“Nessun filosofo è riuscito con le proprie forze a sollevare questo velo steso dalla natura su tutti i principi primi delle cose. Gli uomini discutono, la natura agisce”. Voltaire (1764)
6.1 Introduzione
Il clima è un processo termodinamico determinato dal flusso di energia dal suo punto di ingresso, per lo più alla sommità dell’atmosfera (TOA) dei tropici sul lato giorno del pianeta, al suo punto di uscita distribuito nella TOA dell’intero pianeta. L’emissione infrarossa della Terra dipende dalla scala della temperatura assoluta e su questa scala le temperature superficiali del pianeta occupano un intervallo molto ristretto. L’emissione media di radiazione a onde lunghe in uscita (OLR) del pianeta è di circa 240 W/m2 e la media all-sky per la maggior parte della superficie è in un intervallo relativamente stretto di 200-280 W/m2 (Dewitte & Clerbaux 2018). L’OLR è determinato più dalla distribuzione irregolare dell’acqua atmosferica (nuvole, umidità) che dalla temperatura superficiale. L’effetto delle nuvole sull’OLR può raggiungere i -80 W/m2 (valori negativi significano raffreddamento) in alcune aree equatoriali. Quindi, mentre il 62% dell’energia entra nel sistema climatico sul 25% dell’area TOA della Terra (il lato diurno 30°N-S), la sua uscita è molto più uniformemente distribuita sull’intera area TOA.
Da un punto di vista termodinamico, la caratteristica principale del clima terrestre è il trasporto di energia. Il trasporto di energia è la causa di tutti i fenomeni atmosferici. La maggior parte dell’energia solare che non viene riflessa viene immagazzinata negli oceani, dove risiede la maggior parte dell’energia del sistema climatico. Ma gli oceani non sono bravi a trasportare l’energia (vedi Fig. 3.4). Le differenze di temperatura dell’acqua tendono a provocare movimenti verticali attraverso l’alterazione della galleggiabilità, non movimenti laterali, e gli oceani sono stratificati dal punto di vista della temperatura, limitando seriamente il trasporto verticale dell’energia. La maggior parte dell’energia nel sistema climatico è trasportata dall’atmosfera e anche gran parte dell’energia trasportata dalle correnti oceaniche superficiali è guidata dal vento, poiché la circolazione oceanica non è principalmente guidata termicamente, ma meccanicamente (Huang 2004). Il flusso di energia non solare al confine atmosfera-oceano (anche attraverso i ghiacci marini) è quasi sempre, quasi ovunque, dall’oceano all’atmosfera (Yu & Weller 2007; Schmitt 2018).
In forma semplificata, il clima può essere inteso come energia solare ricevuta e immagazzinata dall’oceano, quindi trasferita all’atmosfera per essere trasportata e infine scaricata nello spazio. Questo trasferimento di energia alimenta il ciclo dell’acqua creando nuvole, pioggia, neve, tempeste e tutti i fenomeni meteorologici. Il sistema non è mai in equilibrio, né ci si può aspettare che lo sia. Nel corso di un anno, la superficie terrestre si riscalda di circa 3,8 °C e si raffredda di circa 3,8 °C (cfr. Fig. 3.1), con una variabilità da un anno all’altro di circa 0,1-0,2 °C. Quindi, la Terra si riscalda o si raffredda costantemente su tutte le scale temporali.
Da un punto di vista termodinamico, i cambiamenti climatici comportano cambiamenti nell’aumento o nella perdita di energia o in entrambi. Anche un cambiamento nella ripartizione energetica del sistema climatico può essere una causa di cambiamento climatico, e questo è noto che è accaduto in passato in circostanze particolari, come il brusco rilascio di acqua di fusione dallo scoppio del lago Agassiz 8.200 anni fa (Lewis et al. 2012), o gli eventi Dansgaard-Oeschger, quando l’energia immagazzinata negli oceani è stata bruscamente rilasciata nell’atmosfera nel bacino del Mare del Nord durante l’ultimo periodo glaciale (Dokken et al. 2013). Questi cambiamenti erano temporanei, perché il clima può cambiare a lungo termine solo attraverso un cambiamento nel bilancio energetico del sistema.
La moderna teoria del cambiamento climatico comprende la termodinamica del clima, ma non comprende il ruolo svolto dalla ridistribuzione dell’energia. Quando si studiano le variabili climatiche, gli scienziati lavorano normalmente con le cosiddette “anomalie”, che sono il residuo della sottrazione della “climatologia”, ovvero delle variazioni medie nei giorni di 24 ore e nelle stagioni delle variabili studiate. Questo punto di vista ingrandisce la piccola variabilità interannuale, ma nasconde i cambiamenti stagionali molto più grandi. Il risultato è che gli importanti cambiamenti stagionali nella ridistribuzione dell’energia atmosferica e oceanica vengono solitamente ignorati. L’errore è aggravato dal fatto che il trasporto netto di energia all’interno del sistema climatico, se integrato per l’intero pianeta, è pari a zero (l’energia persa in un punto viene guadagnata in un altro). La ridistribuzione dell’energia da parte dei processi di trasporto non ha importanza per la maggior parte degli scienziati in termini di cambiamento del clima globale. Per loro, la TOA sopra il polo oscuro in inverno non è diversa dalla TOA tropicale diurna, se non per l’entità assoluta del flusso di energia mediato annualmente. Questa visione ristretta ostacola una corretta comprensione del cambiamento climatico.
Le variazioni dei gas serra atmosferici (GHGs) alterano i flussi di energia TOA e costituiscono una delle cause del cambiamento climatico. Concettualmente, si presume che il cambiamento climatico sia dovuto a una causa esterna (forzante) o alla variabilità interna. La Fig. 6.1 mostra una rappresentazione schematica del sistema climatico con molti importanti sottosistemi e processi. Tutto ciò che non è influenzato dal sistema climatico terrestre è considerato esterno, anche se la distinzione non è assoluta. Ad esempio, i vulcani sono spesso esterni al sistema climatico, ma è noto che la loro frequenza risponde alle variazioni del livello del mare e allo scarico della calotta glaciale durante le deglaciazioni (Huybers & Langmuir 2009). Le forzanti causano cambiamenti climatici e le retroazioni possono far aumentare o diminuire l’ampiezza dei cambiamenti. Se la retroazione amplifica l’effetto della forzante è positiva, se smorza il cambiamento climatico è negativa. La questione diventa confusa perché lo stesso fattore può essere sia un feedback, se prodotto naturalmente in risposta al cambiamento climatico, sia contemporaneamente una forzante se prodotto dall’uomo. Diversi gas serra sono così.
Fig. 6.1. Rappresentazione schematica semplificata del sistema climatico terrestre. I diversi sottosistemi sono rappresentati con colori di sfondo diversi. I fenomeni climatici e i processi che influenzano il clima sono rappresentati in riquadri bianchi. I sottosistemi e i fenomeni all’interno del riquadro centrale color perla sono generalmente considerati interni al sistema climatico. Tutto il resto, che normalmente non è influenzato dal clima (con alcune eccezioni), è considerato esterno. Alcune proprietà o fenomeni importanti all’interfaccia tra i sottosistemi sono collocati in riquadri esterni. Il gradiente di temperatura latitudinale (da equatore a polo) è una proprietà centrale del sistema climatico che cambia continuamente e definisce lo stato termico del pianeta (Scotese 2016). Per semplificazione, le linee che uniscono le caselle correlate sono state omesse. I nomi in grassetto in rosso sono variabili che influenzano il bilancio radiativo e sono quasi esclusivamente responsabili del riscaldamento globale moderno secondo l’IPCC. Da Vinós 2022.
