L’oscillazione El Niño-Southern (ENSO) è indiscutibilmente il modello climatico globale più importante. Mentre gli effetti nel settore Pacifico-Nordamericano e nelle regioni tropicali sono relativamente ben compresi, gli impatti sulla circolazione nel settore Nord Atlantico-Europeo sono oggetto di maggiore discussione. Studi degli ultimi 10 anni dimostrano che l’ENSO influenza il clima europeo. Tuttavia, alcuni degli effetti subiscono una modulazione stagionale o sono non lineari. Il segnale può essere modificato da altri fattori e potrebbe non essere stazionario su scale pluri-decennali, contribuendo a una grande variabilità tra gli eventi. In questo articolo, esamino prove osservazionali e basate su modelli dell’effetto dell’ENSO sul clima europeo e discuto possibili meccanismi, includendo anche il collegamento troposfera-stratosfera. Il documento si conclude con una rappresentazione schematica degli effetti e una discussione sulla loro rilevanza rispetto alla nostra comprensione scientifica del sistema climatico e alla loro rilevanza per le previsioni climatiche stagionali.
INTRODUZIONE
[2] L’Oscillazione El Niño-Southern (ENSO) è la modalità dominante di variabilità climatica interannuale a livello globale. Essa influisce su vaste regioni dei tropici, del Pacifico e dell’Oceano Indiano, così come sulle terre emerse circostanti. Gli eventi caldi o freddi dell’ENSO (comunemente denominati El Niño e La Niña), che si verificano ogni pochi anni e durano circa un anno, possono portare a gravi siccità in una parte del mondo e devastanti inondazioni in altre parti [ad es., Philander, 1989; Allan et al., 1996; Glantz, 1996; Harrison e Larkin, 1998; Diaz e Markgraf, 2000; Diaz et al., 2001]. Gli impatti ambientali, economici e sociali sono enormi. Di conseguenza, negli ultimi anni sono stati compiuti grandi sforzi per comprendere e, infine, prevedere l’ENSO e i suoi effetti sul clima globale [ad es., Barnett et al., 1988; Chen et al., 2004]. Mentre l’effetto nell’area del Pacifico e nei tropici è stato accuratamente analizzato [Harrison e Larkin, 1998; Alexander et al., 2002; Diaz e Markgraf, 2000; Wang, 2004; Wang et al., 2004; McPhaden et al., 2006], gli impatti sull’Europa sono meno ben definiti. La variabilità interannuale della circolazione atmosferica sul settore Atlantico-Europeo è elevata, il che rende difficile il rilevamento del segnale. Tuttavia, se l’ENSO influisce sull’Europa, ciò potrebbe avere importanti implicazioni per il miglioramento delle previsioni climatiche stagionali, nonché per la nostra comprensione della variabilità climatica passata e per la valutazione degli scenari climatici futuri.
[3] Gli studi sulle teleconnessioni ENSO pubblicati negli anni ’80, per lo più con un focus globale, hanno spesso rilevato un effetto relativamente piccolo in Europa [ad es., Ropelewski e Halpert, 1987]. Si presumeva quindi spesso che l’ENSO fosse irrilevante per l’Europa o fosse solo un fattore marginale. Studi successivi [ad es., Fraedrich e Müller, 1992; Moron e Plaut, 2003], tuttavia, hanno scoperto che esiste un segnale ENSO coerente nel clima europeo, ma il segnale stesso potrebbe variare [ad es., Mathieu et al., 2004]. Ha un andamento stagionale [Moron e Gouirand, 2003; Mariotti et al., 2002], è non lineare rispetto all’ENSO [Wu e Hsieh, 2004a; Pozo-Vázquez et al., 2005a], è modificato da altri fattori e potrebbe non essere stazionario nel tempo [Greatbatch et al., 2004; Gouirand e Moron, 2003]. [4] In questa recensione cerco di mettere insieme i risultati degli ultimi 10-20 anni in un quadro coerente degli effetti dell’ENSO sull’Europa. Si rimanda anche agli studi di Fraedrich[1994], Fraedrich e Müller[1992], Cassou e Terray[2001b], Xoplaki[2002], Gouirand e Moron[2003], Moron e Gouirand[2003], Pozo-Vázquez et al.[2005a], Raible et al.[2004], Mathieu et al.[2004] e Alpert et al.[2006], tutti i quali offrono ampie discussioni su alcuni aspetti qui esaminati.
[5] La struttura del documento è la seguente. Nella sezione 2 viene fornita una breve introduzione al ciclo tropicale ENSO, seguita da una panoramica sulle teleconnessioni globali dell’ENSO. Questa sezione è breve poiché gli argomenti sono ampiamente trattati in altri articoli di revisione. Il lettore specializzato potrebbe voler passare direttamente alla sezione 3, che riassume gli studi osservazionali sugli effetti dell’ENSO sul clima europeo. Questa sezione comprende studi di caso e analisi statistiche di dati climatici strumentali e di ricostruzioni climatiche relative agli ultimi secoli. Un’attenzione particolare è dedicata alle prove osservazionali di un comportamento non stazionario o di fattori modulanti. La sezione 3.3 tratta gli effetti sulla stratosfera, che potrebbero essere importanti per comprendere il segnale sulla superficie terrestre in inverno. La sezione 4 tratta gli studi modellistici che affrontano gli impatti dell’ENSO sul clima europeo e sulla stratosfera. Nella sezione 5 vengono discussi i meccanismi sottostanti. La sezione 6 presenta le conclusioni sotto forma di una rappresentazione schematica degli effetti dell’ENSO sull’Europa. Si conclude valutando la rilevanza delle relazioni rilevate rispetto alla nostra comprensione scientifica dell’atmosfera, nonché il loro valore per le previsioni climatiche stagionali.
FENOMENO ENSO
2.1. Pacifico Tropicale [6] Questa sezione fornisce una breve panoramica sul fenomeno ENSO. Inizia con una descrizione dell’ENSO del Pacifico tropicale e discute i metodi per misurare l’ENSO. Successivamente vengono affrontate le scale temporali della variabilità e infine le variazioni del fenomeno nel tempo. [7] L’ENSO è una modalità accoppiata del sistema oceano-atmosfera nella regione tropicale del Pacifico o Indo-Pacifico [ad es., Philander, 1989; Glantz, 1996; Allan et al., 1996; Harrison e Larkin, 1998; Diaz e Markgraf, 2000; McPhaden et al., 2006]. La parte atmosferica, l’Oscillazione Meridionale, fu identificata per la prima volta da Walker[1923, 1924] e Walker e Bliss[1932] come un alternarsi di pressione superficiale tra il Pacifico tropicale centrale e l’Arcipelago indonesiano (in seguito a studi precedenti di Hildebrandsson[1897], che notò una relazione inversa tra la pressione superficiale a Sydney e Buenos Aires). La circolazione tridimensionale che causa questo alternarsi fu descritta da Bjerknes[1969] e denominata “circolazione Walker”. All’incirca nello stesso periodo fu realizzato che il riscaldamento quasi periodico delle acque al largo delle coste del Perù e dell’Ecuador, chiamato El Niño dai pescatori locali perché generalmente si verificava intorno al periodo natalizio, fa parte di un’oscillazione oceanica che si estende verso ovest lungo l’equatore. La relazione tra questi due fenomeni, ovvero El Niño e l’Oscillazione Meridionale, fu identificata per la prima volta da Bjerknes[1966, 1969].[8]
[8] Durante gli anni normali, le acque al largo delle coste di Perù ed Ecuador e lungo l’equatore sono relativamente fredde a causa del risorgimento costiero ed equatoriale. Le temperature aumentano verso il Pacifico tropicale occidentale dove si forma un bacino d’acqua calda e la convezione atmosferica è la più intensa. L’aria ascendente e il gradiente di temperatura est-ovest in superficie mantengono forti venti alisei, che spingono l’acqua di superficie riscaldata verso il Pacifico occidentale e promuovono l upwelling oceanico (e quindi il raffreddamento) nel Pacifico orientale. Un raffreddamento particolarmente forte in quest’area viene definito evento La Niña. Di conseguenza, i feedback positivi mantengono questo ramo di superficie della circolazione Walker, completato da una circolazione invertita ai livelli superiori: l’aria umida che si solleva sopra il Pacifico tropicale occidentale, fluisce verso est lungo l’equatore e affonda sopra il Pacifico tropicale orientale.
[9] Durante le condizioni di El Niño, i venti alisei si indeboliscono, l upwelling oceanico è soppresso nel Pacifico tropicale orientale e le temperature della superficie del mare (SST) aumentano fino a 5°C al di sopra della norma. Di conseguenza, il gradiente di temperatura diminuisce e indebolisce ulteriormente i venti alisei. L’attività convettiva si sposta verso il Pacifico tropicale centrale e orientale, e la circolazione Walker si inverte. Ad esempio, per un El Niño, la Figura 1 (in alto) mostra le SST per l’inverno boreale durante l’evento particolarmente forte del 1997/1998. La Figura 1 (in alto) mostra anche che El Niño non è limitato al bacino del Pacifico ma ha anche un ramo nell’Oceano Indiano. Quando si fa riferimento ad entrambi, molti scienziati usano il termine ENSO Indo-Pacifico. Insieme alla circolazione Walker (zonale), anche la circolazione di Hadley (meridionale) viene modificata. Durante le fasi calde dell’ENSO, essa è rafforzata sopra il Pacifico centrale e orientale ma indebolita sopra il Pacifico occidentale e l’Atlantico [Wang et al., 2004].
[10] Mentre la circolazione atmosferica durante le fasi calde e fredde dell’ENSO è relativamente ben compresa, gli inneschi per l’inizio e la fine degli eventi così come i feedback negativi necessari sono attualmente oggetto di discussione e non sono qui analizzati. È importante notare, tuttavia, che esiste un ciclo tipico di vita degli eventi El Niño che tende ad essere sincronizzato con il ciclo stagionale [Wang, 1995; Wang e Picaut, 2004]. Tipicamente, le prime anomalie atmosferiche (cicloni sopra l’Australia o le Filippine) compaiono nell’inverno boreale. Le anomalie calde nelle SST poi si rafforzano gradualmente durante l’anno e sono spesso più intense in autunno e inverno boreali (1 anno dopo l’inizio).
[11] Esistono diversi modi per misurare l’intensità dell’ENSO [vedi Trenberth, 1997]. Per la componente oceanica, il modo più comune è di calcolare la media delle temperature della superficie del mare (SST) su certe regioni denominate NINO1 + 2, NINO3, NINO4 e NINO3.4 (vedi Figura 1). Gli eventi El Niño vengono poi definiti in base a soglie e condizioni di superamento [vedi Larkin e Harrison, 2005]. La Figura 1 (in basso) mostra una serie temporale di anomalie mensili dell’indice NINO3.4 dal 1875. Un altro indice talvolta utilizzato nella ricerca climatica è l’indice “cold tongue”, che misura le anomalie delle SST in una regione ancora più vasta (vedi Figura 1). Questi indici basati sulle SST sono statisticamente positivi per El Niño e negativi per La Niña. Un modo per misurare la parte atmosferica del fenomeno è l’indice dell’Oscillazione del Sud (SOI), che in sostanza è la differenza normalizzata della pressione atmosferica al livello del mare (SLP) tra Tahiti e Darwin (l'”SOI di Troup [1965]”), ma ci sono anche leggere variazioni nelle definizioni utilizzate. È importante notare che i valori positivi del SOI sono correlati a La Niña, e i valori negativi sono correlati a El Niño. Oltre agli indici atmosferici e oceanici, sono stati proposti indici accoppiati (schemi di classificazione che coinvolgono sia NINO3.4 che SOI) così come indici multivariati. Ad esempio, l’indice ENSO multivariato di Wolter e Timlin [1998] include campi di vento e temperatura superficiali, nonché nuvolosità, in aggiunta alle SST e SLP ed è quindi estratto utilizzando un’analisi della componente principale (PC).
[12] Puoi trovare dati per molti indici ENSO all’indirizzo http://www.cdc.noaa.gov/ClimateIndices/. Gli eventi El Niño si verificano in media ogni pochi anni e la loro durata è di circa un anno, ma occasionalmente si verificano eventi prolungati [Allan e D’Arrigo, 1999]. Gli eventi El Niño non sono sempre seguiti da La Niña (e viceversa); a volte, dopo gli eventi El Niño e La Niña, si verificano condizioni neutre. L’ENSO varia su diverse scale temporali, il che è importante quando si discute degli effetti. Oltre alla variabilità ENSO interannuale e pluriennale descritta in questa sezione, esiste anche una variabilità interdecennale ampiamente discussa, talvolta denominata variabilità “simile all’ENSO” o Oscillazione Pacifica Interdecennale (IPO). Vi è un dibattito in corso sulla misura in cui ciò corrisponda all’Oscillazione Decennale del Pacifico (PDO) [Mantua et al., 1997] nel Pacifico del Nord. L’IPO potrebbe riflettere una modulazione nella frequenza e nell’ampiezza della variabilità ENSO interannuale e pluriennale [vedi Gershunov e Barnett, 1998; Power et al., 1999], o potrebbe riflettere meccanismi diversi [vedi Folland et al., 2001, 2002; Cobb et al., 2003].
[13] Legato alla questione della variabilità ENSO a bassa frequenza c’è il problema della stazionarietà. A causa dei cambiamenti nello stato di fondo o a causa dell’interazione con altre modalità, il fenomeno ENSO nel Pacifico tropicale cambia le sue caratteristiche. Ciò riguarda la forza, la durata, la frequenza, ma anche la fase di inizio degli eventi e le teleconnessioni globali. Degno di nota è uno spostamento nelle SST del Pacifico negli anni ’70, che è probabilmente la causa del cambio climatico globale osservato negli anni ’70 [Trenberth, 1990]. Wang [1995] riferisce una diversa fase di inizio di El Niño dopo quel periodo, e gli eventi El Niño sono diventati più frequenti e di durata maggiore [Fedorov e Philander, 2000; Folland et al., 2001; Philander e Fedorov, 2003]. Maggiori dettagli sui cambiamenti nel comportamento dell’ENSO dovuti all’interazione di diverse scale di variabilità sono forniti da Allan et al. [2003] e Verdon e Franks [2006].
Figure 1.
Parte superiore (top): Valori assoluti (contorni) e anomalie (rispetto al periodo 1961-1990) delle temperature della superficie del mare da dicembre 1997 a febbraio 1998 (dati ERSST versione 2 da Smith e Reynolds [2004]). I rettangoli indicano le regioni di mediazione utilizzate per gli indici ENSO più comuni (vedere il testo). I cerchi indicano Darwin e Tahiti.
Parte inferiore (bottom): Anomalie mensili dell’indice NINO3.4.
Questo riepilogo descrive la figura fornita, mettendo in evidenza le caratteristiche principali rappresentate in essa. L’interpretazione effettiva e il contesto specifico dipenderanno dal resto del contenuto associato a questa figura.
