ISM), come le precipitazioni e il vapore acqueo integrato in India, non mostrano variazioni quantitative significative tra i due periodi. Si osserva, invece, uno spostamento verso sud-ovest dei pattern di correlazione, coerente con un cambiamento nella circolazione atmosferica che fornisce umidità all’ISM. Questo spostamento potrebbe riflettere un’alterazione nei venti sud-occidentali sul Mar Arabico, che alimentano il monsone indiano, potenzialmente influenzata dal riscaldamento globale e dalla riorganizzazione delle dinamiche atmosferiche su larga scala.

Interpretazione scientifica e dinamiche climatiche

La Figura 9 evidenzia un’evoluzione significativa nel regime climatico estivo dell’EMED, con un indebolimento pronunciato del legame locale tra la subsidenza nella media e alta troposfera e la dinamica atmosferica superficiale nel corso del XXI secolo:

1. Riduzione del legame dinamico locale: I pannelli (a) e (b) mostrano un indebolimento di oltre un fattore di 2 delle correlazioni tra la subsidenza e la SLP, passando da valori di circa 0.7 a 0.3 nelle regioni del Levante e del Golfo Persico. Analogamente, i pannelli (c) e (d) evidenziano una riduzione delle correlazioni con il vento meridionale, con un impatto diretto sull’intensità dei venti Etesiani. In alcune regioni del Nord Africa, il legame dinamico quasi scompare, suggerendo una perdita di connessione tra la dinamica troposferica e superficiale.
2. Impatto sull’idroclima regionale: I pannelli (e) e (f) mostrano una drastica riduzione delle correlazioni tra la subsidenza nell’EMED e le precipitazioni nella regione del monsone africano, che passano da -0.4/-0.5 a valori prossimi a zero. Questo cambiamento indica una diminuzione del trasporto di umidità verso il Nord Africa, con potenziali effetti a cascata sul regime idroclimatico della regione.
3. Stabilità della teleconnessione con l’ISM: Le correlazioni con gli indici dell’ISM (precipitazioni e vapore acqueo in India) rimangono stabili in termini quantitativi, ma mostrano uno spostamento verso sud-ovest dei pattern, riflettendo un cambiamento nei percorsi delle correnti atmosferiche che alimentano il monsone indiano. Questo spostamento potrebbe essere legato a una riorganizzazione della circolazione atmosferica su larga scala, influenzata dal riscaldamento globale.

Implicazioni climatiche e prospettive future

I risultati della Figura 9 hanno implicazioni significative per il clima estivo dell’EMED, una regione già vulnerabile agli impatti del cambiamento climatico, come la siccità e le ondate di calore. L’indebolimento del legame locale tra la subsidenza troposferica e la dinamica superficiale potrebbe ridurre l’efficacia dei processi che sostengono l’aridità estiva, con potenziali effetti sulla distribuzione delle temperature e delle precipitazioni. La diminuzione dell’intensità dei venti Etesiani, un flusso chiave per il trasporto di aria secca, potrebbe alterare il regime idroclimatico dell’EMED, con conseguenze per la disponibilità idrica e l’agricoltura. Parallelamente, la riduzione del trasporto di umidità verso la regione del monsone africano potrebbe avere impatti negativi sugli ecosistemi e sulle comunità che dipendono da queste precipitazioni.

La stabilità della teleconnessione con l’ISM, nonostante lo spostamento dei pattern, suggerisce che il monsone indiano continuerà a influenzare la dinamica atmosferica dell’EMED, anche se in modo modificato. Questo cambiamento spaziale potrebbe riflettere un’alterazione nei percorsi delle correnti atmosferiche, un aspetto che merita ulteriori indagini per comprendere le implicazioni a lungo termine. Inoltre, l’intensificazione della depressione termica sull’EMED, il Nord Africa e il Medio Oriente, dovuta al riscaldamento superficiale, potrebbe assumere un ruolo crescente nel modulare la dinamica climatica estiva, introducendo non linearità che richiedono un’analisi più approfondita.

Dal punto di vista scientifico, questi risultati sottolineano la complessità delle dinamiche climatiche nell’EMED e la necessità di ulteriori studi per comprendere le interazioni tra fattori locali e teleconnessioni su larga scala. Futuri lavori potrebbero utilizzare modelli ad alta risoluzione per analizzare le variazioni spaziali e temporali delle dinamiche atmosferiche, integrandoli con osservazioni a lungo termine e analisi di sensitività per ridurre le incertezze nelle proiezioni climatiche. Inoltre, un’analisi più dettagliata delle non linearità associate al riscaldamento superficiale potrebbe fornire informazioni preziose per migliorare la comprensione del regime climatico estivo dell’EMED e supportare strategie di adattamento climatico nella regione.

In conclusione, la Figura 9 offre un’analisi dettagliata dell’evoluzione del regime climatico estivo dell’EMED, evidenziando un indebolimento del legame locale tra subsidenza troposferica e dinamica superficiale e una stabilità relativa della teleconnessione con l’ISM. Questi cambiamenti sottolineano la necessità di un approccio integrato per affrontare le sfide climatiche, combinando modellistica avanzata, osservazioni e strategie di adattamento per mitigare gli impatti del cambiamento climatico in una delle regioni più vulnerabili del pianeta.

4.3.2 Dipendenza non lineare dei legami locali tra la dinamica della bassa troposfera e della media troposfera e il loro ruolo nell’equilibrio termico del Mediterraneo orientale

Questa sezione approfondisce l’impatto del riscaldamento della temperatura superficiale locale sulla dinamica atmosferica a bassa quota nel Mediterraneo orientale (EMED), con un’attenzione particolare al legame non lineare tra la dinamica della bassa troposfera e quella della media troposfera e al loro contributo all’equilibrio termico della regione. L’analisi si concentra sul mese di luglio, un periodo rappresentativo dell’estate nell’EMED, caratterizzato da condizioni calde e aride, e utilizza la simulazione CTRL del modello CM2.5. La simulazione CTRL è stata scelta perché esclude il forzante climatico antropogenico variabile nel tempo, consentendo di isolare la variabilità naturale del sistema climatico e di evidenziare le interazioni non lineari che sarebbero difficili da analizzare statisticamente nelle simulazioni storiche (HIST) più brevi, influenzate da forzanti antropogeniche transitorie. L’obiettivo è comprendere come il riscaldamento superficiale locale influenzi la dinamica atmosferica e contribuisca a modulare il regime climatico estivo dell’EMED, con particolare attenzione alle non linearità emergenti.

Metodologia di analisi

L’analisi si basa su un approccio comparativo che utilizza due campioni di dati estratti dalla simulazione CTRL, ciascuno composto da 300 casi selezionati in base alla temperatura media mensile superficiale di luglio nella regione EMED, come descritto nella Sezione 2. Il primo campione include i 300 casi con le temperature più basse, mentre il secondo comprende i 300 casi con le temperature più alte, rispetto alla temperatura superficiale media della regione. Questo metodo consente di isolare gli effetti del riscaldamento superficiale locale sulla dinamica atmosferica, analizzando le differenze tra condizioni di temperatura fredda e calda in un contesto di variabilità naturale. La scelta di luglio come mese di riferimento è motivata dal fatto che rappresenta il picco dell’estate nell’EMED, quando la subsidenza troposferica e la dinamica superficiale giocano un ruolo cruciale nel determinare il regime climatico arido della regione.

Indebolimento del legame tra dinamica troposferica e superficiale

L’analisi confronta la forza del legame locale tra la subsidenza nella media e alta troposfera sull’EMED nei due campioni di temperatura, seguendo un approccio simile a quello utilizzato nella sezione precedente per confrontare i periodi storici recenti (1960–2010) e futuri (2050–2100). I risultati, coerenti con quelli presentati nella sezione precedente (Fig. 9), indicano un indebolimento radicale del legame dinamico tra la subsidenza a livello medio (rappresentata dalla velocità verticale ω a 500 hPa) e diverse variabili superficiali nelle condizioni di temperature più alte. In particolare, si osserva una significativa riduzione delle correlazioni tra la subsidenza e i sistemi di pressione zonale superficiale sul Mediterraneo centrale e orientale, i venti Etesiani e la loro estensione verso il Nord Africa e il Golfo Persico, e le precipitazioni nella regione del Sahel (Fig. S6). Questo indebolimento riflette una diminuzione dell’influenza della subsidenza troposferica sulla dinamica superficiale in condizioni di riscaldamento, suggerendo che il riscaldamento superficiale locale possa introdurre non linearità che alterano i processi dinamici tradizionali dell’EMED estivo.