Per via della sua abbondanza, il gas serra più importante è il vapore acqueo. A differenza della CO2 o del metano, il vapore acqueo è un gas serra di condensazione e non è ben miscelato. Il vapore acqueo è distribuito in modo molto disomogeneo sul pianeta e la sua distribuzione cambia nel tempo. La concentrazione più bassa di vapore acqueo si verifica nelle regioni polari durante l’inverno. Le proprietà radiative delle diverse regioni del pianeta non possono essere le stesse se il loro contenuto di gas serra è diverso. Ne consegue che il trasporto di energia da una regione a più alto contenuto di gas serra a una più bassa aumenta l’efficienza della radiazione in uscita e, pertanto, i cambiamenti nel trasporto devono alterare il bilancio del flusso energetico globale alla TOA e, di conseguenza, causare il cambiamento climatico. Al momento questa causa non viene presa in considerazione. L’evidenza suggerisce che è la causa principale del cambiamento climatico su tutte le scale temporali, da decenni a milioni di anni. La termodinamica planetaria prevede che il trasporto di energia avvenga principalmente dalla regione equatoriale verso entrambi i poli in direzione dei meridiani, per cui il flusso viene definito trasporto meridionale (MT).
6.2 Il trasporto meridionale è geograficamente determinato e alimentato dal gradiente
L’energia che l’atmosfera guadagna dagli oceani è principalmente sotto forma di calore latente. Il trasferimento di radiazione a onde lunghe è circa la metà e il flusso di calore sensibile è inferiore di un ordine di grandezza (Schmitt 2018). Il trasporto atmosferico di questa energia è notevolmente ridotto dalla presenza di continenti e catene montuose attraverso le precipitazioni e la riduzione della velocità del vento. Di conseguenza, la MT avviene principalmente sui bacini oceanici ed è, quindi, geograficamente determinata. Ciò ha enormi implicazioni per il tempo, il clima e i cambiamenti climatici.
Nell’universo fisico i processi tendono ad avvenire spontaneamente lungo i gradienti, siano essi di massa, di energia o di qualsiasi loro manifestazione, come la gravità, la pressione o la temperatura. Il gradiente che alimenta la MT è il gradiente di temperatura latitudinale (LTG), la sua causa primaria. L’LTG è il prodotto del gradiente di insolazione latitudinale (LIG, la distribuzione ineguale della radiazione solare incidente in base alla latitudine), modulato dall’effetto di fattori geografici e climatici. L’LTG è più ripido verso il Polo Sud (vedi Fig. 3.3b), nonostante un LIG annualmente simmetrico rispetto all’equatore. Le condizioni geografiche e climatiche uniche dell’Antartide e l’ampia area coperta dagli oceani dell’emisfero meridionale rendono la LTG meridionale più ripida di quella settentrionale. Cionco et al. (2020a; 2020b) discutono i cambiamenti trascurati della LIG a diverse latitudini durante l’Olocene e le variazioni ad alta frequenza della LIG dovute al ciclo nodale lunare di 18,63 anni che probabilmente influenzano il clima.
Nel 1920 Milanković propose che il clima della Terra fosse alterato dai cambiamenti orbitali, basandosi su differenze nella quantità di energia ricevuta dal pianeta (eccentricità), ma soprattutto su differenze nella distribuzione latitudinale e stagionale dell’energia (obliquità e precessione). Questi cambiamenti nella distribuzione dell’energia alterano il LIG, che modifica il LTG, che modifica il MT dell’energia. Si è a lungo discusso su come il segnale di obliquità che scandisce gli interglaciali (Huybers & Wunsch 2005) influisca sui tropici (Rossignol-Strick 1985; Liu et al. 2015), dove le variazioni di energia dovute all’obliquità sono molto piccole. La risposta sembra essere che i cambiamenti indotti dall’obliquità nel LIG (Bosmans et al. 2015) influenzano il MT.
La LIG estiva è influenzata dalle variazioni dell’inclinazione assiale della Terra causate dal ciclo di obliquità di 41 kyr e dal ciclo lunare di 18,6 anni. La LIG invernale varia con il livello di insolazione che cade alle basse latitudini, poiché l’insolazione alle alte latitudini, vicino al polo invernale, è minima (Davis & Brewer 2011). Le variazioni del livello di insolazione alle basse latitudini sono dovute all’oscillazione della Terra (ciclo di precessione di 21 kyr), alla distanza dal Sole (cicli di eccentricità di 95 e 125 kyr) e alle variazioni dell’attività solare (cicli solari di 11 anni e più lunghi). Davis e Brewer (2011) hanno dimostrato che il LTG è molto sensibile alle variazioni del LIG. Non è noto il motivo di questa ipersensibilità. Gli autori discutono la proposta di Kleidon e Lorenz (2005) secondo cui la MT si regola per produrre la massima entropia (Fig. 6.2).
Fig. 6.2. Proposizione che il trasporto meridiano si regola per produrre la massima entropia. Il gradiente di temperatura latitudinale, risultante dalla differenza tra le temperature tropicali (linea continua) e polari (linea tratteggiata), è rappresentato dall’area grigia. La produzione di entropia (linea tratteggiata) è minima quando non c’è trasporto di energia (lato sinistro dell’ascissa), o quando il trasporto è così efficiente che non c’è differenza di temperatura (lato destro dell’ascissa), e massima in un punto intermedio. Dopo Kleidon e Lorenz (2005).
Kleidon e Lorenz (2005) sostengono che la dipendenza della MT dalla massima produzione di entropia è stata confermata da simulazioni con modelli di circolazione generale. Ovviamente si sbagliano, poiché i modelli informatici costituiscono solo una prova scientifica delle capacità di programmazione dell’uomo. Che la MT si adatti automaticamente alla massima produzione di entropia richiede un numero molto elevato di gradi di libertà (risultati possibili) e, come esaminato nella parte V (Paragrafo 5.2), la MT è modulata da molteplici fattori che non sono ben rappresentati nei modelli informatici, il che riduce i gradi di libertà. È molto probabile che l’adattamento della LTG alla LIG sia guidato in parte dall’entropia, ma l’ipotesi del Winter Gatekeeper (WGK-h; vedi parte V) spiega come la LIG possa influenzare la LTG agendo direttamente sulla MT. È importante tenere presente che se la LTG può modificare la MT, deve accadere anche il contrario, quindi la causalità dei cambiamenti potrebbe essere difficile da determinare.
Il WGK-h fornisce una spiegazione per l’ipersensibilità del LTG ai cambiamenti del LIG dovuti a variazioni dell’attività solare, ma non ad altre cause come i cambiamenti lunari o orbitali. Nell’ambito dell’evidenza che il LIG risponde al ciclo lunare di 18 anni e al ciclo solare di 11 anni (Davis & Brewer 2011), è interessante vedere che l’oscillazione multidecadale stadium-wave in MT potrebbe pulsare al ritmo segnato dall’interferenza tra il semiciclo lunare di 9 anni e il ciclo solare di 11 anni (Vinós 2022; vedi Fig. 4.8f). Se è vero, i cambiamenti nel LIG risultanti da questa interferenza forniscono un meccanismo che determina il periodo e l’intensità dell’onda di stadio, vale a dire che i cambiamenti nel LIG determinano cambiamenti nella MT che alla fine danno forma all’onda di stadio.
Mentre il LIG determina la distribuzione dell’energia in ingresso al sistema climatico alla TOA, il 29% di tale energia viene restituita allo spazio dall’albedo atmosferico e superficiale. L’energia solare riflessa è più alta in gennaio-marzo a causa dell’albedo delle nubi SH, mentre l’OLR è più alto in giugno-agosto a causa della maggiore emissione durante l’estate NH (Fig. 6.3). Il risultato di queste differenze è che il pianeta è più freddo durante l’inverno boreale, quando è più vicino al sole e riceve il 6,9% di energia in più (vedi Sez. 3.1 e Fig. 3.1).