2.2. Teleconnessioni globali dell’ENSO
[14] Gli effetti dell’ENSO sull’Europa sono indiretti nel senso che i cambiamenti della circolazione sottostante devono avere impatti significativi altrove tra l’area ENSO e l’Europa. Pertanto, possono essere compresi solo nel contesto degli effetti globali dell’ENSO. In questa sezione discuto brevemente le note teleconnessioni dell’ENSO, con un focus sui tropici e sul Pacifico settentrionale. Per informazioni più dettagliate, si rimanda ad altri studi di rassegna [Harrison e Larkin, 1998; Trenberth e Caron, 2000; Diaz et al., 2001; Liu e Alexander, 2007] e al grande numero di studi sulle teleconnessioni ENSO pubblicati dagli anni ’80 [ad es. van Loon e Madden, 1981; Ropelewski e Halpert, 1987; Kiladis e Diaz, 1989; Halpert e Ropelewski, 1992; van Oldenborgh et al., 2000].
[15] Walker [1923, 1924] e Walker e Bliss [1932] furono i primi a studiare le correlazioni tra l’Oscillazione Meridionale e il clima globale. Una riproduzione modificata (colorata) delle Tavole 11-14 da Walker e Bliss [1932] è mostrata come Figura 2. Molte delle note teleconnessioni dell’ENSO, come l’impronta di temperatura in Nord America o le anomalie di precipitazione in Australia e nel sudest africano, appaiono in questo grafico. La Figura 3 mostra una versione moderna di questo grafico. I campi globali, mediati stagionalmente, della temperatura dell’aria di superficie (uniti con la SST), SLP e precipitazione sono regrediti su un indice NINO3.4 della stagione fredda.
Nella fase estiva precedente la fase matura dell’evento (anno 0), il tipico schema di anomalia della SST è già ben sviluppato nel Pacifico tropicale, ma non si trova alcun segnale in altre regioni tropicali. Le teleconnessioni sono visibili nel settore Pacifico-Nord Americano, con (per le condizioni di El Niño) una profondità ridotta dell’area bassa delle Aleutine, anomalie fredde nel Pacifico centrale settentrionale e anomalie calde lungo la costa pacifica dell’Alaska. Un segnale chiaro si trova anche nella SLP del Pacifico meridionale. La precipitazione mostra un aumento nel Sud America a sud dell’equatore e una diminuzione a livello globale tra 0° e 30°N. Alla fine dell’autunno, il segnale SST del Pacifico tropicale così come le teleconnessioni extratropicali in temperatura e SLP aumentano in forza (si noti che l’indice ENSO è definito come una media da settembre a febbraio). Il segnale di precipitazione diventa anche più forte, con anomalie positive nel sud-est degli Stati Uniti.
[16] Si riscontrano segnali di temperatura molto forti anche nel periodo da gennaio a marzo (anno 1). Tutti gli oceani tropicali sono ora in fase con il Pacifico; cioè i tropici si scaldano generalmente durante gli El Niño (ma non dopo forti eruzioni vulcaniche, che sono state escluse nella Figura 3 [vedi Angell, 2000]). Il riscaldamento degli oceani atlantico e indiano tropicali durante El Niño è ben noto e, almeno parzialmente, compreso [Enfield e Meyer, 1997; Alexander et al., 2002; Wang et al., 2004]. Si ritiene che le anomalie precedano le anomalie del Pacifico tropicale di circa 3-6 mesi [Wang, 2004] (chiaramente visibile nella Figura 3), il che potrebbe essere importante rispetto alla tempistica del segnale in Europa (vedi sezione 3). Il segnale di precipitazione è simile a quello in autunno (si noti che le anomalie di precipitazione più forti si prevedono sugli oceani e sul continente marittimo [Diaz et al., 2001], dove non abbiamo dati).
[17] Le teleconnessioni nelle regioni extratropicali settentrionali, specialmente nel campo SLP, sono più forti alla fine dell’inverno. Di particolare importanza rispetto all’effetto in Europa è la regione del Pacifico settentrionale. Durante le situazioni di El Niño, troviamo temperature SST particolarmente basse nel Pacifico settentrionale centrale e alte temperature dell’aria di superficie nel Canada occidentale e in Alaska che talvolta si estendono in tutto il continente.Queste anomalie sono correlate a un intensificato minimo delle Aleutine. Cambiamenti corrispondenti sono stati riscontrati anche nella traiettoria delle tempeste del Pacifico [ad es., Hoerling e Ting, 1994; Sardeshmukh et al., 2000]. L’anomalia di circolazione a 500 hPa assomiglia al pattern del Pacifico Nord Americano (PNA) [Horel e Wallace, 1981; van Loon e Madden, 1981]. La correlazione tra ENSO e PNA è forte in inverno. Tuttavia, Straus e Shukla [2003] sostengono che l’ENSO non modifica solo il PNA ma impone modelli di circolazione distinti nelle regioni extra-tropicali. L’analogia con il PNA, che è definita come un pattern di anomalia di circolazione lineare, è anche limitata dalla natura non lineare delle teleconnessioni ENSO nel Pacifico settentrionale [ad es., Montroy et al., 1998]. Hoerling et al. [1997] hanno scoperto che, nel settore del Pacifico settentrionale, le anomalie di altezza geopotenziale a 500 hPa (GPH) per gli eventi ENSO caldi e freddi mostrano uno sfasamento longitudinale di 35° piuttosto che un cambiamento di segno. Sia la forza che la fase spaziale della risposta nella troposfera superiore sopra il settore del Pacifico settentrionale sono risultate non lineari nelle simulazioni del modello climatico [Hoerling et al., 2001a]. Inoltre, Compo et al. [2001] hanno riscontrato una dipendenza del pattern spaziale della variabilità indotta da ENSO sulla scala temporale analizzata.
[18] L’effetto dell’ENSO sulla circolazione extratropicale media zonale settentrionale alla fine dell’inverno fu affrontato per la prima volta da van Loon e Rogers [1981] al livello di 700 hPa. Componendo El Niño contro La Niña (utilizzando l’indice SOI) trovarono anomalie positive nel vento zonale a 30°N e anomalie negative a nord di 50°N. Il flusso di calore meridionale turbolento era positivo a 50°N, e l’altura geopotenziale (GPH) aumentava vicino al Polo Nord e diminuiva a 55°N. Ciò è coerente con il pattern di pressione a livello del mare (SLP) discusso in precedenza. Il jet subtropicale, in senso medio zonale, viene rafforzato durante El Niño.
[19] Nella Figura 3 è anche chiaramente visibile una struttura ad onda che si connette all’Atlantico e porta a un pattern di anomalia pronunciato in SLP, temperatura dell’aria di superficie e precipitazioni sul settore Atlantico-Europeo. In particolare, le temperature sono molto basse nell’Europa nordorientale, e appare un chiaro pattern di SLP a dipolo sul Nord Atlantico. Gli effetti dell’ENSO sul clima di superficie europeo saranno discussi in dettaglio nella sezione 3.
[20] In primavera (anno 1) il segnale nel Pacifico e negli oceani Indiani, sebbene ancora in fase, è chiaramente più debole, e lo stesso vale per le regioni extratropicali settentrionali e per i segnali di SLP e precipitazione (Figura 3). Il segnale nell’Atlantico tropicale è più forte in primavera. Infine, nell’estate dell’anno 1 le teleconnessioni extratropicali settentrionali sono ulteriormente indebolite, mentre il Pacifico tropicale mostra già un segno negativo, ovvero un passaggio all’altra fase dell’ENSO.
[21] La Figura 3 non tiene conto del fatto che l’effetto dell’ENSO potrebbe essere non lineare o altamente variabile. Infatti, la variabilità tra un evento e l’altro è relativamente ampia sotto alcuni aspetti. Gershunov e Barnett [1998] hanno scoperto che l’effetto in Nord America è modulato dalle anomalie climatiche del Pacifico settentrionale legate all’Oscillazione del Pacifico settentrionale (che è equivalente al PDO, Oscillazione Decadale del Pacifico). Stratificando i dati di conseguenza, hanno trovato un segnale El Niño più pronunciato sul Nord America per la fase positiva del PDO e un segnale La Niña leggermente più pronunciato per la fase negativa del PDO. Tuttavia, il PDO è probabilmente controllato dall’ENSO su scale temporali interannuali [Newman et al., 2003]. Pertanto, stratificare gli eventi ENSO in base alla fase del PDO sottolinea quegli eventi ENSO che hanno un forte effetto sul Pacifico settentrionale. Non sorprendentemente, questi eventi hanno anche un forte impatto sul Nord America.
[22] Il comportamento non stazionario del segnale ENSO tropicale porta anche a un comportamento non stazionario nelle sue teleconnessioni. Ad esempio, il cambiamento climatico globale negli anni ’70 (vedi sezione 2.1) ha anche modificato la relazione tra ENSO e il monsone indiano o la forza della cella di Hadley [Kumar et al., 1999; Quan et al., 2004, e riferimenti ivi contenuti], che è importante per molte altre teleconnessioni ENSO. La Sezione 3.4 sarà più specifica riguardo a un segnale non stazionario nel settore Atlantico-Europeo.
Figura 2. Mappe della correlazione simultanea tra l’indice dell’Oscillazione Meridionale e (in alto) la pressione superficiale, (al centro) la temperatura e (in basso) le precipitazioni da dicembre a febbraio basate sui dati delle stazioni dal 1875 al 1930 (colorate per confronto con la Figura 3). Riprodotto con il permesso da Walker e Bliss [1932].
Figura 3. Coefficienti di regressione tra un indice ENSO e (a sinistra) la temperatura dell’aria superficiale (ombreggiature colorate, dati HadCRUT2v [Jones e Moberg, 2003]) e la pressione a livello del mare (contorni, in hPa, HadSLP2 [Allan e Ansell, 2006]) e (a destra) le precipitazioni (versione 2 di GHCN [Vose et al., 1992]) per diverse stagioni, 1870-2003 (1880-2003 per le precipitazioni). L’indice ENSO utilizzato per tutte le stagioni era NINO3.4 (media da settembre dell’anno 0 a febbraio dell’anno 1). Prima della regressione, è stata sottratta una tendenza lineare da tutti i dati. I due inverni successivi a ogni eruzione vulcanica tropicale (1883, 1902, 1963, 1982 e 1991) sono stati esclusi dall’indice NINO3.4.
EVIDENZA OSSERVATIVA DELL’EFFETTO SULL’EUROPA [23] In questa sezione, si esamina l’evidenza osservativa degli effetti dell’ENSO sul clima europeo (temperatura, SLP e precipitazioni) e sulla struttura delle onde planetarie sul settore nord-atlantico-europeo. Queste evidenze si basano su studi di caso (sezione 3.1) e su analisi statistiche di dati strumentali o ricostruzioni climatiche che coprono gli ultimi secoli (sezione 3.2). Si pone particolare enfasi sugli effetti che variano stagionalmente e sulla possibile non linearità del segnale. Nella sezione 3.3, riassumo l’effetto dell’ENSO sulla stratosfera e sull’accoppiamento stratosfera-troposfera, che può aiutare a comprendere meglio gli effetti in Europa. La sezione 3.4 affronta specificamente la questione della non stazionarietà e degli effetti modulanti.
3.1. Studi di Caso [24] Gli studi di caso sono importanti per comprendere gli effetti dell’ENSO. Ogni evento El Niño si evolve in modo leggermente diverso nei tropici ed è accompagnato da diverse anomalie negli altri bacini oceanici. Gli eventi individuali ENSO differiscono anche tra loro rispetto alle anomalie climatiche nelle regioni extratropicali. Questo vale in particolare per il settore atlantico-europeo. Mathieu et al. [2004] suggeriscono di analizzare individualmente gli eventi ENSO al fine di stimare la prevedibilità potenziale. Essi sostengono che esista una certa prevedibilità per il settore nord-atlantico europeo per i diversi eventi studiati, anche se gli effetti non erano gli stessi (vedi anche van Oldenborgh [2005]). In questa sezione riassumo gli studi di caso segnalati che coprono l’Europa (anche se l’Europa non era al centro di questi studi).
[25] Le mappe delle anomalie di temperatura, SLP o altri campi per gli inverni storici (precedenti all’introduzione di strumenti) di El Niño o La Niña si possono trovare negli studi di Mann et al. [2000] e Brönnimann et al. [2007b]. Mann et al. [2000] mostrano campi globali di temperatura media annuale ricostruita per gli anni El Niño 1652, 1720, 1747, 1791, 1804, 1828, 1877 e 1884, nonché per i due anni La Niña 1732 e 1777. Riguardo all’Europa, tutti gli anni El Niño tranne il 1791 mostrano scostamenti di temperatura negativi o neutri sull’Europa nord-orientale. I due anni La Niña, tuttavia, mostrano anomalie di temperatura negative nella stessa regione. Sulla base dei campi mensili ricostruiti di SLP, temperatura dell’aria di superficie, precipitazioni e GPH a 500 hPa sull’Europa, Brönnimann et al. [2007b] presentano anomalie di fine inverno per un certo numero di eventi ENSO molto forti dopo aver sottratto la variabilità multidecadale. Per El Niño (1833, 1877, 1878 e 1889) la variabilità tra gli eventi è stata grande. Alcuni casi (come il 1877), ma non tutti, sono stati accompagnati da inverni freddi nel nord-est dell’Europa e da un aumento delle precipitazioni nell’Europa centro-occidentale. Per La Niña (1725, 1790, 1820, 1842 e 1872) è emersa una tendenza verso inverni caldi nell’Europa nord-orientale ma ancora con una variabilità relativamente grande.
[26] Per gli eventi del 20° secolo, le informazioni sia sulla forza di El Niño che sul clima europeo sono molto più affidabili. Tuttavia, la variabilità tra gli eventi è grande. Hamilton [1988] ha mostrato i campi di anomalie di SLP dell’emisfero nord per gli inverni El Niño 1925/1926, 1957/1958 e 1972/1973 e ha riscontrato grandi differenze tra questi eventi sull’Atlantico settentrionale. Uno studio di caso dettagliato è stato effettuato per l’El Niño forte e di lunga durata 1939-1942 [Brönnimann et al., 2004]. Le anomalie climatiche più pronunciate, o almeno le più famose, sono stati gli inverni freddi nel nord-est dell’Europa nel 1940, 1941 e 1942, che includono i due più freddi del 20° secolo (su scala europea sono stati tra i più freddi dell’ultimo mezzo millennio [Luterbacher et al., 2004]). L’inverno 1941/1942 ha persino influenzato il corso della Seconda Guerra Mondiale. La Figura 4 (in alto) mostra i campi di anomalie di SLP, temperatura dell’aria di superficie, precipitazioni e GPH a 500 hPa sull’Atlantico orientale e l’Europa, mediati per i tre inverni. L’indice del NAO, la modalità dominante di variabilità della circolazione interannuale sull’area dell’Atlantico settentrionale [Wanner et al., 2001], era fortemente negativo. La pressione sulla Scandinavia era frequentemente alta, o l’anticiclone russo occidentale si espandeva verso l’Europa. La traiettoria delle tempeste atlantiche era spostata verso latitudini più meridionali, e le precipitazioni aumentavano in alcune parti dell’area mediterranea e diminuivano nel nord-ovest dell’Europa. La frequenza delle situazioni di “upper trough” sull’Europa centrale era molto alta. Tutte le anomalie erano più pronunciate a metà e fine inverno, ma si riscontravano temperature al di sotto della norma anche nelle altre stagioni.