Risposta della dinamica atmosferica al riscaldamento superficiale

Un’analisi più dettagliata, rappresentata nella Figura 10, esamina la risposta del clima estivo mediterraneo al riscaldamento superficiale sull’EMED, calcolata come differenza composita tra i due campioni (temperature alte meno temperature basse). Questa analisi considera diverse variabili atmosferiche, tra cui la temperatura superficiale, l’umidità relativa, la pressione al livello del mare (SLP) e i vettori del vento, l’altezza geopotenziale a 500 e 800 hPa, la velocità verticale ω a 500 hPa, e le precipitazioni. La risposta climatica (Fig. 10c) evidenzia un pattern di anomalie bipolari di SLP, con un’anomalia di bassa pressione che si sviluppa sul Nord Africa, l’EMED e il Medio Oriente, e un’anomalia di alta pressione centrata sui Balcani settentrionali e il Mar Nero. Questo pattern bipolare è indicativo di una riorganizzazione della circolazione atmosferica in risposta al riscaldamento superficiale.

L’intensificazione della depressione termica (heat low) sull’EMED e la Penisola Arabica (Fig. 10c) è coerente con un aumento della convergenza in queste regioni e una riduzione della subsidenza nei livelli di bassa e media troposfera, come evidenziato dai valori di ω a 500 hPa (Fig. 10e) e a 700 hPa (non mostrato). La riduzione della subsidenza è un effetto atteso del riscaldamento superficiale, che favorisce un aumento della convergenza e dell’ascendenza locale, contrastando la discesa dell’aria tipica della stagione estiva. Parallelamente, le anomalie positive di SLP (Fig. 10c) e l’aumento della subsidenza su Asia Minore e il Mar Nero sono fisicamente coerenti con un maggiore riscaldamento adiabatico e una maggiore stabilità atmosferica in queste regioni. Questi processi si riflettono in un massimo locale di riscaldamento, una riduzione dell’umidità relativa e una diminuzione delle precipitazioni (Fig. 10a, b e f), che indicano condizioni più secche e stabili.

L’anomalia bipolare di SLP intensifica il gradiente di pressione zonale sul Mediterraneo centrale e orientale, un cambiamento che si traduce direttamente in un rafforzamento dei venti Etesiani (Fig. 10c). I venti Etesiani, un flusso settentrionale caratteristico dell’estate mediterranea, trasportano aria secca dal continente verso il mare, contribuendo all’aridità estiva. Il loro rafforzamento in risposta al riscaldamento superficiale suggerisce che questo processo possa compensare, almeno in parte, l’indebolimento del legame tra subsidenza troposferica e dinamica superficiale, introducendo una dinamica non lineare nel regime climatico estivo dell’EMED.

Analisi stagionale e spaziale della risposta

L’analisi è stata ripetuta per l’intera stagione estiva di luglio-agosto, producendo risultati qualitativamente simili, ma con una magnitudine ridotta rispetto al solo mese di luglio (Fig. S7). Questa riduzione è attribuibile a un segnale più debole nei mesi di giugno e agosto, durante i quali la dinamica atmosferica estiva è meno intensa rispetto al picco di luglio. Ulteriori analisi sono state condotte considerando domini spaziali più ampi, includendo le parti meridionali del Mediterraneo centrale e occidentale (Fig. S8a e b). In questi casi, i risultati mostrano un pattern simile di anomalie bipolari di SLP, ma con una magnitudine della risposta aumentata sul Mediterraneo sud-occidentale, suggerendo che il riscaldamento superficiale in queste regioni amplifica gli effetti sulla circolazione atmosferica.

Quando l’analisi è stata ristretta a regioni specifiche, come il Levante, la Penisola Arabica, l’Asia Minore e il Mar Nero (30–50°E, 30–45°N; Fig. S8e), il pattern di risposta mostra un’anomalia anticiclonica più intensa verso il Medio Oriente, evidenziando una variabilità regionale nella risposta al riscaldamento. I risultati più simili, sia qualitativamente che quantitativamente, si ottengono quando il dominio è confinato alle stesse latitudini ma si estende leggermente verso est e ovest (30–50°E, 30–36°N; Fig. S8c), con il centro della regione situato sul Levante e sulle parti settentrionali della Penisola Arabica. Questa configurazione suggerisce che il Levante e la Penisola Arabica siano aree chiave per l’amplificazione della risposta climatica al riscaldamento superficiale, con effetti significativi sulla dinamica atmosferica dell’EMED.

Implicazioni per l’equilibrio termico e le dinamiche climatiche

I risultati di questa analisi evidenziano una chiara dipendenza non lineare del legame tra la dinamica della bassa troposfera e della media troposfera in risposta al riscaldamento superficiale locale. L’indebolimento del legame tra la subsidenza troposferica e la dinamica superficiale in condizioni di temperature più alte suggerisce che il riscaldamento globale possa alterare i processi tradizionali che governano il regime climatico estivo dell’EMED. La riduzione della subsidenza, associata all’intensificazione della depressione termica, indica un cambiamento verso una maggiore convergenza e ascendenza locale, che potrebbe contrastare l’aridità estiva tipica della regione. Tuttavia, il rafforzamento dei venti Etesiani, guidato dall’aumento del gradiente di pressione zonale, tende a compensare questo effetto, trasportando aria secca e mantenendo condizioni aride in molte aree dell’EMED.

Questi cambiamenti hanno implicazioni significative per l’equilibrio termico dell’EMED. Il riscaldamento adiabatico e l’aumento della stabilità su Asia Minore e il Mar Nero, combinati con la riduzione dell’umidità relativa e delle precipitazioni, potrebbero accentuare le ondate di calore e lo stress termico in queste regioni. Al contempo, la maggiore convergenza e la riduzione della subsidenza nell’EMED e nella Penisola Arabica potrebbero favorire una maggiore instabilità atmosferica locale, con potenziali effetti sulla formazione di precipitazioni, anche se limitati in un contesto estivo arido.

Prospettive future e implicazioni scientifiche

I risultati di questa analisi sottolineano la complessità delle dinamiche climatiche estive nell’EMED e la necessità di ulteriori studi per comprendere le non linearità introdotte dal riscaldamento superficiale. L’indebolimento del legame tra subsidenza troposferica e dinamica superficiale, combinato con il rafforzamento dei venti Etesiani, evidenzia un’interazione complessa tra fattori locali e dinamiche su larga scala, che potrebbe essere ulteriormente influenzata dal cambiamento climatico antropogenico. Futuri studi potrebbero utilizzare simulazioni ad alta risoluzione per analizzare le variazioni spaziali e temporali di queste dinamiche, integrandole con osservazioni a lungo termine per validare i risultati e ridurre le incertezze.

Dal punto di vista pratico, questi cambiamenti hanno implicazioni significative per la gestione delle risorse idriche e l’agricoltura nell’EMED, una regione già vulnerabile agli impatti del cambiamento climatico. L’intensificazione dei venti Etesiani potrebbe accentuare l’aridità estiva, mentre la riduzione della subsidenza potrebbe introdurre una maggiore variabilità nel regime idroclimatico, con potenziali effetti su eventi estremi come piogge intense o siccità prolungate. Strategie di adattamento climatico nella regione dovrebbero tenere conto di queste dinamiche non lineari, sviluppando approcci integrati che combinino modellistica climatica, monitoraggio ambientale e pianificazione sostenibile.

In conclusione, questa analisi evidenzia una dipendenza non lineare del legame tra la dinamica della bassa troposfera e della media troposfera nell’EMED, con il riscaldamento superficiale che gioca un ruolo cruciale nel modulare la circolazione atmosferica e l’equilibrio termico della regione. I risultati sottolineano l’importanza di approfondire le interazioni non lineari nel contesto del cambiamento climatico, per migliorare la comprensione del regime climatico estivo dell’EMED e supportare strategie di adattamento efficaci in una delle regioni più vulnerabili al riscaldamento globale.La nostra analisi evidenzia una forte dipendenza del regime dinamico del Mediterraneo orientale (EMED) dalla temperatura superficiale locale, un fattore che influenza significativamente le interazioni tra la dinamica atmosferica a bassa quota e quella della media troposfera. Durante gli anni caratterizzati da temperature relativamente fredde, si osserva una relazione dinamica molto più robusta tra i venti Etesiani a bassa quota e la subsidenza nella media troposfera, un processo che svolge un ruolo cruciale nel mantenimento dell’equilibrio termico locale. Questa relazione è fondamentale per il regime climatico estivo dell’EMED, poiché la subsidenza troposferica inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, mentre i venti Etesiani trasportano aria secca dal continente verso il mare, contribuendo all’aridità tipica della stagione estiva. Negli anni più caldi, invece, questa relazione si indebolisce significativamente, un fenomeno che può essere attribuito alla risposta locale della circolazione superficiale indotta dal riscaldamento del suolo. Il riscaldamento superficiale altera le dinamiche atmosferiche tradizionali, introducendo non linearità che modificano l’interazione tra la bassa e la media troposfera.