Esistono differenze molto importanti tra gli emisferi per quanto riguarda l’energia climatica e il trasporto. Come mostra la figura 6.3a, al di fuori dei tropici l’OLR segue essenzialmente la temperatura. All’interno dei tropici, l’OLR e la temperatura mostrano una correlazione inversa, in quanto una temperatura più elevata porta a una maggiore copertura nuvolosa e a minori emissioni. Secondo la moderna teoria del cambiamento climatico, l’aumento dei gas serra comporta che la stessa emissione di IR nello spazio avvenga da un’altitudine più elevata e più fredda, richiedendo il riscaldamento della superficie per mantenere il bilancio energetico. La Terra deve emettere la stessa energia che riceve, non di più, a meno che non si stia raffreddando. Secondo questo modello, l’OLR interannuale dalla TOA non dovrebbe cambiare a meno che non ci sia un cambiamento nell’energia solare in entrata o nell’albedo. L’albedo è rimasto molto costante da quando siamo riusciti a misurarlo con sufficiente precisione, con una variabilità interannuale di 0,2 Wm-2 (0,2%; Stephens et al. 2015), mentre l’energia solare, definita costante solare, varia solo dello 0,1% (Lean 2017).Eppure, le variazioni interannuali dell’OLR sono dieci volte superiori alle variazioni del forcing radiativo dei gas serra. E quel che è peggio, le variazioni interannuali dell’OLR non sono né globali né seguono le variazioni di temperatura (Fig. 6.3b). Mentre l’OLR extratropicale SH non mostra alcuna tendenza negli ultimi quattro decenni e l’OLR tropicale mostra una tendenza piccola e insignificante, l’OLR extratropicale NH mostra un aumento molto forte. Questo aumento è dovuto al maggiore riscaldamento sperimentato dall’NH? Secondo i dati non lo è, perché negli anni ’80 e ’90, quando si è verificato un riscaldamento accelerato, l’OLR non è aumentato in modo significativo, mentre tra il 1997-2007, quando si è verificata la pausa, l’OLR extratropicale NH ha subito la maggior parte dell’aumento degli ultimi quattro decenni (Fig. 6.3b area grigia). Ne consegue logicamente che l’anomalia negativa dell’OLR extratropicale NH prima del 2000 ha contribuito al riscaldamento, mentre l’anomalia positiva successiva ha contribuito alla Pausa. Ovviamente, l’aumento dei gas serra non può spiegare nulla di tutto ciò, ma i cambiamenti nella MT che hanno avuto luogo in occasione del cambiamento climatico del 1997-98 non hanno problemi a spiegare i cambiamenti coincidenti nell’OLR dell’NH extratropicale (vedi Parte IV).
Fig. 6.3. Variazioni annuali e interannuali della radiazione a onde lunghe uscente. a) Variazioni annuali della TSI (curva arancione tratteggiata senza scala); dati di Carlson et al. 2019. Variazioni annuali della temperatura (curve rosse, scala a sinistra); variazioni della temperatura globale (curva rossa continua spessa), NH (curva rossa continua sottile) e SH (curva rossa tratteggiata sottile); dati di Jones et al. 1999. Variazioni annuali dell’OLR (curve nere, scala di destra); variazioni dell’OLR globale (curva nera continua spessa), 30-90°N (curva nera continua sottile), 30-90°S (curva nera tratteggiata sottile), 30°S-30°N (curva nera tratteggiata sottile); dati di KNMI explorer (http://climexp.knmi.nl/select.cgi?field=noaa_olr). Area grigia, periodo invernale NH. b) Variazioni 1979-2021 dell’anomalia OLR per le regioni 30-90°N (curva nera spessa e continua), 30-90°S (curva nera spessa e tratteggiata) e 30°S-30°N (curva nera spessa e tratteggiata). Le linee sottili corrispondenti rappresentano le tendenze dei minimi quadrati. L’area grigia corrisponde al periodo 1997-2006, che ha mostrato un’accelerazione del cambiamento climatico artico (vedi Sez. 4.5). Dati provenienti da KNMI explorer NOAA OLR.
Uno degli aspetti più sconcertanti del clima è che, nonostante le estensioni delle superfici terrestri, oceaniche e di neve/ghiaccio siano molto diverse, i due emisferi hanno essenzialmente la stessa albedo. Questo fenomeno è noto come simmetria dell’albedo emisferica (Datseris & Stevens 2021). I modelli non riescono a riprodurre un aspetto così cruciale del clima, perché nessuno sa come si produca e si mantenga (Stephens et al. 2015). Datseris & Stevens (2021) hanno identificato le asimmetrie delle nubi sulle piste temporalesche extratropicali come fattore di compensazione delle asimmetrie dell’albedo superficiale. Le tracce delle tempeste sono autostrade di MT su bacini oceanici già favoriti da MT. Le tempeste sono il prodotto dell’instabilità baroclina lungo la LTG e trasportano una grande quantità di energia come calore latente. Sono anche responsabili di una parte significativa della nuvolosità globale, collegando la MT alla copertura nuvolosa. Le variazioni della MT devono necessariamente tradursi in variazioni della nuvolosità, alterando il clima. Se l’albedo della Terra è mantenuto simmetrico dalle variazioni della nuvolosità delle tempeste, l’albedo è probabilmente un’altra proprietà climatica fondamentale legata alla forza della MT.
6.3 ENSO: la centrale di controllo degli oceani tropicali
Il sistema climatico è composto da oceani, superficie terrestre, biosfera, criosfera e atmosfera (Fig. 6.1). Questi diversi componenti si scambiano massa ed energia, ma per il sistema climatico in generale i guadagni e le perdite di energia avvengono alla TOA. Le parti della TOA in cui il rapporto guadagno/perdita di energia è positivo, soprattutto al di sopra dei tropici, costituiscono una fonte di energia per il sistema climatico, mentre il resto della TOA funge da serbatoio di energia. Il più grande dissipatore di energia è la TOA sopra il polo invernale. In media, l’energia entra nel sistema alla sorgente e passa da componente climatica a componente climatica mentre viene trasportata verso il bacino. Il flusso di energia attraverso il sistema climatico è caratterizzato da una variabilità temporale e spaziale. Di conseguenza, la quantità di energia in transito attraverso qualsiasi elemento del sistema di trasporto cambia nel tempo, alterando l’entalpia (contenuto totale di “calore”) dell’elemento, spesso osservata come una variazione di temperatura. Si deduce che la regolazione della MT è affidata ad alcuni centri di controllo che costituiscono delle porte di ingresso e di uscita dell’energia dal sistema climatico. Questi centri di controllo della MT sono il vortice polare (PV), il sistema ENSO e lo strato di ozono. Le loro condizioni cambiano in risposta alle variazioni dei principali modulatori della MT, con conseguenti cambiamenti nel trasporto globale di energia.
Ai tropici l’assorbimento dell’energia solare è differenziato dal punto di vista spettrale. La parte dello spettro da 200 a 315 nm viene assorbita dallo strato di ozono stratosferico, mentre la parte da 320 a 700 nm viene assorbita principalmente dallo strato fotico degli oceani tropicali. L’energia assorbita dall’oceano viene trasportata verso il polo in tre modi diversi (Fig. 6.4). Una parte raggiunge la stratosfera attraverso la convezione e costituisce il ramo ascendente della circolazione di Brewer-Dobson, un’altra parte è trasportata nella troposfera dalla circolazione di Hadley e l’ultima parte è trasportata dall’oceano. Lo stato ENSO detta la distribuzione relativa dell’energia da trasportare. La Niña favorisce il trasporto oceanico, mentre l’ENSO neutro aumenta il trasporto atmosferico. In certi momenti la quantità di energia da trasportare supera la capacità e si innesca un El Niño.
El Niño dirige una grande quantità di energia verso la stratosfera e la troposfera, estraendola dall’oceano e riscaldando così la superficie del pianeta. Durante l’Optimum Climatico dell’Olocene (9-5,5 ka) il pianeta era più caldo, la MT si è ridotta di conseguenza e ha portato a una frequenza molto ridotta di Los Niños (Moy et al. 2002). Durante il periodo neoglaciale (da 5,2 ka) la frequenza e l’intensità dei Los Niños sono aumentate. Nei periodi di raffreddamento planetario, una maggiore quantità di energia deve essere trasportata verso il polo come parte del processo di raffreddamento, il che spiega l’aumento dei Los Niños tra il 1000 e il 1400 d.C., mentre il mondo scendeva nella Piccola Era Glaciale (LIA; Moy et al. 2002). Negli ultimi due secoli la frequenza di El Niño è stata bassa e tende a diminuire perché il pianeta si sta riscaldando, e questo avviene grazie alla riduzione della MT. Attualmente le condizioni di El Niño sono prodotte dall’accumulo di acqua calda sottosuperficiale (il principale predittore di El Niño, vedi Fig. 2.4c) o da una diminuzione della circolazione di Brewer Dobson in risposta a una PV più forte durante il primo inverno boreale dopo eruzioni vulcaniche tropicali o di portata stratosferica NH (Kodera 1995; Stenchikov et al. 2002; Liu et al. 2018).