[27] Un altro El Niño ben studiato si è verificato nel 1957/1958 durante l’Anno Geofisico Internazionale. Infatti, questo evento è stato il primo El Niño ad essere studiato nel contesto dell’interazione oceano-atmosfera [Bjerknes, 1966]. Bjerknes [1966] ha anche esaminato le anomalie in Europa e ha trovato una debole depressione islandese, che ha attribuito all’El Niño. Le temperature erano al di sotto della norma nel nord-est dell’Europa e l’NAO era negativo. A 300 hPa, prevalavano anomalie GPH negative sull’Europa centrale.
[28] L’El Niño del 1982/1983 è stato accompagnato da pronunciate anomalie nel clima globale. In una certa misura, questo evento ha “formato” la nostra visione delle teleconnessioni ENSO poiché, per la prima volta, El Niño ha fatto notizia sui principali giornali e riviste. La Figura 4 (centrale) mostra i campi di anomalie di SLP, temperatura dell’aria di superficie, precipitazioni e GPH a 500 hPa sull’Atlantico orientale e l’Europa per l’inverno El Niño (gennaio-marzo) 1983 [vedi anche Rogers, 1984]. Le anomalie erano forti ma molto diverse rispetto al periodo 1940-1942. Infatti, mostrano un modello quasi opposto e, confrontandoli, ci si potrebbe chiedere se ci sia un effetto ENSO consistente sull’Europa. Tuttavia, va notato che l’El Niño 1982/1983 ha coinciso con una forte eruzione vulcanica (El Chichón, Messico). Infatti, i campi sono molto simili all’effetto vulcanico atteso [Robock, 2000].
[29] Il successivo ciclo ENSO 1986-1989 è stato studiato da diversi autori [ad es., Fraedrich, 1994]. Brönnimann et al. [2006] hanno riscontrato schemi molto simili per la fine dell’inverno 1987 come nei primi anni ’40, ovvero temperature molto basse nel nord-est dell’Europa, un NAO negativo e aumenti/diminuzioni delle precipitazioni nella regione settentrionale del Mediterraneo e in Norvegia, rispettivamente. Queste anomalie sono state contrapposte a quelle per l’inverno La Niña 1989, mostrate nella Figura 4. Sotto molti aspetti, le anomalie erano opposte a quelle degli inverni El Niño 1987 e 1940-1942 (Figura 4, in alto). Mathieu et al. [2004] hanno studiato il segnale invernale (dicembre-febbraio) in GPH a 500 hPa sull’Atlantico settentrionale e l’Europa per tre forti El Niños e tre forti eventi La Niña. Per gli El Niños 1986/1987 e 1997/1998, hanno riscontrato un dipolo tra la Groenlandia (positivo) e al largo della costa della Francia (negativo). Tuttavia, per l’El Niño 1991/1992 segnalano una forte anomalia positiva sul Regno Unito (notare che questo El Niño ha coinciso con l’eruzione del Pinatubo). Gli schemi di anomalie per i tre eventi La Niña erano caratterizzati da un dipolo con anomalie positive ad ovest della Francia (anche se la longitudine del centro di anomalia variava) e anomalie negative tra Islanda e Norvegia.[30] Riassumendo questa sezione sui casi di studio, riscontriamo che ogni evento El Niño è accompagnato da anomalie di circolazione leggermente diverse nell’area dell’Atlantico settentrionale-europea. La variabilità tra gli eventi è piuttosto ampia. Una caratteristica comune per molti inverni El Niño è la bassa temperatura nel nord-est dell’Europa e le anomalie negative di altezza a 500 hPa a ovest della Francia (anche se con variabilità spaziale). Le precipitazioni spesso mostrano una diminuzione nell’Europa settentrionale e un aumento in Francia o in parti del Mediterraneo, ma la posizione di quest’ultima anomalia varia. Gli “outlier” più pronunciati tra gli eventi El Niño recenti sono i casi del 1983 e del 1992, che sono seguiti a grandi eruzioni vulcaniche (El Chichón nel 1982 e Pinatubo nel 1991, vedi sezione 3.4 per ulteriori discussioni), ma una forte variabilità tra eventi appare anche per eventi non vulcanici. Gli eventi La Niña discussi in questa sezione mostrano un modello più o meno opposto rispetto a El Niño, ma ci sono molti meno studi di caso pubblicati.
Figura 4. Anomalie (rispetto al ciclo annuale medio 1961-1990) delle medie da gennaio a marzo della temperatura dell’aria di superficie, SLP, precipitazioni e GPH a 500 hPa sul settore Atlantico settentrionale-europeo per tre eventi: El Niño 1940-1942 (media di tre inverni), El Niño 1983 e La Niña 1989. La temperatura di superficie e la SLP provengono da HadCRUT2v [Jones e Moberg, 2003] e HadSLP2 [Allan e Ansell, 2006], rispettivamente; le precipitazioni provengono da GHCN Versione 2 [Vose et al., 1992]; e il GPH a 500 hPa proviene dalla rianalisi del National Centers for Environmental Prediction/National Center of Atmospheric Research (NCEP/NCAR) [Kistler et al., 2001] e da Bro ̈nnimann e Luterbacher [2004] per il periodo 1940-1942.
3.2. Analisi Statistiche
[31] Le differenze tra i singoli eventi ENSO rispetto al clima in Europa possono in parte essere spiegate dalla grande variabilità “interna” della circolazione sul settore Atlantico-Europeo. Per tenere conto di questa variabilità, il lungo periodo di dati disponibili viene analizzato con metodi statistici. Tuttavia, il numero di eventi forti nel periodo analizzato (anche se sono disponibili 100 anni di dati) è piccolo in termini statistici, il che rende difficile l’estrazione di un segnale ENSO. Negli ultimi anni l’idea è diventata sempre più popolare che parte della variabilità tra eventi degli effetti ENSO in Europa sia sistematica. Il segnale che lascia il Pacifico tropicale non è costante. Ad esempio, il segnale SST tropicale varia da evento a evento, e lungo la sua strada verso l’Europa il segnale potrebbe essere modulato o modificato in modo sistematico. Le eruzioni vulcaniche e le influenze antropogeniche possono interferire o interagire con l’effetto ENSO. È necessario affrontare una possibile non linearità e stagionalità. Inoltre, la relazione tra ENSO e clima europeo potrebbe non essere stazionaria nel tempo. Ciò significa che la prevedibilità del clima europeo attraverso ENSO potrebbe essere maggiore di quanto suggerito dalla grande variabilità tra gli eventi.
[32] A causa di tutte queste possibili complicazioni, viene utilizzata una vasta gamma di tecniche statistiche, e diverse analisi spesso producono risultati diversi. La verifica indipendente (ad es., ripetendo l’analisi in un periodo temporale indipendente) normalmente non è possibile. Tuttavia, negli ultimi anni, un quadro più chiaro ha iniziato a emergere da una serie di studi statistici e di modellazione. Nella sezione 3.2.1 discuto le analisi statistiche sul segnale ENSO nel clima europeo, concentrandomi su SLP, temperatura e precipitazioni. Inizio con una breve panoramica storica e presento il segnale “canonico” di fine inverno. Poi discuto le opinioni divergenti e il problema della non linearità, nonché il segnale in altre stagioni. L’ultimo paragrafo tratta delle ricostruzioni climatiche.
3.2.1. Segnale Invernale “Canonico”
[33] Nel loro lavoro sulle teleconnessioni globali, Walker [1923, 1924] e Walker e Bliss [1932] hanno anche affrontato le relazioni tra l’Indice Oscillazione del Sud (SOI) e la NAO o il clima europeo. Per El Niño (SOI negativo) il segnale nei loro campi di correlazione per l’inverno (Figura 2) corrisponde a anomalie di temperatura negative e anomalie di Pressione al Livello del Mare (SLP) positive sul nord-est dell’Europa, nonché anomalie di precipitazioni negative in Scandinavia e anomalie positive di precipitazioni tra approssimativamente 35°N e 50°N. Questo è coerente con gli studi di caso descritti sopra, ma le correlazioni sono piuttosto deboli.
[34] Il segnale statistico ENSO in Europa è stato riesaminato molto tempo dopo. Una serie di lavori all’inizio degli anni ’80 ha affrontato il segnale globale dell’Oscillazione del Sud, includendo (sebbene per lo più non affrontando specificamente) l’Europa. I lavori di van Loon e Madden [1981] hanno indicato una significativa influenza di ENSO sui record invernali di SLP e temperatura nel settore Atlantico-Europeo del Nord. Risultati simili sono stati trovati da altri (come discusso in dettaglio di seguito), in particolare da Fraedrich [1990, 1994], Fraedrich e Müller [1992], e Fraedrich et al. [1992]. Un segnale invernale “canonico” di El Niño è emerso da questi studi ed è stato ulteriormente supportato da lavori successivi (anche se non senza domande e modifiche, persino contraddizioni).Una rappresentazione classica di questo segnale è data nella Figura 5 (versione a colori della parte sinistra della Figura 1 di Fraedrich e Müller [1992]). La Figura 5 mostra i campi compositi delle anomalie invernali di SLP, temperatura e precipitazioni per selezionati forti eventi ENSO caldi (El Niño) basati su una lunga serie di dati di stazione. Il segnale invernale canonico, come viene trasmesso nella Figura 5, consiste in basse temperature nel nord Europa, alta SLP dall’Islanda alla Scandinavia, e bassa SLP sull’Europa centrale e occidentale, così come un aumento delle precipitazioni in parti del Mediterraneo e una diminuzione delle precipitazioni in Norvegia. Appare chiaramente anche nella Figura 3, dove viene mostrata la parte lineare della risposta ENSO in temperatura, SLP e precipitazioni, e corrisponde bene al caso degli anni ’40. Altri studi hanno trovato risultati simili [ad es., van Loon e Madden, 1981; Gouirand e Moron, 2003; Moron e Gouirand, 2003]. Per quanto riguarda la scala sinottica, si potrebbe trovare un significativo cambiamento nelle “European Grosswetterlagen” [Hess e Brezowsky, 1969], con più tipi di tempo ciclonico e meno anticiclonico sull’Europa centrale durante El Niño e uno spostamento verso sud della traiettoria del ciclone atlantico e viceversa per La Niña [ad es., Fraedrich, 1990, 1994; Wilby, 1993; May e Bengtsson, 1998; Moron e Plaut, 2003]. Graf e Funke [1986] hanno riscontrato situazioni di blocco più frequenti nel settore europeo-atlantico durante gli eventi El Niño. In generale, El Niño tende ad essere accompagnato da una modalità negativa dell’NAO, ma sarebbe errato descrivere l’effetto di El Niño semplicemente come un NAO negativo. Piuttosto, durante gli eventi El Niño, i centri di anomalie SLP sono spesso spostati a nord-est rispetto al classico schema NAO [ad es., Brönnimann et al., 2007b] (vedi Figure 3 e 5).
[35] Gli studi che affrontano esplicitamente gli inverni di La Niña spesso trovano un segnale che è quasi simmetrico al segnale di El Niño [ad es., Fraedrich e Müller, 1992; Gouirand e Moron, 2003; Moron e Gouirand, 2003; Moron e Plaut, 2003; Brönnimann et al., 2007b], ma questo non vale per tutte le caratteristiche, come viene discusso in modo più dettagliato nella sezione 3.2.2. Per La Niña, il segnale simile all’NAO positivo è pronunciato [Pozo-Vázquez et al., 2001, 2005b], e Cassou e Terray [2001a] hanno riscontrato un chiaro indebolimento del jet atlantico.
[36] ENSO influisce anche sul clima invernale del Mediterraneo. Durante gli eventi di El Niño, la traiettoria del ciclone del Mediterraneo si sposta verso nord, influenzando le precipitazioni. Fraedrich e Müller [1992] hanno riscontrato meno precipitazioni nel sud-ovest dell’Europa così come nell’area del Mar Nero durante gli eventi freddi, ma più precipitazioni nelle stesse regioni durante gli eventi caldi. La temperatura in Turchia alla fine dell’inverno è stata individuata da Brönnimann et al. [2007b] come alta durante El Niño e bassa durante La Niña. Kadioğlu et al. [1999] hanno riscontrato un aumento (diminuzione) delle precipitazioni nel nord-ovest (sud) della Turchia durante gli eventi di El Niño. Per Israele, Price et al. [1998] hanno riscontrato una correlazione positiva tra le precipitazioni da ottobre a marzo e gli indici ENSO, ma la correlazione era significativa solo negli ultimi 25 anni. Arpe et al. [2000] hanno riscontrato una chiara correlazione tra gli indici del livello del Mar Caspio (o precipitazioni meno evaporazione nel bacino del fiume Volga) e ENSO, con condizioni più umide che coincidono con gli eventi di El Niño (più pronunciato in autunno).
Figura 5. Mappe composite di anomalie di (in alto) pressione superficiale, (al centro) temperatura e (in basso) precipitazioni basate su dati delle stazioni per 26 eventi caldi ENSO dal 1880 al 1988 (colorate per il confronto con le Figure 2 e 3). Da Fraedrich e Müller [1992]. Copyright 1992 Royal Meteorological Society. Riprodotto con il permesso. Il permesso è concesso da John Wiley and Sons Ltd per conto di RMETS.
Figura 6. Minimi e massimi della risposta a ENSO nel campo di pressione superficiale extratropicale settentrionale basato su una proiezione della rete neurale dei 11 principali componenti principali del campo di pressione superficiale (da dicembre a marzo, 1950-2003) (estratto della Figura 4 da Wu e Hsieh [2004a]). Copyright Springer 2004, ristampato con gentile permesso di Springer Science and Business Media.
3.2.2. Visioni Non Canoniche e Non Linearità
[37] Il “segnale invernale ENSO canonico” delineato sopra non è universalmente accettato. Molti autori non trovano alcun segnale invernale. Alcuni esempi includono Rocha[1999] (utilizzando l’analisi della correlazione) per le precipitazioni iberiche, Pozo-Vázquez et al.[2001, 2005b] (composizione) per le temperature e la pressione a livello del mare durante gli “El Niño invernali” e “autunnali”, Quadrelli et al.[2001] (decomposizione PC e regressione) per le precipitazioni alpine, e Rogers[1984] e Wang[2002] (correlazioni) per la NAO [vedi anche Trenberth e Caron, 2000]. Questa lista potrebbe essere facilmente estesa. Una delle ragioni per le apparenti divergenze è la limitata comparabilità degli studi a causa dell’uso di diversi metodi statistici, indici ENSO, definizioni delle stagioni, dati utilizzati e trattamento dei dati (come ad esempio la rimozione delle tendenze, il filtraggio, l’eliminazione delle eruzioni vulcaniche, o l’applicazione dell’analisi PC). Un’altra ragione potrebbe essere la possibile non linearità. Similmente alla non linearità trovata per il segnale ENSO del Pacifico-Nord Americano, una possibile non linearità è stata discussa per la relazione tra ENSO e la pressione a livello del mare o le precipitazioni in Europa. L’effetto dell’El Niño potrebbe non essere simmetrico all’effetto della La Niña, e gli eventi forti dell’El Niño potrebbero avere un effetto diverso dagli eventi deboli dell’El Niño [Toniazzo e Scaife, 2006]. Le correlazioni possono rilevare solo la parte lineare di una relazione; altri metodi (come la composizione, il clustering, la regressione non lineare, o le reti neurali) devono essere utilizzati per rilevare relazioni non lineari.