La risposta climatica al riscaldamento superficiale si manifesta attraverso una serie di cambiamenti dinamici ben definiti, che includono un’intensificazione della depressione termica (heat low) sull’EMED e la Penisola Arabica, una convergenza anomala, e un moto ascendente molto pronunciato sia a bassa quota che a livelli medi della troposfera (circa 500–700 hPa) in queste regioni. Parallelamente, si osserva un rafforzamento del gradiente di pressione zonale sul Mediterraneo centrale e orientale, che si traduce in un’intensificazione dei venti Etesiani. Questi cambiamenti sono accompagnati da un forte essiccamento su Asia Minore e i Balcani meridionali, un fenomeno coerente con l’aumento della stabilità atmosferica e il riscaldamento adiabatico indotto dalla maggiore subsidenza in queste aree. Tale risposta dinamica è in linea con le proiezioni dei cambiamenti antropogenici nel Mediterraneo durante l’estate (JJA), come mostrato nelle Figure 7a–c, S4a, c ed e, e nel mese di luglio (Fig. S4b, d ed f). Questi risultati suggeriscono che le risposte atmosferiche locali, innescate dal riscaldamento della superficie terrestre, assumeranno un ruolo crescente nel determinare il clima futuro della regione mediterranea, un’area già vulnerabile agli impatti del cambiamento climatico.

Nonostante l’evidenza di questi cambiamenti, l’analisi non riesce a spiegare completamente i processi fisici alla base della risposta di tipo dipolare osservata nella circolazione atmosferica, che coinvolge anomalie di pressione al livello del mare (SLP), venti, e velocità verticale (ω) nelle regioni a nord dell’EMED, in particolare Asia Minore e il Mar Nero. Questa risposta dipolare si manifesta con un’anomalia di bassa pressione sull’EMED e il Medio Oriente e un’anomalia di alta pressione sui Balcani settentrionali e il Mar Nero, creando un gradiente di pressione che influenza la dinamica regionale. Una possibile ipotesi per spiegare questo comportamento è che il riscaldamento sull’EMED, con la conseguente convergenza anomala e il moto ascendente, possa innescare una connessione di tipo “altalena” con le regioni più a nord. Questa connessione potrebbe derivare dall’interazione tra le anomalie di riscaldamento e le velocità ascensionali sull’EMED con il ramo discendente della cella di Hadley, che durante l’estate è stagionalmente variabile nella regione. Il risultato di questa interazione potrebbe essere un’espansione del ramo discendente verso Asia Minore, favorendo una maggiore subsidenza e stabilità atmosferica in queste aree, con un conseguente aumento del riscaldamento adiabatico e una riduzione delle precipitazioni.

Tuttavia, testare questa ipotesi richiede un’analisi più elaborata e dettagliata, che includa un’integrazione di modelli numerici, simulazioni di sensibilità e osservazioni a lungo termine per comprendere meglio le dinamiche della cella di Hadley e le sue interazioni con le anomalie locali indotte dal riscaldamento. Questo aspetto rappresenta un’importante direzione per future ricerche, poiché una comprensione più approfondita di queste connessioni potrebbe migliorare le proiezioni climatiche per la regione mediterranea, fornendo informazioni cruciali per la pianificazione dell’adattamento climatico.

Dal punto di vista climatico, i risultati di questa analisi hanno implicazioni significative per il futuro dell’EMED e dell’intera regione mediterranea. L’intensificazione della depressione termica e dei venti Etesiani, combinata con l’essiccamento di Asia Minore e dei Balcani meridionali, potrebbe accentuare lo stress idrico e le ondate di calore, con impatti negativi su settori come l’agricoltura, la gestione delle risorse idriche e gli ecosistemi. Al contempo, la riduzione della subsidenza sull’EMED e la Penisola Arabica, associata a una maggiore convergenza e ascendenza, potrebbe introdurre una maggiore variabilità nel regime idroclimatico, con potenziali effetti su eventi estremi come piogge intense o siccità prolungate. Questi cambiamenti sottolineano l’importanza di considerare le risposte atmosferiche locali, guidate dal riscaldamento superficiale, nelle proiezioni climatiche, specialmente in regioni vulnerabili come il Mediterraneo.

In sintesi, questa analisi evidenzia il ruolo crescente del riscaldamento superficiale locale nel modulare il regime climatico estivo dell’EMED, con un impatto significativo sulle dinamiche atmosferiche e sull’equilibrio termico della regione. L’indebolimento del legame tra i venti Etesiani e la subsidenza troposferica in condizioni di temperature più alte, combinato con la risposta dipolare nella circolazione atmosferica, suggerisce che le non linearità introdotte dal riscaldamento globale saranno un fattore determinante per il clima futuro della regione. Ulteriori studi sono necessari per esplorare i meccanismi alla base di queste dinamiche, con particolare attenzione alle interazioni con la cella di Hadley e alle teleconnessioni su larga scala, al fine di migliorare la comprensione del clima mediterraneo e supportare strategie di adattamento efficaci in un contesto di cambiamento climatico.

5 Sintesi e discussione: sfide e opportunità nella modellizzazione del clima mediterraneo

Le proiezioni climatiche all’avanguardia, basate sulle simulazioni delle generazioni CMIP3 e CMIP5, hanno identificato il Mediterraneo come una regione particolarmente vulnerabile al cambiamento climatico, spesso definita un “hot spot” climatico (Giorgi e Lionello, 2008). Questa vulnerabilità non è attribuibile esclusivamente alla sensibilità del clima mediterraneo al forzante antropogenico, che include l’aumento delle concentrazioni di gas serra e i cambiamenti nell’uso del suolo, ma anche alla significativa vulnerabilità socioeconomica delle società locali. La regione mediterranea, infatti, è caratterizzata da una combinazione di ecosistemi fragili, risorse idriche limitate e una dipendenza economica da settori sensibili al clima, come l’agricoltura e il turismo, che la rendono particolarmente esposta agli impatti del riscaldamento globale. Tuttavia, un’analisi delle osservazioni climatiche relative alla seconda metà del XX secolo rivela una discrepanza significativa rispetto alle proiezioni modellistiche. Mentre le proiezioni indicano un forte riscaldamento e un’aridificazione estiva (JJA) in gran parte della regione, i dati osservativi mostrano tendenze opposte in alcune aree specifiche, come un’umidificazione nelle vicinanze del Mar Nero e lungo la costa balcanica. Questa incongruenza solleva interrogativi sulla capacità dei modelli di catturare accuratamente la complessità del clima mediterraneo e sulle possibili cause sottostanti di tale discrepanza.

Una delle possibili spiegazioni per questa incoerenza è la presenza di abbondanti variazioni su scale temporali e spaziali diverse nel clima mediterraneo, che attualmente tendono a sovrastare il segnale antropogenico. Il clima della regione è caratterizzato da una ricca variabilità interannuale e multidecadale, influenzata da pattern di teleconnessione come l’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO) e il monsone estivo indiano (ISM), oltre che da processi locali come le interazioni terra-atmosfera e le dinamiche orografiche. Questa variabilità intrinseca può mascherare il segnale del cambiamento climatico antropogenico, specialmente in un periodo come la seconda metà del XX secolo, in cui il forzante antropogenico era meno pronunciato rispetto agli scenari futuri. Tuttavia, altre cause potrebbero contribuire a questa discrepanza, tra cui carenze nella rappresentazione modellistica delle retroazioni terra-atmosfera e limitazioni nel catturare gli impatti di alcune teleconnessioni atmosferiche, elementi cruciali per una simulazione realistica del clima mediterraneo.

Le retroazioni terra-atmosfera, in particolare, sono state identificate come un punto critico nei modelli CMIP3 e CMIP5. Diversi studi (Christensen e Boberg, 2012; Mueller e Seneviratne, 2012) hanno dimostrato che tali modelli tendono a sovrastimare il riscaldamento e l’aridificazione estiva futura, specialmente nel Mediterraneo, nell’Europa centrale e sud-orientale (Diffenbaugh et al., 2007; Hirschi et al., 2011; Seneviratne et al., 2006). Questa sovrastima è stata attribuita a una rappresentazione inadeguata delle interazioni tra l’umidità del suolo e l’atmosfera, un processo noto come “ramo terrestre” delle retroazioni climatiche (Guo et al., 2006; Dirmeyer, 2011; Berg et al., 2015). Queste interazioni generano correlazioni negative tra precipitazioni e temperatura sulla terraferma durante l’estate: una riduzione delle precipitazioni porta a una diminuzione dell’umidità del suolo e del flusso di calore latente, aumentando il flusso di calore sensibile in superficie e, di conseguenza, le temperature dell’aria vicino alla superficie. Nei modelli CMIP3 e CMIP5, questa retroazione tende a essere amplificata, portando a proiezioni di riscaldamento e aridificazione più intense rispetto a quanto osservato, specialmente in regioni come il Mediterraneo dove l’umidità del suolo gioca un ruolo critico nel bilancio energetico estivo.