Fig. 6.4. Schema del trasporto meridionale invernale dell’emisfero settentrionale. Il rapporto guadagno/perdita di energia al TOA determina la massima fonte di energia nella fascia tropicale e il massimo dissipatore di energia nell’Artico in inverno. L’energia solare in arrivo è distribuita nella stratosfera e nella troposfera/superficie, dove è soggetta a una diversa modulazione del trasporto. L’energia (frecce bianche) sale dalla superficie alla stratosfera in corrispondenza della colonna atmosferica tropicale (linea tratteggiata a sinistra) e viene trasportata verso il vortice polare (linea tratteggiata a destra) dalla circolazione di Brewer-Dobson. Il trasporto stratosferico è determinato dal riscaldamento dei raggi UV nello strato di ozono tropicale, che stabilisce un gradiente di temperatura che influenza la forza del vento zonale attraverso il bilancio termico dei venti, e dalla QBO. Questo doppio controllo determina il comportamento delle onde planetarie (frecce nere) e determina se il vortice polare subisce un accoppiamento biennale con la QBO (BO). Nello strato misto dell’oceano tropicale, l’ENSO è il principale modulatore della distribuzione dell’energia. Mentre la cella di Hadley partecipa al trasporto di energia e risponde alla sua intensità espandendosi o contraendosi, la maggior parte del trasporto di energia ai tropici avviene nell’oceano. I cambiamenti nell’intensità del trasporto danno luogo alle principali modalità di variabilità, l’AMO e la PDO. Al di fuori dei tropici la maggior parte dell’energia viene trasferita alla troposfera, dove il trasporto sinottico da parte di vortici lungo le rotte delle tempeste è responsabile della maggior parte del trasporto verso le alte latitudini. La forza del vortice polare determina il regime climatico invernale delle alte latitudini. Un vortice debole favorisce un regime invernale caldo per l’Artico e freddo per i continenti, dove entra più energia nell’Artico scambiata con masse d’aria fredda in uscita. Le correnti a getto (PJS, polari; TJS, tropicali; PNJ, notte polare) costituiscono i confini e limitano il trasporto. Da Vinós 2022.
È chiaro che l’ENSO influenza fortemente la MT dell’energia. È quindi sorprendente che sia considerato una fluttuazione climatica (Timmermann et al. 2018). La sua posizione nel punto di ingresso della maggior parte dell’energia nel sistema climatico lo rende un centro di controllo della MT modulata dall’attività solare (vedi Fig. 2.4). È noto che l’ENSO risponde alle condizioni stratosferiche (ad esempio, eruzioni vulcaniche) e a quelle subsuperficiali (volume di acqua calda), collegando così la MT a diversi livelli. La paleoclimatologia mostra che l’ENSO risponde alla termodinamica planetaria, cioè è legato al modo in cui il pianeta si riscalda e si raffredda. Come affermano Moy et al. (2002): “Osserviamo che gli eventi Bond tendono a verificarsi durante i periodi di bassa attività ENSO immediatamente successivi a un periodo di alta attività ENSO, il che suggerisce che possa esistere un qualche legame tra i due sistemi”. Gli eventi Bond sono periodi freddi di un secolo, come la LIA, che sono causati in parte da un forte aumento dell’attività ENSO (frequenti e forti Niño). Quando il pianeta smette di raffreddarsi, l’attività ENSO diminuisce.
6.4 Ozono: Il centro di controllo della stratosfera tropicale
La parte 200-315 nm dello spettro dell’energia solare viene assorbita nello strato di ozono stratosferico, dove esercita un forte effetto sulla temperatura e sulla circolazione. Sebbene l’energia in questa gamma di lunghezze d’onda ammonti solo a poco più dell’1% del totale (Lean 2017), essa varia di dieci volte con l’attività solare rispetto alla gamma >320 nm ed è responsabile dei cambiamenti radiativi e dinamici che avvengono nella stratosfera durante il ciclo solare. L’assorbimento di energia UV nella stratosfera è in media di 3,85 W/m2 (Eddy et al. 2003; un quarto di 15,4 W/m2). Non si tratta di una quantità esigua. Costituisce il 5% dell’energia solare assorbita dall’atmosfera (Wild et al. 2019). Il centro di controllo dell’ozono gestisce una parte significativa dell’energia ricevuta dal clima, pur essendo solo la parte di energia UV.
La stratosfera è circa 5 volte più grande della troposfera e contiene circa 5 volte meno massa. Con una densità inferiore di oltre un ordine di grandezza, l’effetto dell’energia solare assorbita sulla temperatura stratosferica è enorme. Senza ozono, la stratosfera sarebbe più fredda di 50 K e la tropopausa non esisterebbe (Reck 1976). Lo strato di ozono è una peculiarità della Terra, il risultato dell’ossigenazione atmosferica, che si è sviluppata probabilmente durante l’Ediacarano o il Cambriano, circa 600-480 Ma.
L’assorbimento da parte dell’ozono dell’energia solare nella stratosfera permette la formazione di un LTG stratosferico che dipende dall’energia UV, dalla quantità di ozono e dalla distribuzione dell’ozono.Il gradiente si forma attraverso lo shortwave ad onde corte dell’ozono e il trasferimento radiativo ad onde lunghe che coinvolge principalmente CO2 e ozono. Lungo questo gradiente la circolazione zonale dei venti è determinata dall’equilibrio tra il gradiente di pressione e il fattore Coriolis (equilibrio geostrofico). Di conseguenza, la circolazione stratosferica è opposta in entrambi gli emisferi, con la circolazione emisferica invernale caratterizzata da venti occidentali e dalla formazione di un vortice polare (vedi Fig. 3.7).
Le onde planetarie generate nella troposfera possono propagarsi verso l’alto solo quando i venti stratosferici sono occidentali e di una certa intensità (criterio di Charney-Drazin). Queste condizioni sono presenti in inverno e di conseguenza la circolazione stratosferica invernale è più perturbata (Haynes 2005), con conseguente aumento della MT. Le onde planetarie sono generate in modo più efficiente dall’orografia e dai contrasti terra/oceano e sono più frequenti nell’inverno boreale. Le onde planetarie quando si infrangono depositano energia e quantità di moto nella stratosfera e, occasionalmente, vengono deviate verso il basso, nella troposfera, influenzando la circolazione. Il loro effetto nella stratosfera è quello di guidare la circolazione meridionale, ridurre quella occidentale e indebolire il vortice polare. Di conseguenza, la MT stratosferica, nota come circolazione di Brewer Dobson, dipende dal flusso di onde. In casi estremi, le onde planetarie riducono la circolazione occidentale invernale a tal punto da rendere la circolazione zonale più orientale, causando un improvviso riscaldamento stratosferico in quanto l’aria viene spinta verso il basso e si riscalda adiabaticamente, mentre il vortice si divide o si allontana dal polo. Questo accade circa ogni due anni nell’NH, ma raramente nell’SH, e ha grandi ripercussioni sul tempo troposferico. I cambiamenti che avvengono nella stratosfera invernale influenzano il tempo in superficie su una scala temporale più lunga, a causa dell’accoppiamento stratosferico-troposferico verso il basso. Osservazioni inequivocabili della variabilità stratosferica che influisce sulla superficie si manifestano nell’oscillazione artica (Northern Annular Mode), nelle pressioni sul livello del mare nell’Atlantico settentrionale, negli eventi meteorologici estremi, nella frequenza dei periodi di freddo invernale, nella posizione del getto troposferico alle medie latitudini e nelle variazioni a bassa frequenza della circolazione termoalina atlantica (Baldwin et al. 2019). La variabilità stratosferica controlla in parte il flusso di calore troposferico nell’Artico (Baldwin et al. 2019), dimostrando che la risposta dell’ozono alla radiazione solare nella stratosfera agisce come un importante centro di controllo per la MT.