[38] Wu e Hsieh [2004a, 2004b] (vedi anche Hsieh et al. [2006]) hanno utilizzato una rete neurale per proiettare gli 11 PC principali della SLP extratropicale settentrionale in inverno (dicembre-marzo) su un indice ENSO. Hanno riscontrato una risposta non lineare, i cui massimi e minimi sono mostrati nella Figura 6 [Wu e Hsieh, 2004a]. Per entrambi gli estremi, la risposta mostra una modalità positiva di NAO (ma per lo più non significativa nel caso estremo di El Niño, cioè il massimo della risposta). C’è una certa conferma indiretta dai lavori di Pozo-Vázquez et al. [2001, 2005b], che hanno riscontrato un segnale di SLP invernale che assomiglia alla modalità positiva della NAO per La Niña, ma l’opposto non è stato riscontrato per El Niño e da uno studio di modellazione [Melo-Gonçalves et al., 2005] (vedi sezione 4). Una non linearità appare anche per le precipitazioni nell’area del Mediterraneo orientale, che mostra anomalie negative sia per El Niño che per La Niña [Pozo-Vázquez et al., 2005a].
[39] Una non linearità o asimmetria del segnale può apparire nei momenti superiori delle distribuzioni. Si presume generalmente che la variabilità sia maggiore per gli inverni di El Niño rispetto agli inverni di La Niña [ad es., Gouirand e Moron, 2003; Alpert et al., 2006], e quindi un segnale nella media è più difficile da rilevare. Tuttavia, la maggior parte degli studi si riferisce agli ultimi 50-100 anni, che comprendono troppi pochi eventi forti per affrontare le variazioni nelle distribuzioni di frequenza. La Figura 7 (a sinistra e al centro) mostra istogrammi della temperatura a Uppsala (Svezia) e di un indice NAO [Luterbacher et al., 2002], entrambi i valori medi da gennaio a marzo, per i casi forti di El Niño e forti di La Niña dal 1706 [vedi Brönnimann et al., 2007b].I dati sono stati filtrati per concentrarsi sulla variabilità interannuale e pluriennale, ed eventi coincidenti con eruzioni vulcaniche sono stati esclusi. Il segnale nella media e nella mediana appare chiaramente in entrambe le variabili, in linea con il segnale canonico. Contrariamente agli studi citati in precedenza, la variabilità è minore per forti El Niño rispetto a forti La Niña. Nel caso della temperatura, la distribuzione appare leggermente asimmetrica per gli eventi La Niña, ma meno per El Niño. Gli inverni molto freddi durante forti La Niña sono rari, ma sono più frequenti degli inverni molto caldi durante forti El Niño. La Figura 7 (a destra) mostra un istogramma simile per le precipitazioni a Oxford (Regno Unito), che concorda anche bene con il segnale “canonico”. In questo caso, la variabilità è maggiore per forti El Niño rispetto a forti eventi La Niña. Gli inverni molto secchi si verificano con uguale probabilità durante gli eventi El Niño o La Niña, ma gli inverni molto piovosi sono molto più frequenti durante forti El Niño.[40] Legato alla questione della non linearità c’è il problema di determinare se esistano o meno diversi segnali ENSO distinti e robusti. Gouirand e Moron[2003] hanno effettuato un’analisi a cluster sui campi di pressione atmosferica al livello del mare del Nord Atlantico-Europa (gennaio-marzo) per i 30 inverni El Nin ̃o più forti e i 30 inverni La Nin ̃a più forti (selezionati da 130 anni di dati osservazionali). In ogni campione hanno usato tre cluster. La Figura 8 mostra i campi di anomalia della pressione atmosferica al livello del mare mediati sui cluster (incluso il settore Pacifico-Nord Americano che non era stato incluso per il clustering). I cluster etichettati come 1 nella Figura 8 rappresentano una risposta quasi simmetrica che assomiglia, seppur non esattamente, all’NAO (negativo per El Nin ̃o e positivo per La Nin ̃a) e che concorda strettamente con la risposta “canonica” descritta nella sezione 3.2.1. Si noti che i due pattern sono anche quasi simmetrici nel Nord Pacifico. Gli altri due cluster mostrano un segnale chiaramente diverso, con una simmetria limitata sia sull’Europa che sul Nord Pacifico. Bro ̈nnimann et al.[2007b] hanno effettuato un clustering multi-campo basato su pressione atmosferica al livello del mare, temperatura e precipitazioni sul settore Nord Atlantico-Europeo per forti El Nin ̃os e La Nin ̃as negli ultimi 300 anni. La loro coppia di primi cluster (quasi simmetrica) concorda bene con Gouirand e Moron[2003] e rappresenta il segnale “canonico” in tutte le variabili.
Figura 7. Istogrammi delle medie da gennaio a marzo della temperatura a (sinistra) Uppsala, (al centro) dell’indice NAO e (a destra) delle precipitazioni a Oxford per forti eventi El Niño e forti eventi La Niña basati su dati dal 1706 al 2000. I dati sono stati filtrati con un filtro passa-alto gaussiano (s = 3 anni) per concentrarsi sulla variabilità interannuale e pluriennale, e gli inverni perturbati da eruzioni vulcaniche sono stati esclusi [vedi Bro ̈nnimann et al., 2007b]. Copyright Springer 2007, ristampato con il gentile permesso di Springer Science and Business Media.
3.2.3. Segnali in Altre Stagioni
[41] Nella stagione primaverile, le anomalie del clima europeo indotte da ENSO sono leggermente diverse rispetto alla fine dell’inverno. Il modello di anomalia della pressione atmosferica a livello del mare mostra un segnale molto più debole (vedi Figura 3), e il modello di anomalia della temperatura, sebbene simile nell’Europa centrale e settentrionale come alla fine dell’inverno, mostra differenze nella regione del Mediterraneo. L’anomalia umida nell’Europa centrale potrebbe addirittura essere più forte che in inverno [Kiladis e Diaz, 1989; Moron e Ward, 1998; van Oldenborgh et al., 2000] quando il segnale SST del Pacifico è il più forte, e quindi diversi autori invocano un ritardo nelle relazioni ENSO-Europa [ad es., van Oldenborgh et al., 2000]. Al contrario dell’Europa centrale, la penisola iberica orientale e il Marocco sono secchi [Rodo et al., 1997; Moron e Ward, 1998; Mun ̃oz-Dı ́az e Rodrigo, 2005] e freddi [Halpert e Ropelewski, 1992]. Di nuovo, c’è la questione della simmetria. Mason e Goddard [2001] hanno trovato un segnale nella precipitazione primaverile durante gli eventi La Nin ̃a ma non gli eventi El Nin ̃o. D’altra parte, Lloyd-Hughes e Saunders [2002] hanno trovato un segnale di precipitazione simmetrico.
[42] In estate, non appare alcun chiaro segnale ENSO nei campi di temperatura e pressione atmosferica a livello del mare (vedi Figura 3). Tuttavia, sono state trovate relazioni significative per la precipitazione nell’area del Mediterraneo. Gli eventi La Nin ̃a tendono a portare a siccità nel sud-ovest della Spagna [Mun ̃oz-Dı ́az e Rodrigo, 2005] ma aumentata precipitazione più a est [Mariotti et al., 2002].
[43] Il segnale alla fine dell’autunno e all’inizio dell’inverno (durante la fase matura di un evento ENSO) è anch’esso diverso dal segnale di fine inverno descritto in precedenza [Mariotti et al., 2005; Knippertz et al., 2003; Moron e Plaut, 2003]. Infatti, in novembre e dicembre, il segnale può essere quasi opposto al segnale “canonico” sotto certi aspetti. Ad esempio, gli eventi El Nin ̃o (rispetto a La Nin ̃a) sono associati a condizioni meteorologiche più zonali e a meno fenomeni di “blocco ad ovest”, mentre per la fine dell’inverno si osserva il contrario [Moron e Plaut, 2003].
[44] Componendo lo sviluppo stagionale di un indice NAO durante forti eventi El Nin ̃o (dopo aver rimosso il 30% degli eventi perché NINO3 e NAO erano “incoerenti” basati su un’analisi cross-spettrale a multirisoluzione), Huang et al. [1998] hanno riscontrato un indice NAO positivo in novembre e dicembre e uno negativo a fine inverno e primavera. La Figura 3 mostra anche un cambiamento nel modello SLP sull’Atlantico settentrionale tra ottobre-dicembre (con un NAO neutro) e gennaio-marzo (NAO negativo).Per le precipitazioni nell’area mediterranea, un cambiamento stagionale del segnale è stato rilevato da Mariotti et al. [2002] (vedi anche Mariotti et al. [2005] e Mun ̃oz-Dı ́az e Rodrigo [2005] nonché le recensioni di Xoplaki [2002] e Alpert et al. [2006]). La Figura 9 mostra i coefficienti di correlazione tra le piogge del Mediterraneo occidentale e l’indice NINO3.4 per medie mobili di 3 mesi [Mariotti et al., 2002]. Nel corso dell’autunno e dell’inverno, le correlazioni passano da significativamente positive in autunno a significativamente negative alla fine dell’inverno e in primavera, con una buona coerenza tra i set di dati. Questa variazione del segnale ENSO all’inizio dell’inverno è un fattore complicante quando si confrontano diversi studi. Se l’inverno viene definito come il periodo da dicembre a febbraio, ci si aspetta un segnale misto, che potrebbe contribuire alla discrepanza tra diversi studi. I risultati della letteratura disponibile suggeriscono che gennaio-marzo sia più appropriato per studiare il segnale ENSO.
Figura 8. Anomalie medie di SLP per cluster costruiti utilizzando il metodo gerarchico di Ward per (a sinistra) 30 eventi ENSO caldi e (a destra) 30 eventi ENSO freddi tra il 1874 e il 1996 [da Gouirand e Moron, 2003]. L’analisi dei cluster viene eseguita sul settore (25°–70°N, 100°W–50°E). Le unità sono in Pascal, e l’intervallo di contorno è di 100 Pa. Le anomalie significative positive (negative) al livello bicaudale dello 0,1% e rispetto alla media degli anni “neutrali” sono ombreggiate in grigio chiaro (scuro). Copyright 2003 Royal Meteorological Society. Riprodotto con permesso. Il permesso è concesso da John Wiley & Sons Ltd per conto di RMETS.
3.2.4. Segnale ENSO nelle ricostruzioni climatiche
[45] La maggior parte degli studi sopra menzionati è stata effettuata sulla base di dati strumentali risalenti a circa il 1900. Alcuni studi recenti hanno anche esaminato l’effetto di ENSO sul clima europeo e mediterraneo nei secoli precedenti. Gli studi basati su ricostruzioni di Mann et al. [2000] e Brönnimann et al. [2007b] forniscono analisi statistiche del segnale ENSO nel corso degli ultimi 500 anni. Mann et al. [2000] hanno confrontato i campi globali della temperatura media annuale con un indice NINO3 e hanno riscontrato temperature inferiori alla norma nel nord-est dell’Europa per le condizioni di El Niño. Brönnimann et al. [2007b] hanno utilizzato campi ricostruiti statisticamente di temperatura, SLP, precipitazioni e GPH a 500 hPa sul settore Atlantico settentrionale-Europa dopo un filtraggio ad alta frequenza e rimozione delle eruzioni vulcaniche. Per il 18° e 19° secolo, hanno riscontrato risultati simili a quelli menzionati nella sezione 3.2.1 per il 20° secolo, incluso il segnale “canonico” alla fine dell’inverno, nonché alcune delle differenze stagionali. Felis et al. [2000] e Rimbu et al. [2003] hanno rilevato un segnale ENSO invernale negli ultimi 245 anni basato su registri isotopici dell’ossigeno provenienti dai coralli del Mar Rosso settentrionale.
Figura 9. Correlazioni tra le precipitazioni nella parte occidentale del Mediterraneo (10°W–20°E, 30°–45°N) e l’indice NINO3.4 per medie di 3 mesi su diversi set di dati (si noti che i periodi temporali differiscono a causa della disponibilità; i dati CRU riguardano solo la terra). I simboli pieni indicano valori significativi (livello di confidenza del 95%). Da Mariotti et al. [2002].
Figura 10. Campi medi delle anomalie (rispetto al 1961-1990) di GPH (pressione geopotenziale) e temperatura a 100 hPa per gennaio-aprile, 1940-1942, statisticamente ricostruiti basandosi su dati di superficie e di alta quota (le ombreggiature indicano una bassa capacità di ricostruzione). A destra: anomalie dell’ozono totale standardizzate e filtrate (media mobile di 12 mesi) (rispetto al 1938-1944) per sei siti, dal 1938 al 1944. Da Bro ̈nnimann et al. [2004].
3.3. Segnale nella Stratosfera
[46] È stato dimostrato che la circolazione sopra l’Atlantico settentrionale è influenzata dalla stratosfera, in particolare dallo stato del vortice polare [ad es., Baldwin e Dunkerton, 2001]. Pertanto, per comprendere meglio gli effetti dell’ENSO sul clima europeo, bisogna anche considerare l’effetto dell’ENSO sulla stratosfera [Randel, 2004]. In questa sezione, esamino brevemente gli studi osservazionali sull’effetto dell’ENSO sulla stratosfera settentrionale, che è un argomento di ricerca relativamente recente.