Un ulteriore fattore che contribuisce a queste discrepanze è la difficoltà dei modelli CMIP3 e CMIP5 nel catturare adeguatamente gli impatti di alcune teleconnessioni atmosferiche. È stato suggerito che tali limitazioni impediscano ai modelli di compensare l’aridificazione regionale futura proiettata, portando a un’esagerazione spuria del riscaldamento e dell’aridificazione (Blade et al., 2012a). Le teleconnessioni, come quella associata allo SNAO, possono modulare il clima mediterraneo favorendo condizioni più umide in alcune regioni, come osservato nelle aree vicine al Mar Nero e lungo la costa balcanica. La mancata rappresentazione accurata di questi processi nei modelli a bassa risoluzione può quindi portare a proiezioni climatiche che non riflettono pienamente la variabilità osservata, limitando la capacità di prevedere con precisione i cambiamenti futuri.

Per ottenere proiezioni future più realistiche per il Mediterraneo, è necessario non solo affinare le scale spaziali dei modelli, ma anche garantire un equilibrio accurato tra i diversi fattori che influenzano il clima regionale: le retroazioni locali terra-atmosfera, la circolazione atmosferica su larga scala, e le teleconnessioni. In questo studio, abbiamo utilizzato le integrazioni del modello climatico ad alta risoluzione CM2.5 per analizzare i cambiamenti futuri proiettati in temperatura e precipitazioni nella regione mediterranea, distinguendo tra il ruolo delle teleconnessioni simulate, in particolare quella dello SNAO, e gli impatti locali derivanti dal riscaldamento della superficie terrestre e dalle relative interazioni superficie-aria. L’alta risoluzione del CM2.5 consente di catturare dettagli spaziali e dinamici che i modelli a bassa risoluzione, come il CM2.1, non riescono a rappresentare, offrendo un’opportunità per migliorare la comprensione del clima mediterraneo.

La nostra analisi dimostra l’elevata capacità del modello CM2.5 di riprodurre le caratteristiche chiave su larga scala e regionali che definiscono il complesso clima estivo mediterraneo, evidenziando i vantaggi derivanti dall’adozione di una risoluzione spaziale elevata. Il modello cattura con precisione le caratteristiche spaziali e la magnitudine dell’anticiclone subtropicale nella media troposfera, che si estende tra il Levante e l’Asia meridionale, un elemento fondamentale per la dinamica estiva della regione. Inoltre, il CM2.5 rappresenta accuratamente il gradiente di pressione zonale nella bassa troposfera tra l’anticiclone subtropicale dell’Atlantico settentrionale e la massiccia depressione termica del monsone asiatico, un gradiente che si manifesta nel Mediterraneo attraverso una struttura complessa di venti settentrionali noti come Etesiani. Questi venti sono risolti nel modello con un livello di dettaglio notevole, includendo il ramo distinguibile che attraversa il Mar Egeo e si estende verso sud fino alla regione del Sahel, così come quello che si sviluppa sul Golfo Persico. Anche le precipitazioni medie, che presentano una complessità spaziale eccezionale nel Mediterraneo a causa della variabilità orografica e della dinamica costiera, sono rappresentate con un grado di realismo significativamente più alto rispetto al modello a bassa risoluzione CM2.1, dimostrando l’importanza della risoluzione spaziale per catturare i dettagli regionali del clima mediterraneo.La nostra analisi ha evidenziato che il modello CM2.5 è in grado di riprodurre con notevole precisione il pattern di variabilità atmosferica più prominente sull’Atlantico settentrionale, ossia l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), con un focus particolare sulla sua manifestazione estiva (SNAO), e il relativo impatto sull’idroclima della regione mediterranea. Nelle simulazioni condotte, così come nelle osservazioni, lo SNAO si configura come una componente dominante nell’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF), spiegando circa il 34% della varianza totale nel dominio di analisi per le simulazioni e circa il 28% per le osservazioni, come riportato in letteratura (Folland et al., 2009). Questo risultato sottolinea l’importanza dello SNAO come driver primario della variabilità climatica estiva nella regione euro-atlantica, influenzando parametri chiave come la pressione al livello del mare (SLP), le precipitazioni e la temperatura superficiale.

Un aspetto degno di nota emerso dall’analisi è che il pattern dello SNAO simulato dal CM2.5 mostra una corrispondenza più stretta con le osservazioni relative al periodo precedente agli anni ’70, rispetto alle decadi più recenti. Questo suggerisce che il modello potrebbe catturare meglio le dinamiche dello SNAO in un contesto di variabilità climatica dominata da fattori naturali, prima che l’influenza del forzante antropogenico diventasse più pronunciata. Inoltre, l’impatto simulato dello SNAO sull’idroclima mediterraneo risulta più coerente con le osservazioni a lungo termine, che coprono periodi come 1900–1998 e 1900–2007 (Folland et al., 2009), rispetto alle osservazioni delle decadi più recenti (1950–2010, come analizzato in Blade et al., 2012a). Ad esempio, l’impatto sulle precipitazioni e sulla temperatura superficiale derivato da dataset più brevi mostra correlazioni relativamente alte, con magnitudini che raggiungono valori di 0.5–0.6, ma tali correlazioni significative sono limitate principalmente ai Balcani e all’Italia. Al contrario, le correlazioni calcolate utilizzando il record di precipitazioni secolare presentano una magnitudine inferiore (generalmente inferiore a 0.45), ma risultano significative su una porzione molto più ampia del Mediterraneo, come evidenziato in Folland et al. (2009). Questo studio sottolinea inoltre che l’impatto dello SNAO è modulato in parte dalle sue variazioni a bassa frequenza, che potrebbero essere influenzate, almeno parzialmente, dal forzante antropogenico. Tale forzante ha un ruolo meno rilevante nel record osservativo prima degli anni ’50 e non è incluso nella simulazione di controllo del CM2.5, il che potrebbe spiegare l’apparente ambiguità degli impatti osservati dello SNAO.

L’ambiguità osservata potrebbe derivare dalla diversa importanza nel tempo dei fattori a bassa e alta frequenza che modellano lo SNAO nel corso del XX secolo, un aspetto evidenziato da Linderholm e Folland (2017). Le variazioni a bassa frequenza, potenzialmente legate a forzanti antropogenici come l’aumento delle emissioni di gas serra, potrebbero aver modificato la struttura e l’intensità dello SNAO nelle decadi più recenti, portando a discrepanze tra le simulazioni e le osservazioni. Tuttavia, questa ipotesi richiede ulteriori indagini per chiarire le interazioni tra i diversi fattori che influenzano lo SNAO e per migliorare la comprensione della sua evoluzione nel contesto del cambiamento climatico.

Un’analisi più approfondita delle simulazioni CM2.5 rivela che gli impatti della teleconnessione dello SNAO sulle precipitazioni mediterranee sono comparabili a quelli simulati con modelli di generazione precedente, come HADCM3 (Blade et al., 2012a). Inoltre, gli impatti simulati con il CM2.5 risultano indistinguibili da quelli catturati nelle simulazioni GFDL CM2.1, il predecessore a bassa risoluzione del CM2.5, con l’eccezione della regione dell’Asia Minore. In quest’area, il CM2.1 non riesce a catturare l’impatto significativo dello SNAO, mentre il CM2.5, grazie alla sua risoluzione spaziale più elevata, riesce a rappresentare con maggiore accuratezza le variazioni regionali associate a questa teleconnessione. Questo miglioramento sottolinea l’importanza della risoluzione spaziale nel modellare le dinamiche climatiche locali, specialmente in regioni come il Mediterraneo, caratterizzate da una grande variabilità orografica e costiera.

Il modello CM2.5 dimostra anche una notevole capacità di rappresentare il legame dinamico tra il flusso settentrionale a bassa quota, rappresentato dai venti Etesiani, e la subsidenza nella media e alta troposfera sul Mediterraneo orientale. Questi due fattori esercitano effetti contrastanti sulla temperatura regionale: la subsidenza troposferica inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, contribuendo al riscaldamento adiabatico e alla stabilità atmosferica, mentre i venti Etesiani trasportano aria secca dal continente verso il mare, favorendo condizioni aride ma anche un moderato raffreddamento evaporativo in alcune aree. Questa interazione gioca un ruolo cruciale nel mantenimento dell’equilibrio termico locale, rendendo il legame tra subsidenza e flusso settentrionale una caratteristica fondamentale del clima estivo del Mediterraneo orientale. Inoltre, le correlazioni derivate tra la subsidenza nella media e alta troposfera sul Mediterraneo e gli indici del monsone estivo indiano (ISM) sono coerenti con il meccanismo noto come “monsone-deserto” (Rodwell e Hoskins, 1996; Tyrlis et al., 2013). Questo meccanismo descrive come l’attività convettiva del monsone indiano possa indurre subsidenza remota nel Mediterraneo orientale, contribuendo all’aridità estiva della regione attraverso un’interazione dinamica su larga scala.