La circolazione stratosferica e la variabilità sono il risultato dell’ozono e della sua risposta all’energia solare. Inoltre, la stratosfera stessa è il risultato dell’ozono. L’energia solare UV svolge due ruoli distinti nella stratosfera. Attraverso la fotolisi dell’ossigeno e dell’ozono, regola la quantità di ozono e, attraverso il riscaldamento radiativo, regola l’LTG stratosferico che determina la circolazione stratosferica e la sua risposta al flusso di onde planetarie. L’effetto del flusso di onde sulla circolazione di Brewer Dobson (cioè la MT stratosferica) è stato definito “pompa extratropicale” (Haynes 2005). Di conseguenza, il centro di controllo dell’ozono partecipa alla modulazione del MT di energia ed è sensibile ai cambiamenti dell’attività solare attraverso la fotolisi e i tassi di riscaldamento radiativo a onde corte (Bednarz et al. 2019). L’evidenza dell’impatto della variabilità solare sul clima troposferico attraverso i cambiamenti di stato della stratosfera è cresciuta significativamente negli ultimi decenni (Haigh 2010).
6.5 Il vortice polare: centro di controllo
Insieme al ghiaccio marino, il PV costituisce un feedback negativo al raffreddamento planetario. Si forma a causa del forte raffreddamento autunnale delle zone polari, dovuto a un’insolazione molto bassa e alla formazione di ghiaccio marino. Il raffreddamento atmosferico aumenta la densità dell’aria e, quando l’aria fredda affonda, crea un centro di bassa pressione con circolazione ciclonica (in senso antiorario nell’NH) intorno al polo. Quando i venti occidentali diventano più forti, essi isolano l’interno del vortice dove continua il raffreddamento radiativo. Il forte contrasto termico invernale guida la circolazione zonale dei venti che stabilizza il vortice fino al ritorno del sole. Senza il PV (e i ghiacci marini) ogni inverno il pianeta perderebbe molta più energia. È quindi banalmente evidente che un forte PV favorisce il riscaldamento del pianeta, mentre un PV debole favorisce il raffreddamento del pianeta. Il PV è un prodotto della circolazione zonale invernale. Poiché la MT è guidata dalla circolazione meridiana che avviene a spese della circolazione zonale, la PV costituisce uno dei principali centri di controllo della MT. Regola l’accesso dell’energia al più grande serbatoio energetico del pianeta, la TOA polare invernale (vedi Fig. 3.2). La scoperta della risposta del PV all’oscillazione quasi biennale equatoriale (QBO; Holton & Tan 1980) dimostra che il PV non è solo il risultato delle condizioni atmosferiche alle alte latitudini. In seguito si è scoperto che le condizioni del PV rispondono anche al ciclo solare (Labitzke 1987), anche se il sole non brilla sopra il polo nel periodo invernale. Dopo l’eruzione del Pinatubo è emerso chiaramente che il PV è influenzato anche dalle eruzioni vulcaniche che raggiungono la stratosfera (Stenchikov et al. 2002; Azoulay et al. 2021), con il risultato di un riscaldamento invernale di origine vulcanica alle latitudini medio-alte invece del previsto raffreddamento dovuto alla riduzione dell’energia solare da parte degli aerosol stratosferici. È ormai chiaro che il PV risponde alle variazioni della LTG stratosferica e ai cambiamenti nella propagazione delle onde planetarie nella stratosfera. Le onde planetarie depositano energia e quantità di moto vicino al vortice nella stratosfera invernale, indebolendo il forte gradiente di vorticità potenziale del vortice. La dinamica del vortice fa sì che le perturbazioni delle onde si spostino verso il basso, rendendo il vortice più suscettibile alle successive onde di quota inferiore e propagando l’effetto alla troposfera (Scott & Dritschel 2005). Questo spiega il fenomeno del coupling stratosfera-troposfera verso il basso alle alte latitudini. Pertanto, la forza del PV è il risultato dei gradienti equatoriali-polari di temperatura, velocità del vento zonale e vorticità potenziale che determinano l’effetto delle onde planetarie sul flusso zonale (Monier & Weare 2011). La forza del PV dipende anche dall’attività delle onde ascensionali (Lawrence et al. 2020). Come abbiamo visto (paragrafi 4.7 e 5.4; Christiansen 2010), la forza del PV subisce oscillazioni interannuali e multidecadali che influenzano l’Oscillazione Artica e gli eventi meteorologici di superficie, come la frequenza di gravi epidemie di aria fredda nel periodo invernale (Huang et al. 2021). I cambiamenti multidecadali nella forza del VP sono da tempo fonte di confusione per gli scienziati dell’atmosfera (Wallace 2000). Nei periodi multidecadali in cui il vortice polare è più forte della media, i settori dell’Artico, dell’Atlantico e del Pacifico si comportano come un vero e proprio Northern Annular Mode (NAM; Fig. 6.5a e c), con una relazione altalenante tra il minimo delle Aleutine e quello dell’Islanda (Shi & Nakamura 2014), limitando il trasporto di calore e umidità nell’Artico. Al contrario, i periodi multidecadali in cui il vortice polare è più debole della media determinano una situazione meglio descritta dall’Oscillazione Nord Atlantica (NAO; Fig. 6.5b), con una debole variabilità interannuale delle Aleutine e un trasporto artico meno limitato. Le discussioni in letteratura scientifica sul fatto che i paradigmi NAO o NAM descrivano meglio la principale modalità di variabilità atmosferica extra-tropicale del NH (Wallace 2000), sembrano ignorare che la sua natura mutevole è legata ai cambiamenti di regime climatico (vedi Parte IV) che caratterizzano il cambiamento climatico.
Fig. 6.5. Il carattere mutevole del Northern Annular Mode/North Atlantic Oscillation. Le tre mappe rappresentano la prima funzione ortogonale empirica delle anomalie SLP medie invernali sull’emisfero settentrionale extratropicale (al polo 20°N) per tre periodi di 25 anni, i cui anni centrali sono mostrati sopra le mappe. La gamma di colori si riferisce a 1,5 hPa (positivo in rosso) e le linee dello zero sono omesse. La polarità corrisponde alla fase positiva dell’oscillazione artica. Una vera modalità anulare settentrionale richiede il coordinamento dei tre centri d’azione, altrimenti può essere meglio descritta come Oscillazione Nord Atlantica. Dopo Shi e Nakamura 2014.
Il PV regola lo scambio di masse d’aria, umidità ed energia tra le medie latitudini e le latitudini polari. Risponde ai cambiamenti climatici troposferici e alle condizioni stratosferiche ed è influenzato dalla propagazione e dalla riflessione/assorbimento delle onde planetarie. È modulato dall’attività solare, dall’ENSO, dalla QBO e dalle eruzioni vulcaniche, costituendo un centro di controllo per la MT.
6.6 Modalità multidecadali: Lo stato del trasporto meridiano
Quasi tutta l’energia e l’umidità trasportate verso il polo avvengono nella troposfera e nella parte superiore dell’oceano. L’intensità di questo trasporto varia geograficamente nel tempo e dà origine a quelli che sono stati definiti modi di variabilità climatica. Questi modi di variabilità hanno fluttuato nel XX secolo con un’oscillazione multidecadale di circa 65 anni che ha prodotto i cambiamenti osservati nei regimi climatici. Questa oscillazione, qui definita stadium-wave (Wyatt & Curry 2014), è stata rilevata nella temperatura globale della superficie del mare (SST) ed è stata osservata nella pressione del livello del mare del Nord Atlantico e nei venti (Kushnir 1994), nella temperatura del Nord Pacifico e del Nord America (Minobe 1997), nella lunghezza del giorno e nel momento angolare del nucleo (Hide et al. 2000), le popolazioni ittiche (Mantova et al. 1997; Klyashtorin 2001), la temperatura dell’Artico e l’estensione del ghiaccio marino (Polyakov et al. 2004), la frequenza relativa degli eventi ENSO (Verdon & Franks 2006) e il livello medio globale del mare (Jevrejeva et al. 2008). La stadium-wave riflette la variabilità del sistema MT globale. L’oscillazione interessa soprattutto i due bacini oceanici che comunicano direttamente con entrambi i poli, in particolare dall’equatore (ENSO) alle alte latitudini NH, e influisce sulla rotazione della Terra attraverso variazioni del momento angolare dell’atmosfera (Hide et al. 2000; Klyashtorin & Lyubushin 2007), mostrando la risposta accoppiata di oceano e atmosfera. Le oscillazioni multidecadali delle SST (oscillazioni multidecadali dell’Atlantico e del Pacifico, AMO e PDO) non sono altro che il riflesso del flusso energetico del MT attraverso questi elementi. Poiché la quantità di energia che entra nel sistema climatico su base annuale è pressoché costante, la fase calda dell’AMO o della PDO riflette un rallentamento della MT che provoca un “blocco” energetico. In quel momento risiede più energia in questi elementi, forse a causa di un ridotto flusso oceano-atmosfera causato da un modello di vento prevalentemente zonale alle medie latitudini. Il modello spaziale dell’AMO, ottenuto dalla regressione delle anomalie SST del Nord Atlantico dopo aver sottratto le anomalie SST globali, rivela che l’AMO è la porzione atlantica di un sistema MT globale che sposta il calore verso il polo. Il sistema globale comprende anche i bacini del Pacifico e dell’India (Fig. 6.6). Il grafico mostra che l’oscillazione SST NH dell’AMO è sincronizzata con altre oscillazioni SST globali, riflettendo cambiamenti coordinati nel sistema MT globale.