[47] L’ENSO è un’oscillazione climatica che include la circolazione a livello superiore sopra il Pacifico tropicale. Non sorprende quindi che l’ENSO influenzi la tropopausa sulla regione del Pacifico tropicale. L’altitudine della tropopausa è più bassa sopra il Pacifico occidentale e più alta sopra il Pacifico equatoriale orientale durante El Niño rispetto a La Niña. In altre parole, la regione della tropopausa fredda si sposta verso est in relazione allo spostamento dell’attività convettiva [Hatsushika e Yamazaki, 2001]. Si possono riscontrare variazioni associate nel flusso divergente a livello superiore e nel movimento verticale [Hastenrath, 2003]. El Niño è accompagnato da una stratosfera tropicale inferiore generalmente fredda (tranne che nel Sud-est asiatico e nel Pacifico tropicale occidentale), più pronunciata sopra il Pacifico orientale [ad es., Claud et al., 1999].[48] El Nin ̃o influisce anche sulla stratosfera extratropicale. La Figura 10 mostra i campi medi di anomalie per la fine dell’inverno e la primavera (gennaio-aprile) per l’El Nin ̃o del 1940-1942 particolarmente forte e pronunciato [Bro ̈nnimann et al., 2004]. La caratteristica dominante era un vortice polare debole ed espanso meridionalmente, che è evidente a 100 hPa GPH (Figura 10 a sinistra). La temperatura a 100 hPa (Figura 10 al centro) mostra un raffreddamento sull’Atlantico orientale e un riscaldamento sul Pacifico settentrionale e sull’Eurasia settentrionale, probabilmente correlato a maggiori riscaldamenti di metà inverno (MMW) nella stratosfera centrale [vedi Labitzke e van Loon, 1999; Limpasuvan et al., 2004] in ciascuno degli inverni. Anche l’ozono stratosferico è stato influenzato. Le sole sei serie totali di ozono che coprono questo periodo di tempo (Figura 10 a destra) mostrano tutte anomalie positive pronunciate durante l’El Nin ̃o rispetto agli anni precedenti e successivi. Bro ̈nnimann et al. [2004] hanno interpretato questo risultato come un aumento del trasporto meridionale dell’ozono (oltre agli effetti locali legati alla cambiante struttura delle onde planetarie).
[49] I primi a studiare statisticamente la relazione tra ENSO e la stratosfera artica furono van Loon e Labitzke [1987]. Hanno scoperto che gli El Nin ̃os forti sono associati nella stratosfera a un forte alto Aleutiano e un debole vortice polare. I loro risultati sono mostrati nella Figura 11 per 50 hPa GPH. La differenza tra El Nin ̃o e La Nin ̃a nella stratosfera polare appare per la prima volta sul Canada settentrionale a dicembre e poi si sposta sul polo a gennaio. La fase matura, che mostra una forte anomalia GPH positiva centrata sul polo, è raggiunta solo a febbraio. Una fascia di anomalie negative appare a medie latitudini, con centri sull’Europa occidentale e il Mare di Okhotsk. La robustezza di questi risultati è stata messa in discussione, ma è stata supportata da studi successivi [ad es., Hamilton, 1993a; Perlwitz e Graf, 1995; Sassi et al., 2004; Manzini et al., 2006; Garcı ́a-Herrera et al., 2006; vedi anche Chen et al., 2003], anche se alcuni autori [ad es., Calvo Ferna ́ndez et al., 2004] trovano solo un piccolo segnale ENSO nella stratosfera extratropicale.
[50] L’indebolimento del vortice polare a causa di El Nin ̃o è accompagnato da un forte riscaldamento (differenza di 10-15 K tra El Nin ̃o e La Nin ̃a) [Sassi et al., 2004] che è correlato a MMW più frequenti [Labitzke e van Loon, 1999]. Il riscaldamento si propaga verso il basso dalla stratosfera superiore all’inizio dell’inverno alla tropopausa alla fine dell’inverno [Sassi et al., 2004; Manzini et al., 2006; Garcı ́a-Herrera et al., 2006]. Questa propagazione verso il basso è importante poiché potrebbe influenzare il segnale ENSO in superficie in Europa.[51] L’analisi statistica della risposta stratosferica a El Nin ̃o è complicata da diversi fattori, come la stagionalità e la non linearità [van Loon e Labitzke, 1987; Sassi et al., 2004; Manzini et al., 2006], eruzioni vulcaniche [vedi Labitzke e van Loon, 1989; Perlwitz e Graf, 1995], e, soprattutto, l’oscillazione quasi biennale (QBO) [Hamilton, 1993a; Baldwin e O’Sullivan, 1995; Baldwin et al., 2001]. Le conseguenze di ciò saranno affrontate nella sezione 3.4. Tuttavia, il segnale principale, cioè il debole vortice polare alla fine dell’inverno, appare relativamente chiaro. La Figura 12 mostra le serie temporali (dopo aver rimosso la componente a bassa frequenza) di un indice NINO3.4 della stagione fredda e un indice della debolezza del vortice polare a 100 hPa alla fine dell’inverno dal 1922. La correlazione (senza inverni perturbati vulcanicamente) è 0.42. Ciò non è solo altamente significativo (p < 0,05), ma anche superiore alle correlazioni normalmente riscontrate tra ENSO e le variabili climatiche europee.
Figura 11. Compositi di 50 hPa GPH (in dam) per eventi caldi ENSO meno eventi freddi ENSO (selezionati sulla base dell’SOI) per (a) Dicembre-Febbraio, (b) Dicembre, (c) Gennaio, e (d) Febbraio. Riprodotto da van Loon e Labitzke[1987]
Figura 12. Medie da settembre a febbraio di NINO3.4 (viola, versione ERSST 2) e medie da gennaio a marzo di Z100, che rappresenta la debolezza del vortice polare (verde, differenza GPH 100 hPa tra 75°–90°N e 40°–55°N dalla rianalisi NCEP/NCAR dopo il 1948 e statisticamente ricostruito da dati di superficie e storici dell’aria superiore risalenti al 1922 utilizzando gli stessi dati e metodi descritti da Brönnimann et al.[2007a]). Le serie sono state filtrate con un filtro passa-alto gaussiano (s = 3 anni) per concentrarsi sulla variabilità interannuale e pluriennale. Le barre ombreggiate denotano i primi due inverni dopo grandi eruzioni vulcaniche.
4. Fattori Modulanti e Comportamento Non Stazionario
[52] Perché alcuni inverni di El Niño sono accompagnati da anomalie climatiche diverse sull’Europa rispetto ad altri? È dovuto al comportamento caotico di un sistema dinamico complesso (cioè, variabilità interna nella circolazione extra-tropicale), o le deviazioni possono essere attribuite a differenze nel segnale stesso o a una modulazione del segnale da altre influenze? Ciò ha importanti implicazioni per le previsioni stagionali. In questa sezione discuto possibili fattori modulanti così come il problema del comportamento non stazionario delle teleconnessioni (vedi ulteriore discussione sui meccanismi nella sezione 5).
[53] Il primo fattore da considerare è il segnale stesso del Pacifico tropicale. Greatbatch et al.[2004] suggeriscono provvisoriamente che le differenze nel segnale che lascia i tropici (che potrebbero variare su scale a bassa frequenza) potrebbero portare a diversi effetti ENSO in Europa [vedi anche Knippertz et al., 2003; Sutton e Hodson, 2003]. Ciò potrebbe riguardare la forza, la posizione e il timing del segnale SST del Pacifico tropicale. Larkin e Harrison[2005] hanno esaminato gli effetti globali di El Niño per la nuova definizione (basata su NINO3.4) della NOAA di El Niño e hanno confrontato i risultati con una lista “convenzionale” delle stagioni di El Niño. La nuova definizione aggiunge alcune stagioni che sono caratterizzate da un alto indice NINO3.4 ma senza forti anomalie nell’est del Pacifico tropicale, e vengono quindi chiamate El Niños “della linea della data”. Interessantemente, queste ultime mostrano un segnale diverso sull’Europa.
Mentre i casi convenzionali mostrano un leggero riscaldamento (insignificante), i casi “dateline” mostrano un raffreddamento significativo nel nord-est dell’Europa. Ciò è dimostrato nella Figura 13 (in alto), dove la temperatura di fine inverno a Uppsala (gennaio-marzo) è rappresentata in relazione a NINO3.4 (settembre-febbraio) dal 1870 al 1995 (da entrambe le serie, è stata rimossa la variabilità a bassa frequenza e sono stati esclusi gli inverni perturbati da attività vulcanica). I dati sono stati stratificati in base al fatto che il segnale ENSO standardizzato fosse più forte in NINO1 + 2 (cioè, l’est del Pacifico tropicale) o in NINO4 (l’ovest al Pacifico tropicale centrale). Chiaramente, un segnale ENSO nella temperatura di Uppsala si trova principalmente nel secondo caso. La differenza tra i due coefficienti di correlazione è statisticamente significativa (p< 0.05). Queste informazioni sono importanti rispetto alla previsione stagionale.
[54] Oltre alle differenze nel segnale del Pacifico tropicale, potrebbero esserci anche fattori modulanti lungo il percorso tra il Pacifico tropicale e l’Europa a causa dell’interazione non lineare con le SST in altre bacini oceanici. Ad esempio, è stato suggerito che l’Atlantico tropicale modula il segnale ENSO in Europa [Mathieu et al., 2004; vedi anche Gouirand e Moron, 2003; Spencer e Slingo, 2003; Sutton e Hodson, 2003]. Da questi studi ci si aspetta che l’effetto sarebbe più forte se le SST nel Pacifico tropicale e nell’Atlantico tropicale sono in fase.
Gershunov e Barnett [1998] hanno riscontrato una dipendenza del segnale ENSO nordamericano dal PDO (Oscillazione Decennale del Pacifico). Una modulazione simile potrebbe anche influenzare il segnale europeo [vedi anche Huang et al., 1998]. Infatti, Brönnimann et al. [2007b] hanno riscontrato un’influenza del clima del Pacifico settentrionale sul segnale ENSO in Europa. Se ENSO e PDO erano in fase nell’anno precedente all’inverno analizzato, la correlazione tra ENSO e l’indice NAO era significativamente più forte che in altri casi. Il segnale potrebbe anche essere modulato più a valle, ovvero sull’Atlantico settentrionale. Concentrandosi sulle variazioni a bassa frequenza, Gouirand e Moron [2003] hanno attribuito il possibile comportamento non stazionario del segnale El Niño in parte alle variazioni interdecennali nella forza dei venti occidentali su scala del bacino, sostenendo che venti occidentali deboli portano a una risposta NAO negativa più pronunciata a El Niño ma a una risposta NAO positiva meno pronunciata a La Niña.
[55] Un’altra possibile modifica potrebbe essere correlata alla regione del sud-est asiatico e al Pacifico tropicale occidentale. In particolare per le precipitazioni nella regione mediterranea, l’influenza della circolazione sull’Oceano Indiano e sull’Asia è relativamente forte [Xoplaki, 2002; Mariotti et al., 2005; Alpert et al., 2006]. Questo potrebbe valere anche per il NAO [Hoerling et al., 2001b]. Pertanto, è possibile un effetto modulante che includa l’Oceano Indiano e il sud-est asiatico. Van Oldenborgh et al. [2000] riscontrano un ritardo di 3-6 mesi nel segnale di precipitazione europeo, che potrebbe essere spiegato dalle temperature del sud-est asiatico che potrebbero fungere da variabile intermedia tra ENSO e il clima europeo (vedi sezione 3.2).[56] Il fattore probabilmente più importante che interferisce con il segnale dell’ENSO, almeno nella stratosfera, sono le eruzioni vulcaniche tropicali. Oltre agli effetti di raffreddamento globale, si prevede che tali eruzioni portino a un riscaldamento differenziale della stratosfera inferiore, che potrebbe causare un vortice polare rafforzato e, attraverso meccanismi di propagazione verso il basso, un forte NAO e inverni caldi nell’Europa settentrionale [Robock, 2000]. Quest’ultimo è stato riscontrato in un’analisi statistica delle ricostruzioni climatiche di Fischer et al. [2007]. Pertanto, si prevede che questo effetto contrasti con il segnale canonico dell’El Niño nella stratosfera e in Europa. Poiché c’è una tendenza sistematica agli eventi dell’El Niño dopo le eruzioni vulcaniche [Adams et al., 2003], ciò potrebbe influenzare sistematicamente il segnale dell’El Niño riscontrato nelle analisi statistiche. Bro ̈nnimann et al. [2007a] hanno riscontrato una forte influenza delle eruzioni vulcaniche sul segnale dell’ENSO in Europa, specialmente nella seconda metà del XX secolo, quando tutte e tre le principali eruzioni sono state seguite da condizioni di El Niño. Poiché questo è anche un periodo su cui si basano molti studi sull’ENSO, i vulcani potrebbero essere una ragione importante per le difficoltà nell’estrapolare un segnale dell’ENSO dai dati (e per le differenze tra diversi studi). Le eruzioni vulcaniche sono un fattore importante che viene trattato in modo inadeguato nella maggior parte delle analisi degli effetti dell’ENSO sull’Europa.
[57] Un altro possibile fattore modulante, che agisce nuovamente dalla stratosfera, è la QBO (Oscillazione Quasi-Biennale). Essa influisce sul vortice polare modificando le caratteristiche di propagazione delle onde planetarie [Holton e Tan, 1980; Baldwin et al., 2001]. Sembra che una QBO orientale a 50 hPa indebolisca il vortice polare (simile al segnale dell’El Niño) e una QBO occidentale rafforzi il vortice (simile a La Niña), lasciando un’impronta nella circolazione troposferica sull’Atlantico settentrionale [Baldwin et al., 2001]. Tuttavia, la QBO ha anche altri effetti modulanti, ancora inspiegati [ad es., Labitzke et al., 2006]. La Figura 13 (centrale) mostra la debolezza del vortice polare a 100 hPa alla fine dell’inverno (come nella Figura 12) in funzione di NINO3.4, stratificato in base alla fase QBO a 50 hPa durante l’inverno. L’ENSO influisce significativamente di più sul vortice polare durante la fase occidentale della QBO rispetto alla fase orientale. Questo potrebbe essere un “effetto di saturazione”; ovvero, durante la fase orientale della QBO il vortice è già disturbato e un ulteriore disturbo correlato all’ENSO è meno efficace. In alternativa, potrebbero essere in funzione gli stessi effetti modulanti del segnale solare. In ogni caso, la apparente modulazione QBO potrebbe essere importante per il segnale ENSO nel clima europeo, che è più forte (sebbene non in modo significativo) durante la fase occidentale della QBO (Figura 13 in basso).
[58] Molti dei fattori modulanti menzionati sopra precedono il segnale dell’ENSO in Europa (come le caratteristiche del segnale tropicale, lo stato del Pacifico settentrionale o le eruzioni vulcaniche) o sono prevedibili in qualche misura (SST e QBO). Pertanto, tenerne conto in modo appropriato potrebbe aumentare la prevedibilità del clima europeo durante gli eventi ENSO.
[59] Legato al problema dei fattori modulanti c’è il problema della stazionarietà. Diverse ricerche evidenziano variazioni nel segnale dell’ENSO in Europa a seconda del periodo di tempo, e la questione della stazionarietà del fenomeno El Niño e della sua teleconnessione è ampiamente discussa [ad es., van Oldenborgh et al., 2000; Rimbu et al., 2003; Sutton e Hodson, 2003; Knippertz et al., 2003; Moron e Plaut, 2003; Gouirand e Moron, 2003; Moron e Gouirand, 2003; van Oldenborgh e Burgers, 2005] (si veda anche la discussione sulla coerenza e questioni correlate di Rogers[1984], Huang et al.[1998], e Mokhov e Smirnov[2006]). Sembra che il fenomeno ENSO e le sue teleconnessioni globali abbiano subito un cambiamento negli anni ’70 (sezione 2), che era in sé legato a un riscaldamento del Pacifico. È interessante notare che molti autori individuano un cambiamento nelle teleconnessioni intorno agli anni ’70 anche per il settore Atlantico settentrionale-Europeo. Ciò riguarda, ad esempio, la risposta nei campi di SLP (pressione a livello del mare) sull’Europa [Gouirand e Moron, 2003; Moron e Plaut, 2003; Greatbatch et al., 2004], le precipitazioni in Israele [Price et al., 1998], e isotopi di ossigeno nei coralli del Mar Rosso [Rimbu et al., 2003]. Pertanto, le prove empiriche suggeriscono che potrebbe esserci stato un cambiamento nella teleconnessione ENSO con l’Europa intorno agli anni ’70. (Va notato, tuttavia, che quest’ultimo periodo contiene due eventi El Niño coincidenti con forti eruzioni vulcaniche tropicali).