Complessivamente, l’analisi della simulazione di controllo del CM2.5 conferma la capacità del modello di simulare componenti chiave del clima regionale, in particolare la teleconnessione dello SNAO e il legame locale tra la dinamica superficiale e quella a livello superiore nel regime estivo mediterraneo. Questa capacità ha fornito una base solida per investigare i cambiamenti futuri regionali, analizzandoli attraverso l’evoluzione di questi due fattori critici. La risoluzione spaziale elevata del CM2.5 ha permesso di catturare dettagli dinamici e spaziali che i modelli a bassa risoluzione non riescono a rappresentare, offrendo un’opportunità per approfondire la comprensione delle dinamiche climatiche mediterranee.

Le proiezioni del CM2.5 sui cambiamenti climatici su larga scala nella regione euro-atlantica risultano in gran parte coerenti con le proiezioni dell’ensemble CMIP5, indicando una robustezza nei pattern di cambiamento previsti. Tra i cambiamenti proiettati nella circolazione su larga scala, si evidenziano l’espansione della cella di Hadley e l’intensificazione e lo spostamento verso nord delle cellule meridionali atmosferiche. Questi cambiamenti costituiscono un’impronta antropogenica tipica dei cambiamenti futuri sull’Atlantico settentrionale, come documentato in letteratura (Collins et al., 2013; Folland et al., 2009). In linea con le precedenti proiezioni CMIP (ad esempio, Collins et al., 2013), tali cambiamenti si riflettono in un rafforzamento dello SNAO verso la sua fase positiva (Blade et al., 2012a; Folland et al., 2009), un fenomeno che potrebbe amplificare le tendenze climatiche regionali. Per l’Europa, il CM2.5 proietta un’aridificazione nelle regioni subtropicali, come il Mediterraneo meridionale, e un’umidificazione nelle medie latitudini, come l’Europa settentrionale. Questo pattern è coerente con le generazioni precedenti di modelli e può essere spiegato attraverso il meccanismo noto come “wet-get-wetter and dry-get-drier” (Held e Soden, 2006; Seager et al., 2010), secondo cui le regioni umide tendono a diventare più umide e le regioni secche più aride in risposta al riscaldamento globale.La nostra analisi ha evidenziato che il modello CM2.5 è in grado di riprodurre con notevole precisione il pattern di variabilità atmosferica più prominente sull’Atlantico settentrionale, ossia l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), con un focus particolare sulla sua manifestazione estiva (SNAO), e il relativo impatto sull’idroclima della regione mediterranea. Nelle simulazioni condotte, così come nelle osservazioni, lo SNAO si configura come una componente dominante nell’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF), spiegando circa il 34% della varianza totale nel dominio di analisi per le simulazioni e circa il 28% per le osservazioni, come riportato in letteratura (Folland et al., 2009). Questo risultato sottolinea l’importanza dello SNAO come driver primario della variabilità climatica estiva nella regione euro-atlantica, influenzando parametri chiave come la pressione al livello del mare (SLP), le precipitazioni e la temperatura superficiale.

Un aspetto degno di nota emerso dall’analisi è che il pattern dello SNAO simulato dal CM2.5 mostra una corrispondenza più stretta con le osservazioni relative al periodo precedente agli anni ’70, rispetto alle decadi più recenti. Questo suggerisce che il modello potrebbe catturare meglio le dinamiche dello SNAO in un contesto di variabilità climatica dominata da fattori naturali, prima che l’influenza del forzante antropogenico diventasse più pronunciata. Inoltre, l’impatto simulato dello SNAO sull’idroclima mediterraneo risulta più coerente con le osservazioni a lungo termine, che coprono periodi come 1900–1998 e 1900–2007 (Folland et al., 2009), rispetto alle osservazioni delle decadi più recenti (1950–2010, come analizzato in Blade et al., 2012a). Ad esempio, l’impatto sulle precipitazioni e sulla temperatura superficiale derivato da dataset più brevi mostra correlazioni relativamente alte, con magnitudini che raggiungono valori di 0.5–0.6, ma tali correlazioni significative sono limitate principalmente ai Balcani e all’Italia. Al contrario, le correlazioni calcolate utilizzando il record di precipitazioni secolare presentano una magnitudine inferiore (generalmente inferiore a 0.45), ma risultano significative su una porzione molto più ampia del Mediterraneo, come evidenziato in Folland et al. (2009). Questo studio sottolinea inoltre che l’impatto dello SNAO è modulato in parte dalle sue variazioni a bassa frequenza, che potrebbero essere influenzate, almeno parzialmente, dal forzante antropogenico. Tale forzante ha un ruolo meno rilevante nel record osservativo prima degli anni ’50 e non è incluso nella simulazione di controllo del CM2.5, il che potrebbe spiegare l’apparente ambiguità degli impatti osservati dello SNAO.

L’ambiguità osservata potrebbe derivare dalla diversa importanza nel tempo dei fattori a bassa e alta frequenza che modellano lo SNAO nel corso del XX secolo, un aspetto evidenziato da Linderholm e Folland (2017). Le variazioni a bassa frequenza, potenzialmente legate a forzanti antropogenici come l’aumento delle emissioni di gas serra, potrebbero aver modificato la struttura e l’intensità dello SNAO nelle decadi più recenti, portando a discrepanze tra le simulazioni e le osservazioni. Tuttavia, questa ipotesi richiede ulteriori indagini per chiarire le interazioni tra i diversi fattori che influenzano lo SNAO e per migliorare la comprensione della sua evoluzione nel contesto del cambiamento climatico.

Un’analisi più approfondita delle simulazioni CM2.5 rivela che gli impatti della teleconnessione dello SNAO sulle precipitazioni mediterranee sono comparabili a quelli simulati con modelli di generazione precedente, come HADCM3 (Blade et al., 2012a). Inoltre, gli impatti simulati con il CM2.5 risultano indistinguibili da quelli catturati nelle simulazioni GFDL CM2.1, il predecessore a bassa risoluzione del CM2.5, con l’eccezione della regione dell’Asia Minore. In quest’area, il CM2.1 non riesce a catturare l’impatto significativo dello SNAO, mentre il CM2.5, grazie alla sua risoluzione spaziale più elevata, riesce a rappresentare con maggiore accuratezza le variazioni regionali associate a questa teleconnessione. Questo miglioramento sottolinea l’importanza della risoluzione spaziale nel modellare le dinamiche climatiche locali, specialmente in regioni come il Mediterraneo, caratterizzate da una grande variabilità orografica e costiera.

Il modello CM2.5 dimostra anche una notevole capacità di rappresentare il legame dinamico tra il flusso settentrionale a bassa quota, rappresentato dai venti Etesiani, e la subsidenza nella media e alta troposfera sul Mediterraneo orientale. Questi due fattori esercitano effetti contrastanti sulla temperatura regionale: la subsidenza troposferica inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, contribuendo al riscaldamento adiabatico e alla stabilità atmosferica, mentre i venti Etesiani trasportano aria secca dal continente verso il mare, favorendo condizioni aride ma anche un moderato raffreddamento evaporativo in alcune aree. Questa interazione gioca un ruolo cruciale nel mantenimento dell’equilibrio termico locale, rendendo il legame tra subsidenza e flusso settentrionale una caratteristica fondamentale del clima estivo del Mediterraneo orientale. Inoltre, le correlazioni derivate tra la subsidenza nella media e alta troposfera sul Mediterraneo e gli indici del monsone estivo indiano (ISM) sono coerenti con il meccanismo noto come “monsone-deserto” (Rodwell e Hoskins, 1996; Tyrlis et al., 2013). Questo meccanismo descrive come l’attività convettiva del monsone indiano possa indurre subsidenza remota nel Mediterraneo orientale, contribuendo all’aridità estiva della regione attraverso un’interazione dinamica su larga scala.

Complessivamente, l’analisi della simulazione di controllo del CM2.5 conferma la capacità del modello di simulare componenti chiave del clima regionale, in particolare la teleconnessione dello SNAO e il legame locale tra la dinamica superficiale e quella a livello superiore nel regime estivo mediterraneo. Questa capacità ha fornito una base solida per investigare i cambiamenti futuri regionali, analizzandoli attraverso l’evoluzione di questi due fattori critici. La risoluzione spaziale elevata del CM2.5 ha permesso di catturare dettagli dinamici e spaziali che i modelli a bassa risoluzione non riescono a rappresentare, offrendo un’opportunità per approfondire la comprensione delle dinamiche climatiche mediterranee.