Fig. 6.6. Pattern spaziale dell’oscillazione multidecadale atlantica. Schema di regressione unitario (°C/°C) delle anomalie mensili di SST (HadISST 1870-2008), dopo aver sottratto l’anomalia media globale dall’anomalia di SST del Nord Atlantico. Mostra i °C di variazione delle SST per °C di indice AMO. Oltre a visualizzare l’andamento dell’AMO, mostra che l’AMO è legata al sistema globale di MT superficiale che estrae calore dai tropici presso i principali bacini oceanici. Dopo Deser et al. 2010.
Questo sistema globale di MT rappresenta il complesso risultato del coupling atmosfera-oceano geograficamente determinato in un pianeta in rotazione con l’asse inclinato rispetto all’eclittica, che riceve la maggior parte della sua energia ai tropici. Poiché l’intensità del trasporto varia nel tempo e nello spazio, gli autori si concentrano tipicamente sulla descrizione della sua variabilità regionale e parlano di teleconnessioni e ponti atmosferici per cercare di spiegare quelli che sono, in sostanza, elementi di un unico processo molto complesso (Fig. 6.7). L’importanza della MT per il clima del pianeta non può essere sopravvalutata e le variazioni multidecadali della MT sono un fattore importante e trascurato del cambiamento climatico. È un’ipotesi comune che la somma degli effetti della variabilità multidecadale nel tempo tenda a zero. Gli studi sulla variazione dell’ampiezza dell’AMO negli ultimi sei secoli (Moore et al. 2017) dimostrano che questo assunto è mal concepito.
Fig. 6.7. Il trasporto meridiano è il fattore climatico trascurato. Il trasporto meridiano è sia l’elefante nella stanza che tutti ignorano come spiegazione del cambiamento climatico, sia l’elefante della favola indiana che i ciechi descrivono come un animale diverso quando ne toccano parti diverse.
La stadium wave ha un periodo sufficientemente lungo da aver contribuito in modo determinante al riscaldamento globale moderno. Secondo Chylek et al. (2014) un terzo del riscaldamento globale post-1975 è dovuto alla fase positiva dell’AMO e i modelli sovrastimano il riscaldamento dovuto ai gas serra ma lo compensano sovrastimando il raffreddamento dovuto agli aerosol. Indipendentemente dalle prove, l’IPCC non ritiene che la variabilità interna abbia contribuito in modo significativo al cambiamento climatico tra il 1951 e il 2010 (vedi Fig. 5.1). Un punto di vista alternativo è che la combinazione dell’attività solare e dell’oscillazione di 65 anni, se si ammette un contributo non vincolato, può spiegare gran parte dell’aumento del tasso di riscaldamento globale durante il XX secolo, con cambiamenti residui attribuibili all’aumento della CO2 e dell’attività vulcanica. Questo punto di vista richiede l’ammissione che la nostra attuale stima della sensibilità climatica, ai vari forzanti noti, sia errata, una possibilità supportata dall’identificazione di sistemi dinamici (de Larminat 2016).
Come mostrato nel diagramma di flusso della Fig. 5.2, l’attività solare influisce sul trasporto stratosferico direttamente e su quello troposferico indirettamente. La stadium wave governa il trasporto troposferico come fenomeno risonante emergente. Quando entrambe agiscono nella stessa direzione, l’effetto è massimo, come è accaduto durante il periodo 1976-1997, quando entrambe hanno agito in sincronia riducendo la MT e riscaldando il globo. Nel periodo 1890-1924 entrambi hanno agito per aumentare la MT, causando un raffreddamento globale. A volte, però, sono sfasati e in questi periodi la stadium wave ha un effetto maggiore perché il trasporto troposferico è molto più forte. Durante il periodo 1924-1935, l’attività solare era bassa, ma la stadium-wave si trovava nella parte calda del suo ciclo, dando luogo al riscaldamento dei primi anni del XX secolo. Durante il periodo 1945-1976, l’attività solare era elevata, ma la stadium-wave era impostata sul raffreddamento e il raffreddamento è stato causato dall’alta MT. Nei periodi in cui l’attività solare e la stadium-wave hanno un effetto opposto, l’effetto della stadium-wave predomina perché è maggiore, ma l’effetto non è così forte come quando cooperano nell’aumentare o diminuire la MT. La MT è la vera “manopola di controllo” del cambiamento climatico.
Durante il XX secolo, l’oscillazione di 65 anni della stadium wave ha avuto due periodi di riscaldamento, per un totale di circa 65 anni in modalità calda. L’attività solare ha mostrato il massimo solare moderno (1935-2005), durato circa 70 anni. Ciò significa che sia le forzanti naturali sia la variabilità interna hanno trascorso la maggior parte del secolo contribuendo al riscaldamento osservato. L’insolita coincidenza di periodi così lunghi di contributo naturale aiuta a spiegare perché l’inizio del XX secolo si è riscaldato in assenza di emissioni significative di gas serra e perché in quel secolo si è osservato un riscaldamento così elevato da far scattare l’allarme. Il contributo naturale al riscaldamento osservato avviene a spese della riduzione del contributo antropico.
6.7 Il trasporto meridionale come principale motore del cambiamento climatico
La ricerca degli effetti solari sul clima ci porta a una conclusione inaspettata su come il clima cambia. Affinché le variazioni solari influenzino i cambiamenti climatici, è necessario che la manopola di controllo del clima sia la MT. I due giganteschi radiatori polari di raffreddamento della Terra ricevono l’energia attraverso la MT. Di conseguenza, la MT è responsabile della maggior parte dei cambiamenti climatici su tutte le scale temporali. I fattori che determinano la MT cambiano a seconda dell’arco temporale preso in considerazione.
Su scala interannuale, il rumore è elevato, ma il cambiamento è governato dall’ENSO e da fenomeni a breve termine come le eruzioni vulcaniche attraverso il loro effetto sull’intensità del PV e sul MT.
Alla scala multidecadale il cambiamento climatico è governato dalla stadium-wave e da tutte le sue parti, che causano cambiamenti di regime climatico in MT.
La scala centenaria e millenaria è il regno solare. Il Sole governa i cambiamenti climatici attraverso i suoi cicli secolari di attività solare, agendo attraverso cambiamenti a lungo termine nella MT, in particolare durante le SGM, ma anche durante i massimi estesi come la MSM.