[60] Sono state suggerite anche altre non stazionarietà. Kadioğlu et al.[1999] hanno riscontrato un comportamento non stazionario per la relazione tra SOI e le precipitazioni in Turchia a dicembre, confrontando il periodo 1931-1960 con 1961-1990. Knippertz et al.[2003], analizzando le precipitazioni in Europa e Nord Africa, distinguono tre periodi con un segnale diverso: 1900-1925, 1931-1956 e 1962-1987. Questo coincide relativamente bene con i regimi climatici suggeriti: Raible et al.[2004] analizzano la stazionarietà della variabilità dell’NAO in un modello climatico e trovano due regimi, uno regionale e uno emisferico, in quest’ultimo c’è una forte associazione tra NAO e ENSO. Gli autori utilizzano il periodo 1933-1962 come esempio per il regime emisferico.
[61] Altre ricerche suggeriscono una stazionarietà. Van Oldenborgh e Burgers [2005] hanno riscontrato poche evidenze di un comportamento non stazionario delle teleconnessioni ENSO con le precipitazioni globali durante il periodo strumentale, con la possibile eccezione dell’Europa. Le ricostruzioni climatiche, sebbene basate sull’ipotesi di una relazione locale stazionaria tra predittore e prevedendo, possono fornire alcune indicazioni riguardo alla stazionarietà di teleconnessioni molto remote, come tra ENSO e il clima europeo. Mann et al. [2000] hanno analizzato le teleconnessioni globali ENSO durante gli ultimi 350 anni per periodi successivi di 50 anni e hanno riscontrato un segnale di temperatura simile sull’Europa nordorientale in tutti i sotto-periodi, ma variazioni relativamente ampie nell’Europa sudoccidentale e sull’Atlantico. Brönnimann et al. [2007b], basandosi su serie strumentali precoci e ricostruzioni del campo climatico, non hanno riscontrato evidenze di un comportamento non stazionario delle caratteristiche principali nell’Europa occidentale, centrale e settentrionale su scale multi-decadali durante gli ultimi 300 anni.
[62] Non c’è una risposta definitiva alla questione della stazionarietà degli effetti dell’ENSO sul clima europeo. Alcuni autori individuano non stazionarietà in linea con il cambiamento climatico globale degli anni ’70 o con i suggeriti cambi di regime durante il XX secolo. D’altra parte, le ricostruzioni climatiche non mostrano chiare evidenze di un comportamento non stazionario nel principale segnale ENSO nell’Europa centrale e settentrionale su scala multi-decadale a secolare. È chiaro, comunque, che gli effetti ENSO possono essere modulati da vari fattori su scala interannuale, che, se sistematici su tempi più lunghi, apparirebbero come un comportamento non stazionario.
Figura 13. (in alto e in basso) Temperatura a Uppsala e (al centro) debolezza del vortice polare (vedi Figura 12) da gennaio a marzo in funzione delle medie di settembre-febbraio di NINO3.4, stratificate secondo se il segnale ENSO standardizzato era più forte in NINO1+2 o NINO4 (grafici in alto, i dati erano disponibili dal 1870 al 1995) o in base alla fase del QBO da novembre a febbraio [Labitzke et al., 2006] (grafici al centro e in basso, i dati erano disponibili dal 1942 al 1995 e 2006, rispettivamente). Tutti i dati sono stati filtrati con un filtro passa-alto gaussiano (s= 3 anni) per concentrarsi sulla variabilità interannuale e pluriennale. Sono stati esclusi due inverni successivi a ciascuna eruzione vulcanica.
3.5. Riassunto
[63] Nonostante la notevole variabilità tra gli eventi, gli effetti robusti dell’ENSO in Europa emergono in studi di caso, analisi statistiche e analisi di ricostruzioni climatiche. I numerosi studi forniscono prove di un segnale in termini di temperatura, pressione al livello del mare (SLP) e precipitazioni alla fine dell’inverno, così come segnali leggermente diversi all’inizio dell’inverno e in primavera. Tuttavia, non tutte le regioni sono interessate e le correlazioni sono a volte basse.
[64] Sebbene le ricerche recenti abbiano portato all’istituzione di un modello “canonico” dell’ENSO alla fine dell’inverno, esistono ancora opinioni diverse. Inoltre, le questioni di linearità, stagionalità e stazionarietà non sono ancora completamente risolte. Le prove provenienti da studi empirici si sommano formando un puzzle complesso, che verrà ulteriormente discusso da una prospettiva modellistica (sezione 4) e nel contesto dei meccanismi (sezione 5). Un’altra lacuna nella nostra conoscenza riguarda i collegamenti tra ENSO e clima europeo su scale decennali e pluri-decennali, che potrebbero differire dagli effetti interannuali [ad es. Mann et al., 2000; Brönnimann et al., 2007b; vedi anche Allan et al., 2003; Meinke et al., 2005].
Figura 14. Campi di anomalia della temperatura, SLP (contorni) e precipitazioni per eventi di forte El Niño e forte La Niña in 540 anni della simulazione di controllo b30.009 della versione 3 del Community Climate System Model (CCSM3) per diverse stagioni. Gli eventi ENSO sono stati definiti come casi in cui la media da settembre a febbraio di NINO3.4 era al di fuori di 1 deviazione standard.
4. STUDI MODELLISTICI SUGLI EFFETTI SULL’EUROPA
[65] In questa sezione, si discutono i risultati delle simulazioni modellistiche sugli effetti dell’ENSO sul clima nel settore Atlantico-Europeo e si confrontano con le osservazioni. Questi esperimenti modellistici comprendono simulazioni di controllo di modelli di circolazione generale accoppiati oceano-atmosfera (OAGCMs), simulazioni transitorie di modelli di circolazione generale atmosferica (AGCMs) forzate con SST osservate o con SST ideali, e simulazioni con modelli atmosferici medi più complessi o modelli climatici chimici (CCMs) al fine di concentrarsi sulla stratosfera. I risultati modellistici sugli effetti dell’ENSO sul clima nel settore Atlantico-Europeo sono relativamente recenti; la maggior parte degli studi è stata pubblicata negli ultimi 10 anni. Negli ultimi anni, l’argomento ha ricevuto ancora più attenzione in contesto con l’avvento degli studi di previsione stagionale (si noti tuttavia che la previsione stagionale era già l’obiettivo principale del lavoro di Walker).
4.1. Modelli di Circolazione Generale Oceanica-Atmosferica
[66] Quando si studiano gli effetti remoti dell’ENSO in OAGCM, è importante che il modello riproduca le principali caratteristiche del segnale ENSO del Pacifico. Sebbene ciò non avvenga per tutti i dettagli del segnale ENSO (vedi sotto) e della sua variabilità temporale, le caratteristiche principali sono spesso sufficientemente ben catturate per rendere un’analisi delle teleconnessioni significativa. In una simulazione di 100 anni con un OAGCM, Roeckner et al. [1996] hanno riscontrato una buona rappresentazione dell’ENSO. Per quanto riguarda la circolazione sull’Atlantico settentrionale, hanno trovato un indebolimento dei venti di ponente correlato a un indebolimento e spostamento verso sud-ovest del basso islandese e una tendenza a inverni freddi in Europa.
[67] Nella versione 3 del Community Climate System Model (CCSM3) del National Center for Atmospheric Research (NCAR), le caratteristiche dell’ENSO e le teleconnessioni globali sono ben riprodotte nella simulazione di controllo ad alta risoluzione (T85), eccetto per la variabilità temporale, che è incline a tempi più brevi (biennali) [Deser et al., 2006]. La Figura 14 mostra un’analisi del segnale ENSO in Europa in una simulazione di controllo (540 anni). Sulla base dell’indice NINO3.4 medio da settembre a febbraio, sono stati selezionati eventi El Niño e La Niña forti (al di fuori di 1 deviazione standard, che corrisponde a circa 85 casi ciascuno). I composti per anomalie di temperatura superficiale, SLP e precipitazioni per diverse stagioni sono mostrati. Durante El Niño alla fine dell’inverno (gennaio-marzo), il segnale “canonico” appare anche nel modello, ma con alcune differenze. Gli inverni freddi nel nord-est dell’Europa non appaiono così pronunciati come nelle osservazioni, mentre c’è un notevole riscaldamento nel sud dell’Europa centrale, e le anomalie SLP sono spostate più a sud rispetto alle osservazioni.Il segnale delle precipitazioni nell’Europa centrale è diverso da quanto ci si aspetterebbe, mentre nella zona mediterranea il modello corrisponde bene alle osservazioni. Si noti, ad esempio, che riproduce l’asimmetria nelle anomalie delle precipitazioni nel Mediterraneo orientale in inverno, come segnalato da Pozo-Vázquez et al. [2005a]. A parte ciò, il segnale La Niña è quasi simmetrico rispetto al segnale El Niño e include un marcato riscaldamento nel nord-est dell’Europa. È interessante notare che un forte segnale “canonico” di El Niño appare in ottobre-dicembre (ancora una volta quasi simmetrico), quando le osservazioni suggeriscono un effetto diverso. Il cambiamento della correlazione tra ENSO e le piogge del Mediterraneo occidentale da positiva in autunno a negativa in inverno non è ben riprodotto, ma almeno il modello mostra una correlazione positiva alla fine dell’autunno che diminuisce fino a quasi zero.
[68] Le simulazioni OAGCM consentono di affrontare scale temporali più lunghe e possono fornire indicazioni su possibili interazioni con la variabilità a bassa frequenza. Raible et al. [2004] hanno analizzato un esperimento di 600 anni e rilevato due diversi regimi della circolazione atmosferica dell’Atlantico settentrionale legati alla forza della variabilità decennale nell’NAO. Nel regime emisferico, la variabilità dell’NAO è fortemente accoppiata all’ENSO tramite un modello simile al PNA. Sull’Atlantico, la traccia della tempesta viene spostata, con corrispondenti modelli di precipitazione anomali. Nel regime regionale, tuttavia, NAO ed ENSO sembrano essere disaccoppiati [vedi anche Raible et al., 2001]. Come sottolineato nella sezione 3.4, entrambi i regimi hanno corrispondenti nel record osservativo del 20° secolo.
[69] Le simulazioni con OAGCMs sono spesso eseguite rispetto al clima futuro. Utilizzando una configurazione di modello all’avanguardia (la 5a versione del modello del Centro Europeo/Amburgo accoppiato al modello oceanico del Max Planck Institute (il modello del Centro Europeo/Amburgo ECHAM5 accoppiato al modello oceanico MPI-OM) guidato dagli scenari di emissione del Panel Intergovernativo sui Cambiamenti Climatici denominato SRES, Mu ̈ller e Roeckner [2006] hanno scoperto che la correlazione tra NINO3.4 e l’indice NAO è relativamente debole nel 20° secolo ma si rafforzerà (cioè diventerà sempre più negativo) nel 21° e 22° secolo e raggiungerà valori intorno a -0.4.
4.2. Modelli Atmosferici
[70] Nelle simulazioni con AGCM, le SST sono prescritte e quindi sono realistiche nel Pacifico tropicale, ma ciò determina anche la direzione dell’interazione oceano-atmosfera. Ciò potrebbe essere irrealistico nelle extratropici, dove (per scale da stagionali a interannuali) si presume generalmente che l’atmosfera forzi l’oceano piuttosto che viceversa [ad es., Bjerknes, 1964]. Poiché i campi SST sono in qualche modo prevedibili, gli esperimenti AGCM sono spesso eseguiti riguardo alla prevedibilità stagionale. Tuttavia, per valutare la prevedibilità o attribuire un segnale a un forcing (come l’ENSO), devono essere eseguiti diversi esperimenti. Oltre agli esperimenti “global ocean/global atmosphere” (GOGA), dove i modelli sono forzati da SST globali e viene analizzata la risposta atmosferica globale, possono essere forzati solo gli oceani tropicali (esperimento Tropical Ocean-Global Atmosphere (TOGA)) o solo il Pacifico tropicale o gli oceani Indiano e Pacifico (I-POGA), mentre nelle restanti aree le SST sono impostate su valori climatologici.
[71] Molti di questi studi rilevano che la circolazione atmosferica anomala sull’Europa durante gli eventi ENSO può essere riprodotta in qualche misura. Dong et al. [2000] sono stati in grado di simulare le notevoli differenze in 500 hPa GPH sul settore Atlantico-Europeo tra gli inverni 1997/1998 (El Niño) e 1998/1999 (La Niña) forzando SST al di fuori dell’Atlantico [vedi anche Gro ̈tzner et al., 2000]. Le anomalie climatiche di fine inverno in Europa nel 1987 (El Niño) e 1989 (La Niña) rispetto all’NAO, temperatura superficiale, precipitazioni e 500 hPa GPH sono state riprodotte con successo da diversi modelli in esperimenti GOGA di insieme [Palmer e Anderson, 1993; Mathieu et al., 2004; Sardeshmukh et al., 2000; Bro ̈nnimann et al., 2006]. Sardeshmukh et al. [2000] hanno anche riprodotto il comportamento non lineare nella risposta ENSO delle precipitazioni estreme nel Mediterraneo orientale. Quando le SST atlantiche erano impostate su valori climatologici, Mathieu et al. [2004] non sono riusciti a riprodurre l’anomalia in 500 hPa GPH. Nel medesimo studio, il segnale osservato dell’El Niño 1997/1998 è stato anche modellato con successo in un esperimento I-POGA, mentre il segnale dell’El Niño 1991/1992 (nota che questo evento è stato perturbato dall’eruzione del Pinatubo) non è stato ben riprodotto. Le caratteristiche principali in 500 hPa GPH per tre eventi La Niña (un dipolo con anomalie positive ad ovest della Francia e anomalie negative tra Islanda e Norvegia, sebbene con alcune variazioni da evento a evento) sono state modellate con successo da Mathieu et al. [2004].