Le proiezioni del CM2.5 sui cambiamenti climatici su larga scala nella regione euro-atlantica risultano in gran parte coerenti con le proiezioni dell’ensemble CMIP5, indicando una robustezza nei pattern di cambiamento previsti. Tra i cambiamenti proiettati nella circolazione su larga scala, si evidenziano l’espansione della cella di Hadley e l’intensificazione e lo spostamento verso nord delle cellule meridionali atmosferiche. Questi cambiamenti costituiscono un’impronta antropogenica tipica dei cambiamenti futuri sull’Atlantico settentrionale, come documentato in letteratura (Collins et al., 2013; Folland et al., 2009). In linea con le precedenti proiezioni CMIP (ad esempio, Collins et al., 2013), tali cambiamenti si riflettono in un rafforzamento dello SNAO verso la sua fase positiva (Blade et al., 2012a; Folland et al., 2009), un fenomeno che potrebbe amplificare le tendenze climatiche regionali. Per l’Europa, il CM2.5 proietta un’aridificazione nelle regioni subtropicali, come il Mediterraneo meridionale, e un’umidificazione nelle medie latitudini, come l’Europa settentrionale. Questo pattern è coerente con le generazioni precedenti di modelli e può essere spiegato attraverso il meccanismo noto come “wet-get-wetter and dry-get-drier” (Held e Soden, 2006; Seager et al., 2010), secondo cui le regioni umide tendono a diventare più umide e le regioni secche più aride in risposta al riscaldamento globale.Le proiezioni climatiche del modello CM2.5 evidenziano differenze significative nei pattern di circolazione atmosferica su larga scala relativi ai cambiamenti futuri, oltre a una complessità più elevata nei cambiamenti di temperatura e precipitazioni derivati sull’Europa, rispetto agli ensemble delle generazioni CMIP3 e CMIP5. Questa divergenza sottolinea la capacità del CM2.5 di catturare dettagli dinamici e spaziali che i modelli a risoluzione più bassa non riescono a rappresentare pienamente, grazie alla sua alta risoluzione spaziale e alle migliorate parametizzazioni dei processi fisici. Un elemento cruciale emerso dall’analisi è che le simulazioni del CM2.5 indicano magnitudini meno estreme di riscaldamento su gran parte dell’Europa, una riduzione sia nel numero di regioni che nell’intensità delle anomalie di aridificazione, e un’espansione delle aree interessate da anomalie di umidificazione. Queste caratteristiche distinguono il CM2.5 dai modelli precedenti, offrendo una visione più sfumata delle tendenze climatiche future nella regione euro-mediterranea.

Ad esempio, gli ensemble CMIP3 e CMIP5 mostrano tendenze di pressione al livello del mare (SLP) prevalentemente negative su gran parte dell’Eurasia, con un’intensificazione della depressione termica sul Mediterraneo, un fenomeno che suggerisce un indebolimento della circolazione atmosferica regionale. In contrasto, le proiezioni del CM2.5 rivelano tendenze di SLP negative specifiche sul Mediterraneo, accompagnate da tendenze positive sull’Europa occidentale e centrale. Questa configurazione implica un rafforzamento del gradiente zonale di SLP nella regione mediterranea, che si traduce in un flusso settentrionale più intenso, rappresentato dai venti Etesiani. I venti Etesiani, un elemento chiave del clima estivo mediterraneo, trasportano aria secca dal continente verso il mare, contribuendo all’aridità estiva e influenzando i pattern di precipitazione e temperatura. La differenza tra le proiezioni del CM2.5 e quelle degli ensemble CMIP evidenzia come una migliore risoluzione spaziale e una rappresentazione più accurata delle dinamiche locali possano portare a scenari climatici futuri più diversificati e potenzialmente meno estremi.

Per quanto riguarda i cambiamenti nelle precipitazioni, il CM2.5 simula un gradiente netto e ben definito tra l’aridificazione nell’Europa sud-occidentale, che include gran parte del Mediterraneo, e l’umidificazione nell’Europa nord-orientale e centrale, comprendendo aree come le Alpi e le parti settentrionali dei Balcani. Questo gradiente è più marcato rispetto a quanto proiettato dalle precedenti simulazioni CMIP, che tendono a prevedere un’aridificazione più uniforme su quasi tutta l’Europa, con l’eccezione della Scandinavia, come illustrato, ad esempio, nell’ensemble del modello CSIRO-Mk3-6-0 (Fig. S5). La capacità del CM2.5 di rappresentare gradienti spaziali più fini è particolarmente evidente nelle regioni montuose e costiere, dove le variazioni orografiche e le interazioni terra-mare giocano un ruolo cruciale nel determinare i pattern di precipitazione. Questo risultato suggerisce che l’alta risoluzione spaziale del CM2.5 consente una migliore rappresentazione delle dinamiche idroclimatiche regionali, offrendo proiezioni più realistiche e dettagliate.

In linea con i precedenti ensemble CMIP, il CM2.5 proietta un gradiente termico significativo tra un forte riscaldamento nell’Europa sud-occidentale e un riscaldamento più attenuato nell’Europa nord-orientale. Le regioni del Nord Africa e del Levante mostrano il massimo del riscaldamento nel dominio mediterraneo, con valori che localmente raggiungono gli 8 °C durante l’estate (JJA), riflettendo l’intensificazione delle depressioni termiche in queste aree già calde e aride. La Penisola Iberica e le parti centrali della regione, come la Francia e l’Italia, presentano un riscaldamento leggermente inferiore, con valori compresi tra 4 e 6 °C. Tuttavia, il riscaldamento proiettato dal CM2.5 è notevolmente meno radicale rispetto agli ensemble CMIP3 (Dubrovsky et al., 2014) e CMIP5 (Collins et al., 2013), così come rispetto all’ensemble multimodello ad alta risoluzione EURO-CORDEX GCM–RCM per lo scenario RCP8.5 (EEA, 2017; Jacob et al., 2014). Questa discrepanza è particolarmente evidente nei Balcani settentrionali e nell’Europa sud-orientale, dove il CM2.5 proietta un riscaldamento minimo di 0.5–2.5 °C, mentre gli altri ensemble indicano un riscaldamento più intenso, compreso tra 3.5 e 5.5 °C, o addirittura superiore in alcune proiezioni.

Il riscaldamento e l’aridificazione intensi sull’Europa previsti dagli ensemble CMIP sono stati collegati a un bias estivo caldo dipendente dalla temperatura, attribuibile a rappresentazioni inadeguate delle retroazioni tra umidità e temperatura nella maggior parte dei modelli CMIP3 e CMIP5 (Christensen e Boberg, 2012; Mueller e Seneviratne, 2012; Boberg e Christensen, 2012). Questo bias è spesso il risultato di una sovrastima delle interazioni tra l’umidità del suolo e l’atmosfera, un processo che amplifica il riscaldamento superficiale riducendo il flusso di calore latente e aumentando quello sensibile. Al contrario, studi come Berg et al. (2016) e Milly et al. (2014) hanno dimostrato che il modello LM3, utilizzato nel CM2.5, presenta una rappresentazione significativamente migliorata dell’umidità del suolo e delle retroazioni terra-atmosfera, in particolare per quanto riguarda le interazioni tra umidità del suolo e precipitazioni. Queste retroazioni sono fondamentali per il clima estivo futuro, specialmente nell’Europa centrale e sud-orientale, dove le interazioni atmosfera-terra giocano un ruolo critico nel modulare la temperatura e l’idroclima (Seneviratne et al., 2006; Diffenbaugh et al., 2007; Hirschi et al., 2011).

I miglioramenti nel modello terrestre LM3, combinati con l’alta risoluzione spaziale del CM2.5, sono quindi i principali responsabili del netto contrasto tra le proiezioni regionali di CMIP3/CMIP5 e quelle del CM2.5. Questo contrasto si manifesta in un riscaldamento e un’aridificazione meno intensi sull’Europa, con un minimo di riscaldamento e tendenze all’umidificazione più marcate nell’Europa sud-orientale. Per approfondire queste retroazioni e il loro ruolo nel clima futuro, sarebbero necessari esperimenti mirati come il Global Land–Atmosphere Coupling Experiment (GLACE) (Seneviratne et al., 2013), che consentirebbero di analizzare in modo sistematico le interazioni tra terra e atmosfera e il loro impatto sulle proiezioni climatiche. Tuttavia, tali analisi esulano dall’ambito del presente studio.In accordo con studi precedenti (Blade et al., 2012a; Folland et al., 2009), la nostra analisi conferma che l’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO) potrebbe svolgere un ruolo significativo nel mitigare l’aridificazione estiva proiettata per la regione mediterranea. Questo effetto è attribuibile al previsto rafforzamento dello SNAO verso la sua fase positiva, un fenomeno che si manifesta attraverso anomalie positive di precipitazione, ossia un’umidificazione, su vaste aree del Mediterraneo. Durante la fase positiva dello SNAO, il dipolo di pressione al livello del mare (SLP) è caratterizzato da un’anomalia di bassa pressione sulla Groenlandia e un’anomalia di alta pressione più vicina alle Isole Britanniche, un pattern che favorisce un flusso atmosferico in grado di trasportare umidità verso il Mediterraneo meridionale, contrastando così l’aridificazione indotta dal cambiamento climatico antropogenico. Questo meccanismo di compensazione è particolarmente rilevante per regioni vulnerabili come la Penisola Iberica, i Balcani meridionali e l’Asia Minore, dove l’umidificazione indotta dallo SNAO potrebbe attenuare lo stress idrico e gli impatti negativi su settori come l’agricoltura e la gestione delle risorse idriche.