Nella scala multimillenaria è Milankovitch a dettare le regole. I cambiamenti indotti dall’orbita del LIG causano cambiamenti nella MT. Quando l’obliquità diminuisce, aumenta l’insolazione ai tropici e diminuisce ai poli. Ciò rende più ripido il LIG durante le estati, aumentando la MT, che spinge l’umidità necessaria verso le alte latitudini. L’umidità rimarrà bloccata lì, sotto forma di ghiaccio e neve, finché il processo non si invertirà. È così che l’umidità necessaria raggiunge le alte latitudini durante le glaciazioni (Masson-Delmotte et al. 2005). In seguito, quando l’obliquità aumenta, la MT diventa più limitata, contribuendo al riscaldamento delle medie latitudini durante le deglaciazioni. La forte firma climatica dell’obliquità ai tropici è stata collegata al trasporto meridionale (Bosmans et al. 2015).Su una scala temporale più ampia, è la tettonica a placche a governare i cambiamenti climatici, facilitando o limitando l’accesso del calore tropicale in direzione dei due radiatori polari. Il raffreddamento plurimillenario della Terra si verifica quando la circolazione meridiana oceano-atmosfera è favorita e la circolazione zonale è limitata. Le limitazioni del vento zonale sono causate dalla posizione dei continenti, delle porte oceaniche e delle catene montuose, che aumentano il trasporto di calore verso i poli (meridionali). Il riscaldamento multimillenario della Terra si verifica quando si verifica il contrario.
È generalmente accettato che la MT mantenga i poli più caldi di quanto dovrebbero essere altrimenti. Senza la MT i poli sarebbero in media 100 °C più freddi dell’equatore, invece di 40 °C (Lindzen 1994). Ma nella Parte III (Sezione 3.2) abbiamo esaminato il “paradosso del basso gradiente” e abbiamo detto che una possibile soluzione sarebbe stata proposta in questa parte. Questo paradosso deriva dal clima del primo Eocene, del Cretaceo e del primo Paleogene, caratterizzato da un mondo caldo con un basso LTG e una bassa stagionalità (Huber & Caballero 2011). Tali climi equabili non possono essere spiegati dalla moderna teoria climatica senza ricorrere a livelli estremi di CO2 e a temperature tropicali irrealisticamente elevate. Alla base del problema del clima equabile c’è il paradosso del basso gradiente (Huber & Caballero 2011). Affinché i poli siano caldi tutto l’anno, è necessaria una maggiore quantità di energia dai tropici, ma poiché i poli erano caldi tutto l’anno, l’LTG era molto piatto, con conseguente minore trasporto di energia.
Il paradosso è solo apparente perché, come abbiamo visto nelle parti III-V, più l’energia si dirige verso i poli e più il pianeta diventa freddo, per cui in realtà è stato il basso gradiente a mantenere il pianeta e i poli caldi durante le epoche di clima equo. Il pianeta si trova in un’era glaciale del tardo Cenozoico da 34 Ma perché sta emettendo calore al polo invernale da due giganteschi radiatori di raffreddamento. All’inizio dell’Eocene, la perdita di calore al polo invernale è stata limitata da un’intensa nebbia, nuvola e vapore acqueo durante la notte polare. Le condizioni polari calde non erano il risultato di una maggiore quantità di calore trasportata dalla fascia tropicale. La transizione dal clima equabile dell’inizio dell’Eocene al clima glaciale del Pleistocene può essere spiegata da cambiamenti nella MT e nella quantità di energia diretta verso i poli.
All’inizio dell’Eocene (52 Ma), la geografia mondiale era molto favorevole alla circolazione zonale. Esisteva una ben sviluppata via marittima circumglobale formata dal Mare di Tetide, dalla Porta di Panama e dal Passaggio Indonesiano (Fig. 6.8a). I collegamenti con l’Artico avvenivano attraverso corsi d’acqua poco profondi e attraverso i continenti, il che limitava fortemente la MT a un Artico caldo e sopra lo zero tutto l’anno. La MT verso l’Antartide non era ostacolata, ma era priva di ghiacci e coperta di vegetazione, con un GHE più forte dovuto all’abbondanza di vapore acqueo e di nuvole, a causa delle condizioni di riscaldamento globale.
La porta artica (tra l’Oceano Atlantico settentrionale e l’Oceano Artico) ha iniziato ad aprirsi intorno a 55 Ma, consentendo un aumento della MT verso il Polo Nord (Fig. 6.8c; Lyle et al. 2008). Questa apertura è stata proposta come causa del lungo raffreddamento dell’Eocene (Vahlenkamp et al. 2018). Con il raffreddamento del pianeta, la LTG si è approfondita, spingendo più energia verso entrambi i poli e agendo come feedback positivo per il raffreddamento globale. La porta di Tasman si è aperta tra 36 e 30 Ma. A 34 Ma diverse oscillazioni di obliquità a bassa ampiezza coincisero in una configurazione molto insolita (Fig. 6.8d, inset), favorendo estati fresche per 200 kyr. L’Antartide aveva già sviluppato diverse lastre di ghiaccio a quote più elevate. Un punto di svolta è stato raggiunto quando la bassa eccentricità ha favorito la crescita dei ghiacci in un momento in cui la bassa ampiezza dell’obliquità facilitava la sopravvivenza dei ghiacci estivi, innescando la glaciazione antartica in soli 80 kyr (Coxall et al. 2005). La glaciazione fu completata 400 kyr dopo, durante un altro periodo di bassa eccentricità (Fig. 6.8d, bande grigie).
Per la maggior parte dell’Oligocene, l’Antartide ha avuto un’estesa calotta glaciale, ma dopo l’intervallo glaciale del Medio-Oligocene, circa 26 Ma, e fino alla fine dell’Optimum climatico del Medio-Miocene, circa 14 Ma (un intervallo di 12 Myr), il pianeta è entrato in un periodo caldo che apparentemente nessuno riesce a spiegare. Durante questo periodo, i livelli di CO2 sono crollati, secondo i proxy (Beerling e Royer 2011), da 450 a 200 ppm (Fig. 6.8c, triangolo blu) e sono rimasti molto bassi per tutto il periodo, tranne durante il periodo dei flussi basaltici alluvionali del Columbia River (picco di CO2: 16-15 Ma). Pertanto, durante il periodo caldo tra il tardo Oligocene e la metà del Miocene, le variazioni di CO2 non spiegano le variazioni di temperatura. Recenti ricerche suggeriscono che la maggior parte di questo periodo è stata caratterizzata da una forte riduzione della LTG (Guitián et al. 2019), indicativa di una riduzione della MT.
Il Passaggio di Drake si aprì all’inizio di quel periodo caldo, tra i 30 e i 20 Ma (Lyle et al. 2008), permettendo lo sviluppo della Corrente Circumpolare Antartica e del Modo Annulare Meridionale. L’isolamento climatico dell’Antartide deve aver ostacolato la MT del calore proveniente dai tropici, causando un raffreddamento regionale; tuttavia, a livello globale, il pianeta si stava riscaldando a causa della riduzione della MT e, sebbene la calotta antartica continuasse a esistere, entrò in un lungo periodo in cui fluttuò con i cambiamenti orbitali (Liebrand et al. 2017). Quindi, con il riscaldamento del pianeta, l’Antartide isolata ha sviluppato uno stato più caldo e variabile rispetto all’Oligocene medio. I cambiamenti MT possono spiegare il riscaldamento plurimillenario dal tardo Oligocene all’Oligocene medio all’interno del raffreddamento a lungo termine del Cenozoico.
Fig. 6.8. Il trasporto meridiano come elemento determinante dell’evoluzione climatica. a) Catene montuose e porte oceaniche che influenzano il trasporto meridiano nel Cenozoico. Le caselle nere indicano caratteristiche geologiche attive e ben sviluppate che influenzano il trasporto meridiano. Le caselle rosse indicano le caratteristiche in fase di sviluppo. La porta artica ha iniziato ad aprirsi circa 55 Ma. La Porta di Tasman si è aperta tra 36 e 30 Ma, mentre il Passaggio di Drake si è aperto intorno a 20 Ma. Le frecce verticali indicano che è favorito il trasporto meridiano (raffreddamento globale) e le frecce orizzontali che è favorito il trasporto zonale (riscaldamento globale). b) Nel Pleistocene il mondo ha sviluppato caratteristiche geologiche determinanti nel favorire il trasporto meridiano. L’Himalaya ha raggiunto l’elevazione moderna entro circa 15 Ma. Il passaggio indonesiano è ancora aperto, ma intorno all’11 Ma si sono sviluppate restrizioni significative. Lo Stretto di Bering ha iniziato la sua esistenza intorno a 5,3 Ma, mentre la Porta di Panama si è chiusa completamente intorno a 3 Ma. Secondo Lyle et al. 2008. I riquadri rossi indicano i cambiamenti geologici che influenzano il trasporto meridionale. c) Curva nera, dati globali sul δ18O delle profondità marine come proxy della temperatura e dei ghiacci continentali. La barra superiore solida rappresenta il volume di ghiaccio >50% del volume attuale, mentre quella tratteggiata ≤50%. Secondo Zachos et al. 2001. Curva rossa, dati medi sulla CO2 secondo Beerling & Royer 2011. Triangolo blu, 14 anni di riscaldamento e diminuzione dei livelli di CO2. d) Le variazioni di δ18O ad alta risoluzione nella calcite dei foraminiferi bentonici mostrano che la glaciazione antartica si è verificata più velocemente di quanto si pensasse in due fasi. L’inserto indica un periodo di oscillazioni di obliquità a bassa ampiezza. Le barre grigie indicano periodi di bassa eccentricità durante la glaciazione antartica. Secondo Coxall et al. 2005.