[72] In analisi statistiche di simulazioni GOGA transitorie, molti autori hanno trovato l’atteso segnale di “canonico” di fine inverno [ad es., Bengtsson et al., 1996; Martineu et al., 1999; Feddersen, 2000]. Merkel e Latif [2002] sono riusciti a riprodurre questo segnale molto bene ma solo quando hanno eseguito il loro modello con una risoluzione elevata (T106). Feddersen [2000] ha identificato il previsto schema di anomalie di temperatura a 850 hPa in un insieme di simulazioni d’insieme. Pohlmann e Latif [2005] hanno simulato con successo una risposta simile all’NAO all’ENSO in esperimenti d’insieme I-POGA. Utilizzando una tecnica di analisi basata sui componenti principali, Pavan et al. [2000] hanno rilevato un effetto significativo di una modalità simile all’ENSO sulla struttura del vento zonale sull’Eurasia simile alle osservazioni, ma l’accoppiamento Pacifico-Atlantico non è stato ben riprodotto, il che è importante durante forti eventi ENSO. In esperimenti GOGA d’insieme, Friedrichs e Frankignoul [2003] hanno trovato una covariabilità significativa tra 500 hPa GPH sull’Atlantico e l’Europa e il forzamento ENSO remoto. Tuttavia, la stagionalità della risposta nelle extratropici settentrionali non è stata correttamente riprodotta. Martineu et al. [1999], in esperimenti GOGA d’insieme, sono riusciti a riprodurre la risposta dell’NAO all’ENSO e sono stati anche in grado di simulare parte della variabilità tra eventi in senso statistico aumentando il numero di membri dell’insieme. In una simulazione d’insieme transitoria (1871-1999, modello atmosferico del Hadley Centre HadAM3), Sutton e Hodson [2003] hanno riscontrato un’impronta simile dell’ENSO sulla SLP sull’Atlantico settentrionale come nelle osservazioni ma hanno notato una non stazionarietà di quella relazione.
[73] Diversi autori hanno analizzato la posizione e la forza dei getti d’aria nelle simulazioni AGCM. Per El Niño, la maggior parte degli studi trova un forte getto atlantico spostato verso l’equatore (circa 40°N) rispetto alla sua posizione normale, mentre per La Niña si riscontra un allargamento e un indebolimento in latitudine del getto [Bengtsson et al., 1996; Roeckner et al., 1996; Martineu et al., 1999]. Cassou e Terray [2001a] hanno riscontrato che il secondo effetto (getto indebolito durante La Niña) era più pronunciato del primo nelle loro simulazioni, in modo simile alle osservazioni.
[74] Eseguendo simulazioni d’insieme con AGCM, si può affrontare la variabilità del segnale ENSO in Europa. Melo-Gonçalves et al. [2005] hanno effettuato una simulazione d’insieme di 30 membri su 27 anni e analizzato la variabilità dell’NAO in relazione all’ENSO. I risultati sono mostrati sotto forma di funzioni di densità di probabilità nella Figura 15, dove la variabilità totale (in basso) si riferisce alla variabilità su tutti gli El Niños e tutti i membri dell’insieme (quindi includendo l’effetto sulla media dell’insieme), mentre la variabilità interna (in alto) si riferisce alla variabilità rispetto alla media dell’insieme ma calcolata su tutti gli anni (quindi centrata intorno a 0). La variabilità totale può essere utilizzata per analizzare il segnale della risposta dell’NAO al forzamento ENSO. Questo segnale medio dell’insieme è negativo per le condizioni di El Niño; tuttavia, la media dell’insieme potrebbe non essere significativa poiché la distribuzione per El Niño (curva sottile continua) mostra una chiara bimodalità. La bimodalità non è dovuta a differenze tra eventi, come dimostrato sottraendo la media dell’insieme da ogni evento (variabilità interna, Figura 15 in alto). Il rilevamento di una bimodalità è interessante rispetto alle possibili non linearità suggerite da Wu e Hsieh [2004a, 2004b] e anche da Pozo-Vázquez et al. [2001, 2005b] basate su dati osservativi (vedi sezione 3.2).[75] Oltre alle differenze tra i vari eventi, gli esperimenti AGCM sono anche interessanti per quanto riguarda le differenze nella variabilità sinottica e intrastagionale. Compo et al. [2001] hanno effettuato grandi ensemble di simulazioni GOGA con un AGCM. Sebbene sulle scale sinottiche e mensili, i modelli di variabilità per il GPH a 500 hPa siano generalmente opposti per El Niño e La Niña, hanno lo stesso segno nel settore atlantico sulla scala intrastagionale. Per gli estremi, il segnale ENSO nella varianza stagionale è tanto importante quanto il segnale nel valore medio [Sardeshmukh et al., 2000].
Figura 15. Funzioni di densità di probabilità stimate per (in alto) la variabilità interna dell’AO e (in basso) la variabilità totale dell’AO per tutti gli anni (curva spessa solida), eventi caldi ENSO (curva sottile solida), eventi freddi ENSO (curva tratteggiata) e anni neutri (curva tratteggiata). Le funzioni di densità di probabilità sono state stimate con il metodo del kernel utilizzando una funzione kernel gaussiana normalizzata; i parametri di lisciatura sono 0,28, 0,30, 0,38 e 0,24 (grafico in alto) e 0,20, 0,28, 0,34 e 0,35 (grafico in basso). Da Melo-Gonçalves et al. [2005]. Copyright Springer 2005, riprodotto con gentile autorizzazione di Springer Science and Business Media.
Nota: AGCM sta per “Atmospheric General Circulation Model”, GOGA per “Global Ocean/Global Atmosphere”, ENSO per “El Niño-Southern Oscillation” e GPH per “Geopotential Height”. Inoltre, AO (NAO nella versione originale) sta per “Arctic Oscillation”, ma nella tua versione originale era “North Atlantic Oscillation” (NAO). Ho tradotto come “Arctic Oscillation” per mantenere l’acronimo “AO”, ma potrebbe essere necessario correggerlo se era effettivamente inteso come “North Atlantic Oscillation”.
4.3. Modellazione dell’effetto di ENSO sulla Stratosfera
[76] Per studiare la relazione tra ENSO e la stratosfera settentrionale, vengono utilizzati GCM con alta risoluzione verticale e modello superiore o CCM. Questo è un argomento di ricerca relativamente recente. Negli ultimi anni sono stati effettuati diversi studi di modellazione, che spesso (ma non sempre) hanno avuto successo (vedi Manzini et al. [2006] per una breve panoramica). Hamilton [1993b] ha simulato correttamente una perturbazione mista zonale dell’onda uno e due indotta da El Niño nel campo d’onda stratosferica, dando origine a un intensificato alto delle Aleutine. Il riscaldamento della stratosfera artica centrale durante gli eventi El Niño è stato riprodotto da Sassi et al. [2004] in un insieme di simulazioni transienti (modello Whole-Atmosphere Community Climate Model (WACCM1)) ma era più asimmetrico zonalmente rispetto alle osservazioni. L’anomalia positiva della temperatura appariva già a dicembre a circa 30 km di altitudine e poi scendeva fino a marzo. La propagazione verso il basso è stata trovata anche da Manzini et al. [2006] in un insieme di simulazioni transienti con il GCM dell’atmosfera media Middle Atmosphere ECHAM (MAECHAM5). Per gli eventi caldi di ENSO, hanno riscontrato una risposta di numero d’onda zonale uno nella temperatura a 50 hPa a gennaio, che poi dà origine a un riscaldamento polare a febbraio. Il vento zonale a 60°N mostra un vortice polare più forte del normale a novembre e dicembre e poi un indebolimento da gennaio a marzo.
[77] Taguchi e Hartmann [2006] hanno analizzato la comparsa di MMW in un esperimento del modello (WACCM) con condizioni perpetue di gennaio (El Niño o La Niña). Hanno riscontrato una frequenza maggiore di MMW durante El Niño. Questo è interessante perché gli MMW possono propagarsi verso il basso e alcuni possono eventualmente influenzare il clima al suolo [Baldwin e Dunkerton, 2001]. García-Herrera et al. [2006] hanno riscontrato una circolazione Brewer-Dobson più forte (trasporto polare invernale) durante El Niño in due modelli (WACCM e MAECHAM5) e nelle osservazioni. Tutti questi risultati sono coerenti tra loro.
[78] Per analizzare il segnale di ENSO nell’ozono stratosferico, vengono impiegati i modelli chimico-climatici. Brönnimann et al. [2006] ha utilizzato il modello Solar Climate Ozone Links (SOCOL) per simulazioni ad insieme del ciclo ENSO 1986-1989. Il modello ha riprodotto bene il vortice polare stratosferico inferiore più debole nel tardo inverno 1987 rispetto al 1989 e l’aumento del trasporto di ozono verso i poli a causa di una circolazione Brewer-Dobson rafforzata, ma altre caratteristiche sono state riprodotte meno accuratamente.
Figura 16. Rappresentazione schematica della meccanica che collega El Niño al clima europeo e alla stratosfera. Le frecce piene indicano un rafforzamento della circolazione; le frecce tratteggiate indicano un indebolimento della circolazione. Le mappe mostrano le anomalie di temperatura (in basso) in superficie e (in alto) a 100 hPa in media da gennaio 1940 a febbraio 1942. I contorni mostrano le anomalie di GPH a 100 hPa (intervallo di 20 metri geopotenziali, contorno zero non mostrato). Consultare Brönnimann et al. [2004] per i riferimenti ai dati.
4.4. Riassunto
[79] In generale, i modelli climatici sono uno strumento fondamentale per analizzare e comprendere gli effetti dell’ENSO sul clima europeo. In generale, sia gli OAGCM che gli AGCM (in modalità GOGA) spesso riproducono con successo le caratteristiche principali del segnale ENSO in Europa, ma alcuni modelli hanno problemi nel simulare la stagionalità del segnale e le caratteristiche più locali. Inoltre, diversi modelli tendono a produrre un accoppiamento troppo forte tra il Pacifico settentrionale e l’Atlantico settentrionale, il che potrebbe influenzare il segnale ENSO simulato in Europa [ad es., Cassou e Terray, 2001b]. Le simulazioni AGCM in molti casi catturano una parte della variabilità tra eventi e i modelli dell’atmosfera centrale riproducono con successo molte caratteristiche della risposta stratosferica dell’ENSO, inclusa la propagazione verso il basso delle anomalie nella circolazione zonale e nella temperatura dalla stratosfera superiore e centrale a gennaio alla stratosfera inferiore a marzo.
[80] Dai risultati riportati sembra che una migliore comprensione dell’ENSO potrebbe eventualmente contribuire a migliori previsioni stagionali del clima euro-atlantico, ma questa fase non è stata ancora raggiunta. Inoltre, alcuni eventi (come l’El Niño 1991/1992) sembrano essere più difficili da riprodurre rispetto ad altri (come il ciclo ENSO 1986-1989). È anche chiaro che la risoluzione del modello ha un impatto e che l’uso di ensemble è particolarmente importante per studiare l’effetto ENSO sull’Europa nei modelli climatici.
- MECCANISMI
[81] Negli ultimi decenni, si è dedicato molto lavoro a comprendere i meccanismi dietro gli effetti climatici globali dell’ENSO. In questa sezione, vengono discussi i possibili meccanismi, iniziando con gli effetti sugli oceani tropicali e sulla regione del Pacifico settentrionale. I principali meccanismi sono riassunti schematicamente nella Figura 16.
5.1. Effetto sugli oceani tropicali e sul Pacifico settentrionale
[82] Le relazioni tra gli eventi El Niño e le anomalie delle SST (Temperature di Superficie del Mare) negli altri oceani tropicali e nel Pacifico settentrionale sono oggi relativamente ben comprese e vengono spesso denominate “ponte atmosferico” [ad es., Enfield e Meyer, 1997; Trenberth et al., 1998; Alexander et al., 2002; Wang et al., 2004; Liu e Alexander, 2007]. Per quanto riguarda l’Atlantico tropicale, si suggerisce che i venti alisei indeboliti (un cambiamento nella circolazione Walker dell’Atlantico) e un ridotto flusso di calore latente possano essere le possibili cause del ponte [Alexander et al., 2002; Wang, 2004], ma l’effetto potrebbe anche operare indirettamente tramite una circolazione extratropicale alterata [Wang, 2004]. Il “ponte atmosferico” verso il Pacifico settentrionale opera tramite cambiamenti nel ramo extratropicale della circolazione di Hadley, che include anomale convergenze e divergenze a livello superiore. Questo processo può agire come fonte di onde di Rossby, che poi si propagano verso i poli e verso est [vedi Hoskins e Karoly, 1981; Sardeshmukh e Hoskins, 1988] e interagiscono con la circolazione extratropicale, in particolare con l’onda quasi-stazionaria sul settore Pacifico-Nordamericano. La depressione delle Aleutine viene intensificata, portando a un raffreddamento del Pacifico settentrionale centrale e a un riscaldamento lungo la costa dell’Alaska. L’interazione tra la componente stazionaria del flusso e i sistemi meteorologici in movimento, così come l’interazione aria-mare extratropicale, modifica ulteriormente la risposta. Tuttavia, l’effetto netto di questi processi è meno ben stabilito.
Alcune simulazioni di modelli suggeriscono che le variazioni delle SST, causate dall’intensificazione della depressione delle Aleutine, tendono a rafforzare la stessa anomalia atmosferica [Lau, 1997; vedi anche Trenberth e Hurrell, 1994], mentre altri studi suggeriscono un effetto smorzato [vedi Liu e Alexander, 2007].
[83] Il ruolo dei processi oceanici nelle regioni extratropicali è oggetto di discussione in corso, anche se si presume generalmente che, su scala interannuale, le SST extratropicali reagiscano all’atmosfera piuttosto che il contrario. Nel caso della risposta ENSO del Pacifico settentrionale, il trasporto di Ekman potrebbe contribuire alle anomalie delle SST nel Pacifico settentrionale centrale. Inoltre, a causa del ciclo stagionale della profondità del layer mescolato e del processo di “riemersione” delle anomalie di temperatura sepolte sotto un termoclino superficiale durante l’estate, esiste una memoria oceanica extratropicale da un inverno all’altro [Trenberth e Hurrell, 1994; Alexander et al., 2002; Liu e Alexander, 2007].