Tuttavia, un’analisi più approfondita delle simulazioni condotte con il modello CM2.5 rivela che (a) la rappresentazione degli impatti regionali dello SNAO e (b) l’evoluzione futura proiettata di questo pattern di variabilità climatica sono praticamente identiche sia nel CM2.5 che nel suo predecessore a bassa risoluzione, il CM2.1, così come in altri modelli di generazione precedente, come l’HADCM3 (Blade et al., 2012a). Questa somiglianza tra modelli di diversa risoluzione suggerisce che la teleconnessione dello SNAO non sia un candidato significativo per spiegare le differenze osservate nelle proiezioni future del clima estivo europeo tra il CM2.5 e gli ensemble CMIP3/CMIP5. In altre parole, le discrepanze tra le proiezioni del CM2.5 e quelle dei modelli CMIP non possono essere attribuite a variazioni nella rappresentazione dello SNAO, ma devono essere ricondotte ad altri fattori, come le retroazioni locali terra-atmosfera o la risoluzione spaziale dei modelli.

Parallelamente, le proiezioni del CM2.5 sui cambiamenti futuri nel regime climatico del Mediterraneo orientale (EMED) indicano un indebolimento del ruolo della dinamica atmosferica nel mantenere l’equilibrio idroclimatico e termico regionale. In particolare, abbiamo riscontrato una riduzione significativa del legame dinamico tra la circolazione a bassa quota, rappresentata dai venti Etesiani settentrionali, e la subsidenza nella media e alta troposfera sul Mediterraneo orientale. Questo legame è essenziale per l’equilibrio termico della regione, poiché la subsidenza troposferica inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, favorendo condizioni aride e stabili, mentre i venti Etesiani trasportano aria secca dal continente verso il mare, contribuendo all’aridità estiva e moderando le temperature attraverso processi evaporativi. L’indebolimento di questa connessione dinamica, come evidenziato da ulteriori analisi, può essere spiegato dalla risposta locale emergente della circolazione superficiale, innescata dal riscaldamento del suolo.

La risposta climatica al riscaldamento superficiale si manifesta attraverso una serie di cambiamenti ben definiti: un’intensificazione anomala della depressione termica (heat low) sull’EMED, il Sahara e la depressione persiana; anomalie anticicloniche accompagnate da un aumento della subsidenza e da un’essiccazione sul Mediterraneo centrale; e un gradiente di pressione zonale intensificato che porta a un rafforzamento dei venti Etesiani. Questi cambiamenti sono coerenti con le proiezioni di cambiamento climatico del CM2.5 per la regione mediterranea, suggerendo che le risposte atmosferiche guidate dal riscaldamento delle temperature superficiali diventeranno un fattore sempre più determinante nel plasmare il clima futuro del Mediterraneo. L’intensificazione della depressione termica, in particolare, amplifica la convergenza e il moto ascendente locale, contrastando la subsidenza tradizionale e introducendo una maggiore variabilità nel regime idroclimatico, mentre il rafforzamento dei venti Etesiani tende a mantenere condizioni aride, anche in un contesto di riscaldamento.

Complessivamente, la nostra analisi indica che il Mediterraneo subirà cambiamenti climatici estivi profondi nel corso del XXI secolo, sebbene tali cambiamenti non appaiano così estremi come quelli previsti dai modelli di generazione precedente, come gli ensemble CMIP3 e CMIP5. Le differenze tra le proiezioni del CM2.5 e quelle dei modelli precedenti suggeriscono che fattori come le interazioni terra-atmosfera, specialmente nell’Europa centrale e sud-orientale, giochino un ruolo più significativo rispetto alla dinamica atmosferica su larga scala e alle teleconnessioni, come lo SNAO, nel determinare le tendenze climatiche future. Le interazioni terra-atmosfera, in particolare quelle legate all’umidità del suolo e al bilancio energetico superficiale, influenzano il flusso di calore latente e sensibile, modulando il riscaldamento e l’idroclima regionale in modo più complesso rispetto a quanto rappresentato nei modelli a bassa risoluzione.

Questo risultato sottolinea l’importanza cruciale della capacità dei modelli di nuova generazione di catturare accuratamente le interazioni locali terra-atmosfera, che emergono come un elemento determinante per le proiezioni climatiche future. La maggiore risoluzione spaziale del CM2.5, combinata con un miglioramento nella rappresentazione dei processi terrestri, consente di simulare con maggiore precisione le dinamiche regionali, offrendo proiezioni più realistiche e meno radicali rispetto a quelle dei modelli CMIP. Tuttavia, ulteriori studi sono necessari per esplorare in dettaglio queste interazioni e per comprendere come possano evolversi in un contesto di cambiamento climatico antropogenico, specialmente in una regione vulnerabile come il Mediterraneo, dove le variazioni climatiche possono avere impatti significativi su ecosistemi, risorse idriche e società.

Analisi dettagliata della Figura 10: Risposta del clima estivo del Mediterraneo orientale al riscaldamento superficiale locale

La Figura 10 presenta un’analisi delle differenze composite tra due campioni climatici estremi nella regione del Mediterraneo orientale (EMED, definita come l’area compresa tra 30–36°N e 36–42°E), utilizzando i dati della simulazione CTRL del modello CM2.5. I campioni comprendono i 300 anni con le temperature medie mensili più calde e i 300 anni con le temperature più fredde per il mese di luglio, un periodo rappresentativo dell’estate nell’EMED, caratterizzato da condizioni calde e aride. La simulazione CTRL esclude forzanti antropogeniche variabili nel tempo, permettendo di isolare la variabilità naturale del clima e di analizzare gli effetti del riscaldamento superficiale locale sulla dinamica atmosferica e sull’idroclima regionale. La figura si compone di sei pannelli (a–f), ciascuno dei quali esamina una variabile climatica specifica: temperatura superficiale, umidità relativa, pressione al livello del mare (SLP) e venti, altezza geopotenziale, velocità verticale (ω), e precipitazioni. L’obiettivo è comprendere come il riscaldamento superficiale influenzi la dinamica atmosferica e il bilancio termico dell’EMED, con implicazioni per le proiezioni climatiche future.

Contesto metodologico e obiettivi della figura

La Figura 10 si concentra sull’area geografica del Mediterraneo orientale (30–36°N, 36–42°E), che include regioni come il Levante, parti della Turchia meridionale e del Medio Oriente. Luglio è scelto come mese di riferimento perché rappresenta il picco dell’estate nell’EMED, quando la subsidenza troposferica e i venti Etesiani giocano un ruolo dominante nel determinare il regime climatico arido della regione. Le differenze composite sono calcolate sottraendo i valori del campione freddo (300 anni più freddi) da quelli del campione caldo (300 anni più caldi), evidenziando così l’effetto del riscaldamento superficiale sulla dinamica atmosferica e sull’idroclima. La simulazione CTRL, escludendo forzanti antropogeniche, consente di analizzare le risposte climatiche in un contesto di variabilità naturale, offrendo un quadro di riferimento per comprendere come il riscaldamento superficiale possa modulare il clima estivo in scenari futuri di cambiamento climatico.

Analisi dettagliata dei pannelli

Pannello (a): Differenze composite di temperatura superficiale

Il pannello (a) mostra le differenze composite di temperatura superficiale (in °C) tra il campione caldo e quello freddo. Le differenze positive, probabilmente rappresentate in tonalità di rosso, indicano un aumento della temperatura superficiale nel campione caldo rispetto a quello freddo. Il massimo del riscaldamento si concentra nell’EMED e nella Penisola Arabica, dove il riscaldamento locale può raggiungere valori significativi, potenzialmente fino a 7–8 °C, come indicato nel testo. Questo aumento della temperatura superficiale è un driver primario per i cambiamenti dinamici osservati negli altri pannelli, poiché il riscaldamento del suolo altera il bilancio energetico superficiale, favorendo la convergenza e il moto ascendente locale, e influenzando la circolazione atmosferica regionale. Il gradiente termico risultante tra le regioni più calde e quelle meno riscaldate contribuisce a modulare i pattern di pressione e vento, come mostrato nei pannelli successivi.