I cambiamenti dello stato MT globale possono facilmente spiegare i cambiamenti climatici avvenuti dall’inizio dell’Eocene alla fine del Pliocene, mentre i cambiamenti di CO2 non possono farlo. L’isolamento dell’Antartide con l’apertura dei passaggi di Tasman e Drake è stato negativo per l’Antartide ma positivo per il pianeta, poiché ha limitato la perdita di energia al Polo Sud creando una circolazione fortemente zonale intorno all’Antartide. Di conseguenza, il pianeta si è riscaldato. Ancora oggi la regione polare meridionale perde meno energia, nonostante le temperature molto più fredde e un LTG più ripido, rispetto all’Artico (Peixoto & Oort 1992). A partire dall’inizio del Mediocene si verificò una serie di eventi che portarono il pianeta verso l’attuale clima rigido glaciale. La porta dell’Artico continuò ad aprirsi e in circa 17,5 Ma lo Stretto di Fram si approfondì abbastanza da consentire la circolazione di acque profonde (Jakobsson et al. 2007). L’Himalaya raggiunse l’elevazione moderna intorno a 15 Ma, il passaggio indonesiano subì restrizioni significative 11 Ma, lo stretto di Bering apparve circa 5,3 Ma e la porta di Panama si chiuse intorno a 3 Ma (Lyle et al. 2008). Il risultato è stato la trasformazione di un pianeta caratterizzato da una circolazione zonale (Fig. 6.8a) in uno caratterizzato da una circolazione meridionale (Fig. 6.8b), in cui si perde più energia dai poli.
6.8 Epilogo
Il clima è uno dei fenomeni più complessi ad essere oggetto di dibattito scientifico popolare. Feynman (1981) una volta disse della scienza che: “non sappiamo cosa sia vero, stiamo cercando di scoprirlo, tutto è possibilmente sbagliato”. Questo è particolarmente vero per la scienza del clima, un fenomeno a lungo termine in cui molti dati critici sono disponibili solo da pochi decenni. L’immaturità dei dati climatici è dimostrata dalle modifiche periodiche alle serie di dati sulla temperatura, che invariabilmente aumentano il riscaldamento registrato nel tempo, nonostante si basino sugli stessi dati originali.
A titolo di esempio, la Fig. 6.9 mostra tre diverse versioni dei dati sulla temperatura superficiale globale del Met Office Hadley Centre negli ultimi 10 anni (HadCRUT 3, 4 e 5) per il periodo 1997-2014 (media di 13 mesi). Mentre HadCRUT 3 non ha mostrato una tendenza all’aumento, ogni iterazione ha mostrato una tendenza maggiore e i cambiamenti hanno portato a quasi 0,2 °C di riscaldamento aggiuntivo in soli 17 anni. Questo aggiunge un nuovo significato al termine “riscaldamento antropogenico”. Alla fine di questo periodo, i dati più vecchi si trovano al di fuori dei limiti di confidenza di quelli più recenti e, pertanto, non è possibile fare affidamento su tali limiti. Non sappiamo quanto si sia riscaldato il pianeta nemmeno in un periodo moderno così breve, tanto meno nell’ultimo secolo. Gli studi scientifici effettuati con quei dati scadono nel momento in cui i vecchi dati vengono periodicamente superati e deprezzati. È una situazione senza precedenti nella scienza, un’impresa sistematica che si basa su dati solidi, non fluidi. L’affidamento della scienza del clima ai modelli informatici produce un effetto simile, poiché anch’essi scadono e vengono deprezzati ogni volta che viene rilasciato un nuovo modello “migliorato”. Una volta usciti i nuovi modelli, le vecchie proiezioni e alcune delle “scoperte” che sostenevano diventano non valide.
Fig. 6.9. Evoluzione del set di dati a partire dagli stessi dati di temperatura. Media centrata su 13 mesi dell’anomalia mensile della temperatura superficiale media globale da tre set di dati per il periodo luglio 1996-maggio 2014. Dati HadCRUT 3 (curva continua spessa) e tendenza ai minimi quadrati (linea continua sottile); dati HadCRUT 4.6 (curva spessa tratteggiata) e tendenza ai minimi quadrati (linea tratteggiata sottile); dati HadCRUT 5.0 (curva spessa tratteggiata) e tendenza ai minimi quadrati (linea tratteggiata sottile). Dati del Met Office Hadley Centre.
Indubbiamente la situazione tiene impegnati gli scienziati del clima, poiché gli studi devono essere ripetuti più e più volte con nuovi dati e modelli informatici. Modelli in continua evoluzione e trend di temperatura in costante aumento non migliorano la posizione degli studi sul clima tra le scienze più serie, dove la ripetizione di esperimenti passati produce lo stesso risultato.
La scienza climatica moderna si è lasciata contaminare dall’attivismo senza protestare. Gli scienziati climatici attivisti stanno rendendo un grande disservizio alla scienza, abbandonando l’obiettivo di Popper di una conoscenza oggettiva e lasciandosi coinvolgere emotivamente dal loro argomento e sposando un risultato scelto. La storia della scienza non è gentile con gli scienziati che si permettono di diventare servi fuorvianti di obiettivi sociali o politici. Il lisenkoismo e l’eugenetica vengono alla mente come esempi oscuri. Come disse Joel Hildebrand (1957) a proposito del metodo scientifico, “non ci sono regole, ma solo i principi di integrità e obiettività, con un completo rifiuto di ogni autorità tranne quella dei fatti”. La domanda è: La ricerca sulla scienza del clima soddisfa gli standard di obiettività scientifica? Questo aspetto è sempre più importante per inquadrare i dibattiti pubblici sulla scienza e sulla politica scientifica (Tsou et al. 2015).
In questa serie abbiamo presentato alcune delle prove che l’attività solare ha un effetto eccessivo sul cambiamento climatico, insieme a una proposta di spiegazione per l’effetto osservato. La letteratura scientifica è piena di ulteriori prove dell’effetto solare sul clima. Negare queste prove può solo ritardare il progresso della scienza del clima. La ricerca di un effetto solare sul clima ha avuto il risultato inaspettato di dimostrare che la moderna teoria climatica manca di una componente cruciale. I cambiamenti nel trasporto di energia verso il polo fanno sì che il pianeta cambi il suo stato climatico. Sembra essere il principale motore del cambiamento climatico.
Al contrario di quanto generalmente si crede, quando meno energia viene trasportata verso il polo il pianeta si riscalda. Il pianeta si è riscaldato dopo il 1850 a causa di una riduzione del MT, seguita dall’aumento dei gas serra dalla metà del XX secolo. Sebbene sia probabile che il riscaldamento globale continui per la maggior parte del XXI secolo, è improbabile che il tasso aumenti e potrebbe addirittura diminuire, smentendo quasi tutte le proiezioni climatiche. Il recente riscaldamento appare multicausale, causato da cambiamenti nell’attività solare e nella MT, oltre che dai gas serra. È quindi molto improbabile che la decarbonizzazione dell’economia abbia un effetto significativo sul clima, anche se potrebbe avere un grande effetto sul trasferimento di ricchezza da alcuni agenti dell’economia globale ad altri, anche se il suo effetto totale sulla creazione di ricchezza è negativo.