Pannello (b): Differenze composite di umidità relativa

Il pannello (b) rappresenta le differenze composite di umidità relativa (in percentuale) tra i due campioni. Le differenze negative, probabilmente indicate in tonalità di blu, riflettono una riduzione dell’umidità relativa nel campione caldo rispetto a quello freddo. Questo fenomeno è atteso in condizioni di temperature più elevate, che aumentano la capacità dell’aria di trattenere vapore acqueo, riducendo l’umidità relativa se l’umidità assoluta non aumenta proporzionalmente. La riduzione dell’umidità relativa è più pronunciata su Asia Minore e il Mar Nero, regioni che mostrano un aumento della stabilità atmosferica e un essiccamento significativo, come evidenziato nei pannelli successivi. Questo essiccamento è coerente con un aumento della subsidenza e del riscaldamento adiabatico, che inibiscono la formazione di nuvole e precipitazioni, contribuendo a condizioni più aride.

Pannello (c): Differenze composite di pressione al livello del mare (SLP) e venti a 850 hPa

Il pannello (c) mostra le differenze composite di pressione al livello del mare (SLP, in hPa, in ombreggiatura) e dei venti a 850 hPa (in m s⁻¹, rappresentati come vettori). Si osserva un pattern bipolare di SLP, con un’anomalia di bassa pressione (valori negativi, probabilmente in blu) che si sviluppa sul Nord Africa, l’EMED e il Medio Oriente, e un’anomalia di alta pressione (valori positivi, probabilmente in rosso) centrata sui Balcani settentrionali e il Mar Nero. L’intensificazione della depressione termica sull’EMED e la Penisola Arabica è una risposta diretta al riscaldamento superficiale, che favorisce la convergenza e il moto ascendente locale, riducendo la pressione al livello del mare. Questo pattern bipolare intensifica il gradiente di pressione zonale sul Mediterraneo centrale e orientale, come evidenziato dai vettori dei venti a 850 hPa, che mostrano un rafforzamento dei venti Etesiani, un flusso settentrionale caratteristico dell’estate mediterranea. I venti Etesiani trasportano aria secca dal continente verso il mare, contribuendo all’aridità estiva e influenzando i pattern di temperatura e precipitazione nella regione.

Pannello (d): Differenze composite di altezza geopotenziale a 850 hPa e 500 hPa

Il pannello (d) rappresenta le differenze composite di altezza geopotenziale a 850 hPa (in ombreggiatura) e a 500 hPa (in contorni). Le differenze negative di altezza geopotenziale a 850 hPa (probabilmente in blu) sull’EMED e il Medio Oriente riflettono l’intensificazione della depressione termica a bassa quota, coerente con l’anomalia di bassa pressione osservata nel pannello (c). Questo abbassamento dell’altezza geopotenziale è indicativo di un aumento della convergenza e del moto ascendente locale, che contrastano la subsidenza tipica della stagione estiva. A 500 hPa, le differenze di altezza geopotenziale mostrano un pattern simile, con un abbassamento sull’EMED che riflette la riduzione della subsidenza nella media troposfera. Al contrario, su Asia Minore e il Mar Nero si osserva un aumento dell’altezza geopotenziale (valori positivi), che indica un aumento della subsidenza e della stabilità atmosferica in queste regioni, contribuendo al riscaldamento adiabatico e all’essiccamento osservati.

Pannello (e): Differenze composite di velocità verticale (ω) a 500 hPa

Il pannello (e) mostra le differenze composite di velocità verticale (ω) a 500 hPa (in Pa s⁻¹), un indicatore della subsidenza (valori positivi) o dell’ascendenza (valori negativi). Sull’EMED e la Penisola Arabica, si osserva una riduzione della subsidenza (valori negativi di ω, probabilmente in blu), coerente con l’intensificazione della depressione termica e la maggiore convergenza locale indotta dal riscaldamento superficiale. Questo moto ascendente contrasta la subsidenza tipica dell’estate nell’EMED, un processo che normalmente inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni. Al contrario, su Asia Minore e il Mar Nero, si nota un aumento della subsidenza (valori positivi, probabilmente in rosso), che contribuisce a un maggiore riscaldamento adiabatico e a una maggiore stabilità atmosferica. Questo aumento della subsidenza è coerente con l’anomalia di alta pressione osservata nel pannello (c) e con la riduzione dell’umidità e delle precipitazioni mostrata nei pannelli (b) e (f).

Pannello (f): Differenze composite di precipitazioni

Il pannello (f) mostra le differenze composite di precipitazioni (in mm d⁻¹) tra i due campioni. Le differenze negative (probabilmente in blu) su Asia Minore, il Mar Nero e i Balcani meridionali indicano un forte essiccamento nel campione caldo rispetto a quello freddo. Questo essiccamento è coerente con l’aumento della subsidenza e della stabilità atmosferica in queste regioni, che inibiscono la formazione di nuvole e precipitazioni. Sull’EMED, le precipitazioni mostrano variazioni minime o leggermente positive, un effetto legato alla maggiore convergenza e al moto ascendente locale indotto dal riscaldamento superficiale. Tuttavia, l’aridità estiva tipica della regione limita l’entità di tali aumenti, e le precipitazioni rimangono generalmente scarse.

Interpretazione scientifica e dinamiche climatiche

La Figura 10 illustra in modo dettagliato la risposta del clima estivo dell’EMED al riscaldamento superficiale locale, evidenziando una serie di cambiamenti dinamici interconnessi:

1. Riscaldamento superficiale come driver primario: Il pannello (a) mostra un aumento significativo della temperatura superficiale, che agisce come motore principale per i cambiamenti osservati. Il riscaldamento del suolo altera il bilancio energetico superficiale, favorendo la convergenza e il moto ascendente locale, e innescando una riorganizzazione della dinamica atmosferica regionale.
2. Essiccamento e stabilità atmosferica: I pannelli (b), (e) e (f) evidenziano una riduzione dell’umidità relativa, un aumento della subsidenza e un forte essiccamento su Asia Minore e il Mar Nero. Questi cambiamenti riflettono un aumento della stabilità atmosferica, con un maggiore riscaldamento adiabatico che inibisce la formazione di nuvole e precipitazioni, contribuendo a condizioni più aride in queste regioni.
3. Riorganizzazione della dinamica atmosferica: I pannelli (c), (d) ed (e) mostrano un pattern bipolare di SLP e altezza geopotenziale, con un’intensificazione della depressione termica sull’EMED e un aumento della subsidenza più a nord, su Asia Minore e il Mar Nero. Questo pattern intensifica il gradiente di pressione zonale sul Mediterraneo centrale e orientale, portando a un rafforzamento dei venti Etesiani. I venti Etesiani, trasportando aria secca dal continente verso il mare, contribuiscono a mantenere l’aridità estiva, nonostante la riduzione della subsidenza sull’EMED.

Implicazioni climatiche e prospettive future

I risultati della Figura 10 hanno implicazioni significative per la comprensione del clima estivo dell’EMED e per le proiezioni climatiche future. Il riscaldamento superficiale locale emerge come un driver chiave delle dinamiche atmosferiche, con un ruolo crescente nel modulare il bilancio termico e l’idroclima della regione. L’intensificazione della depressione termica e dei venti Etesiani, combinata con l’essiccamento di Asia Minore e dei Balcani meridionali, potrebbe accentuare lo stress idrico e le ondate di calore, con impatti negativi su settori come l’agricoltura e la gestione delle risorse idriche. Al contempo, la riduzione della subsidenza sull’EMED potrebbe introdurre una maggiore variabilità nel regime idroclimatico, con potenziali effetti su eventi estremi come piogge intense o siccità prolungate.

Dal punto di vista scientifico, questi risultati sottolineano la necessità di ulteriori studi per esplorare le non linearità introdotte dal riscaldamento superficiale e le loro interazioni con la dinamica atmosferica su larga scala. Futuri lavori potrebbero utilizzare simulazioni ad alta risoluzione e analisi di sensitività per analizzare in dettaglio le risposte climatiche locali e le loro implicazioni per le proiezioni a lungo termine. Inoltre, un’integrazione con osservazioni a lungo termine potrebbe aiutare a validare i risultati e a ridurre le incertezze, fornendo informazioni più accurate per la pianificazione dell’adattamento climatico nella regione mediterranea.

In sintesi, la Figura 10 offre un’analisi dettagliata della risposta del clima estivo dell’EMED al riscaldamento superficiale, evidenziando il ruolo crescente delle dinamiche locali nel plasmare il regime climatico della regione. Questi cambiamenti sottolineano l’importanza di considerare le interazioni terra-atmosfera nelle proiezioni climatiche future, specialmente in una regione vulnerabile come il Mediterraneo orientale.

https://esd.copernicus.org/articles/11/161/2020/esd-11-161-2020.pdf