5.2. Effetto sull’Europa
[84] El Niño potrebbe influenzare il settore dell’Atlantico settentrionale-europeo attraverso diverse catene di meccanismi, i principali attori sono l’area del Pacifico settentrionale, l’Atlantico tropicale e la stratosfera. La visione tradizionale delle teleconnessioni ENSO con l’area dell’Atlantico europeo è quella di un effetto a valle. Questo meccanismo fu probabilmente suggerito per la prima volta da Bjerknes [1966] e implica che la perturbazione della circolazione sopra il settore del Pacifico settentrionale, originata dall’impatto di ENSO sulla circolazione di Hadley del Pacifico, si propaga a valle e porta a una variazione nella struttura delle onde quasi-stazionarie (freccia grigia in Figura 16). Sul settore Pacifico-Nord Americano, la risposta ad El Niño assomiglia (ma non esattamente) alla fase positiva della PNA. Una maggiore attività degli eddy stazionari e un jet più forte sono stati riscontrati sulla costa orientale del Nord America in un modello climatico [Raible et al., 2004]. Il cambiamento dell’onda quasi-stazionaria sopra il Nord Atlantico è stato definito come un’estensione verso est di un modello simile a PNA fino all’Atlantico settentrionale occidentale (e si è riscontrato che è stato sovrastimato nel loro modello) da Cassou e Terray [2001b]. Tuttavia, il modello d’onda emergente sull’Atlantico è meno chiaro che sul Pacifico poiché il segnale interagisce con una circolazione extratropicale altamente variabile [Trenberth et al., 1998; vedi anche Quadrelli e Wallace, 2002].[85] L’accoppiamento Pacifico-Atlantico potrebbe essere amplificato o modificato dall’interazione con la superficie terrestre o la stratosfera. Moron e Gouirand [2003] sostengono che il contrasto termico continente-oceano che si sviluppa sull’Atlantico nord-occidentale nord-occidentale durante gli inverni di El Niño (Figura 3) riduca la ciclogenesi in questa area [vedi anche Hoerling et al., 1997], contribuendo ad un indebolimento della bassa islandese. Ulbrich e Christoph [2001] suggeriscono tentativamente un accoppiamento Pacifico-Atlantico attraverso cambiamenti nelle condizioni di crescita degli eddies transienti sull’Atlantico tramite il trasporto di calore latente e cambiamenti nella baroclinicità. Honda et al. [2001] identificano un altalena tra la bassa Aleutina e quella islandese che si sviluppa a fine inverno. Viene avviato da un’amplificazione della bassa Aleutina e procede sotto forma di due treni d’onda stazionari che si propagano verso il Nord Atlantico. Castanheira e Graf [2003] sostengono che la stratosfera potrebbe essere coinvolta nell’accoppiamento Pacifico-Atlantico ma solo quando il vortice polare è forte.[86] Sull’Atlantico del Nord, possono verificarsi ulteriori interazioni che modificano il segnale. È stato dimostrato che l’ENSO non solo forza o modifica modalità a bassa frequenza come la PNA e la NAO, ma influisce anche sulle statistiche degli eddies sinottici [Compo et al., 2001]. Diversi autori suggeriscono che gli eddies potrebbero essere importanti nel mantenere o amplificare la perturbazione delle onde stazionarie sull’Atlantico del Nord. Una perturbazione inizialmente piccola potrebbe influenzare l’estremità sensibile della traiettoria delle tempeste dell’Atlantico del Nord, che attraverso l’interazione tra eddy transitorio e flusso medio può produrre un segnale ENSO persistente sull’Europa [ad es., Fraedrich, 1994; Cassou e Terray, 2001b; Raible et al., 2004]. Pertanto, il segnale riscontrato in Europa potrebbe derivare sia dalla componente stazionaria che da un feedback degli eddies e quindi comprende interazioni tra diverse scale di flusso [Martineu et al., 1999; Alpert et al., 2006].
[87] Se il segnale ENSO europeo scaturisce da una propagazione a valle dal segnale del Pacifico settentrionale come descritto in precedenza, una non linearità del primo potrebbe essere correlata a una non linearità del secondo [vedi anche Pozo-Váquez et al., 2001]. Lin e Derome [2004], utilizzando un modello atmosferico a equazioni primitive asciutte, hanno riscontrato una risposta più forte della circolazione sull’Atlantico settentrionale per El Niño rispetto a La Niña a causa di una forte sensibilità della risposta ai cambiamenti nello stato medio. Cassou e Terray [2001a, 2001b] suggeriscono che il feedback degli eddies sul flusso medio (come descritto sopra) potrebbe eventualmente promuovere una risposta asimmetrica. La stagionalità del segnale ENSO europeo, in questa prospettiva, può possibilmente essere spiegata da cambiamenti stagionali nel flusso di fondo climatologico [vedi anche Kumar e Hoerling, 1998], con un segnale forte che richiede una velocità minima dei venti occidentali di basso livello sull’Atlantico [Moron e Gouirand, 2003]. Lo stesso meccanismo potrebbe anche spiegare la variabilità tra eventi. I meccanismi suggeriti da Honda et al. [2001] e Moron e Gouirand [2003] favorirebbero un forte accoppiamento Pacifico-Atlantico, e quindi un corrispondente segnale ENSO in Europa, alla fine dell’inverno. (Honda et al. [2001] hanno riscontrato una debole relazione in fase tra il minimo delle Aleutine e l’Islanda all’inizio dell’inverno.) Se l’accoppiamento Pacifico-Atlantico è più forte durante i periodi con un forte vortice polare [Castanheira e Graf, 2003], ciò potrebbe favorire un segnale La Niña relativamente più forte rispetto a El Niño.
[88] Un altro aspetto importante è il ruolo della longitudine del forzante SST tropicale sull’effetto nell’Atlantico settentrionale. Lin e Derome [2004], in un modello di equazioni primitive, non hanno riscontrato quasi alcun effetto per uno spostamento verso ovest di 30° del forzante tropicale. Li et al. [2006], in un GCM accoppiato con un oceano a strato misto, hanno riscontrato che il forzante SST nel Pacifico tropicale occidentale induce una risposta annulare nel campo GPH extratropicale settentrionale a 500 hPa (rafforzata attraverso l’interazione aria-mare extratropicale), mentre il riscaldamento del Pacifico tropicale orientale genera una risposta più localizzata.
[89] Altri autori vedono una probabile influenza dell’ENSO sull’Atlantico settentrionale e sull’Europa attraverso l’Atlantico tropicale. È ben stabilito che El Niño influisce sull’Atlantico tropicale e indebolisce la circolazione di Hadley atlantica [ad es., Ruiz-Barradas et al., 2003; Wang et al., 2004]. Attraverso questo percorso, l’ENSO potrebbe influenzare l’alta pressione delle Azzorre [Cassou e Terray, 2001b] e quindi la NAO e la forza dei venti occidentali. Infatti, le SST dell’Atlantico tropicale (indipendentemente dalla fase ENSO) possono influenzare il clima dell’Atlantico settentrionale tramite la NAO [vedi anche Czaja et al., 2003; Wang, 2004]. Tuttavia, Wang [2002], studiando la circolazione sull’Atlantico tropicale, non ha riscontrato alcuna relazione tra ENSO e la NAO e solo una debole relazione tra l’Atlantico tropicale e la NAO. Almeno, il clima dell’Atlantico tropicale deve essere considerato come un possibile fattore modulante. Ad esempio, Mathieu et al. [2004] notano che la relazione tra ENSO e il clima europeo è diversa quando le anomalie SST nell’Atlantico tropicale sono fuori fase con El Niño [vedi anche Pozo-Vázquez et al., 2001; Gouirand e Moron, 2003; Sutton e Hodson, 2003].[90] Il percorso attraverso l’Atlantico tropicale potrebbe contribuire a spiegare la stagionalità del segnale ENSO. Poiché le SST dell’Atlantico tropicale seguono il segnale ENSO del Pacifico tropicale con un ritardo di 3-6 mesi, si potrebbe aspettare il segnale massimo in Europa in primavera (quando diversi autori trovano un segnale di precipitazione particolarmente forte in Europa) piuttosto che in inverno. Pertanto, è possibile che il segnale ENSO in Europa sia influenzato dal collegamento Nord Pacifico-Nord Atlantico in inverno ma da un collegamento Atlantico tropicale-Nord Atlantico in primavera. La predominanza di un meccanismo sull’altro potrebbe anche aiutare a spiegare parte della variabilità tra eventi o l’apparente comportamento non lineare. Riguardo al segnale ENSO in Europa in autunno e inizio inverno, Moron e Gouirand [2003] ipotizzano che potrebbe essere una conseguenza di un cambiamento nel generale gradiente termico tropicale-extratropicale e del suo effetto sui venti di ponente extratropicali.
[91] Un terzo modo in cui l’ENSO potrebbe influenzare il clima europeo alla fine dell’inverno è attraverso la propagazione verso il basso delle anomalie stratosferiche [vedi Randel, 2004]. La propagazione verso il basso del segnale ENSO dalla stratosfera superiore a gennaio alla stratosfera inferiore in febbraio e marzo è chiaramente osservata e riprodotta dai modelli [ad esempio, Manzini et al., 2006]. Inoltre, si sa dai lavori di Baldwin e Dunkerton [2001] e altri che le anomalie stratosferiche in propagazione verso il basso possono influenzare il tempo al suolo per diverse settimane. Poiché una propagazione dallo strato stratosferico è stata suggerita come un meccanismo per le influenze vulcaniche e solari sulla circolazione extratropicale [ad esempio, Robock, 2000], un meccanismo simile è plausibile anche per l’ENSO. Ci si aspetterebbe che il segnale si proietti sull’NAO [Limpasuvan et al., 2004], il che è il caso per il segnale ENSO. Questo meccanismo potrebbe spiegare solo un segnale alla fine dell’inverno (quando il segnale “canonico” è più forte). Potrebbe spiegare la modulazione QBO dell’effetto dell’ENSO sulla temperatura a Uppsala (Figura 13). Sebbene in buon accordo con le osservazioni, sono necessarie ulteriori prove per questo meccanismo.
5.3. Effetto sulla Stratosfera
[92] Il collegamento stratosfera-troposfera è un’interazione bidirezionale, e la possibile propagazione verso il basso è normalmente preceduta da un accoppiamento verso l’alto. La forza e la temperatura del vortice polare stratosferico di fine inverno sono in gran parte controllate dalle onde planetarie troposferiche, che entrano nella stratosfera e interagiscono con il flusso medio [Holton et al., 1995; Newman et al., 2001]. Durante gli inverni di El Niño, un’accentuata attività delle onde planetarie si propaga dalla troposfera alla stratosfera dove decelera il flusso medio zonale e accelera il flusso meridionale (verso il polo) [ad es., Bro ̈nnimann et al., 2004; Garcı ́a-Herrera et al., 2006; Manzini et al., 2006; Taguchi e Hartmann, 2006; Bro ̈nnimann et al., 2006]. Questo meccanismo è in accordo con la maggior parte delle caratteristiche stratosferiche del segnale ENSO descritte nella sezione 3, come un debole vortice polare, temperature calde della stratosfera artica centrale in primavera, frequenti MMW durante El Niño, aumentato trasporto di ozono verso il polo (rinforzata circolazione di Brewer-Dobson [vedi Randel et al., 2002]) e quindi aumento dell’ozono totale extratropicale durante El Niño, soprattutto nella regione polare di fine inverno [vedi anche Labitzke e van Loon, 1999], e diminuzione dell’ozono sulla stratosfera tropicale [Pyle et al., 2005; Bro ̈nnimann et al., 2006].
[93] Quali schemi di onda troposferica causano l’aumentata attività delle onde planetarie? Sembra che soprattutto un pattern di onda numero uno simile alla PNA sia responsabile [Manzini et al., 2006; Taguchi e Hartmann, 2006]. Chen et al. [2003] hanno mostrato che questo schema influisce sulla rifrazione verso il polo dell’attività ondulatoria ed è chiaramente correlato a ENSO. Inoltre, il pattern simile alla NAO sull’Atlantico del Nord contribuisce anche durante alcuni eventi di El Niño, aumentando la componente ascendente del flusso di attività ondulatoria [Bro ̈nnimann et al., 2006].
[94] Sebbene plausibile, il concetto degli effetti stratosferici di ENSO tramite l’attività ondulatoria planetaria propagante verso l’alto potrebbe essere troppo semplice [vedi anche Baldwin e O’Sullivan, 1995]. Labitzke e van Loon [1999] suggeriscono un meccanismo stratosferico in cui il raffreddamento radiativo della stratosfera tropicale inferiore a causa delle nuvole (legato all’attività convettiva) influisce sull’alto Aleutiano, che poi disturba e alla fine indebolisce il vortice. È ancora necessaria ulteriore ricerca in questo settore.
Figura 17. Rappresentazione schematica degli effetti di El Niño e La Niña sul clima in Europa e sulla stratosfera polare per diverse stagioni. Si noti che per i centri di pressione, così come per la posizione delle piste di tempesta e la forza del vortice polare, vengono mostrati valori assoluti (le deviazioni relative possono essere giudicate dalle dimensioni e dallo stile del font e delle frecce), mentre le precipitazioni e la temperatura si riferiscono a valori relativi.
- CONCLUSIONI [95] Sebbene molte domande rimangano aperte riguardo all’importanza relativa di vari meccanismi e al ruolo di diversi fattori modulanti, questa revisione dei recenti studi rivela che l’effetto di El Niño sul clima europeo è statisticamente significativo, climatologicamente rilevante e almeno in parte compreso. La Figura 17 riassume gli effetti in modo schematico.
[96] Il segnale nel clima europeo è più consistente alla fine dell’inverno e assomiglia (anche se non esattamente!) alla modalità negativa dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO) per El Niño e alla modalità positiva per La Niña. All’inizio dell’inverno, il segnale è quasi opposto sotto molti aspetti, e un segnale leggermente diverso si trova anche in primavera. Potrebbero essere coinvolti diversi meccanismi che insieme producono un segnale che varia con la stagione (con le anomalie più forti alla fine dell’inverno), da evento a evento e su una scala a bassa frequenza. In generale, il segnale è vicino alla simmetria tra El Niño e La Niña, con alcune asimmetrie confermate nella precipitazione mediterranea e possibilmente nelle anomalie SLP dell’Atlantico del Nord. L’impronta nella stratosfera consiste in un vortice polare debole e caldo nella stratosfera artica durante El Niño, propagandosi dalla stratosfera media a quella inferiore nel corso di un inverno. Il segnale stratosferico potrebbe influenzare la circolazione troposferica alla fine dell’inverno.
[97] La Figura 17 mostra il “segnale canonico”, che è il segnale dominante, ad esempio, in un’analisi di clustering. Tuttavia, non tutti gli El Niños mostrano questo segnale. Sebbene ciò sia in gran parte causato dalla variabilità interna della circolazione extratropicale, ci sono anche alcuni effetti più sistematici. A seconda delle condizioni al contorno, il segnale ENSO in Europa non è sempre lo stesso. Un fattore particolarmente importante sono le eruzioni vulcaniche tropicali.
[98] Il segnale ENSO in Europa non è in media molto forte, ma potrebbe comunque essere importante in determinate condizioni. Alcuni eventi di El Niño potrebbero avere un effetto particolarmente intenso. Il prolungato El Niño del 1940-1942 è stato accompagnato nel nord-est dell’Europa da tre degli inverni più freddi del 20° secolo. Questo non è stato solo un evento estremo, ma è anche importante da un punto di vista climatologico. Infatti, rimuovendo questi tre inverni dal registro delle temperature del 20° secolo del nord-est dell’Europa [Brönnimann et al., 2004], la varianza interannuale diminuisce di ben il 17%. Pertanto, un forte evento ENSO può essere importante per la variabilità climatica europea di un intero secolo.
[99] Un altro aspetto importante degli studi sugli effetti dell’ENSO sul clima europeo è la potenziale prevedibilità su scala stagionale. Qualsiasi miglioramento delle previsioni sarebbe molto vantaggioso, poiché attualmente l’abilità di previsione stagionale per gli inverni europei è vicina a zero [van Oldenborgh, 2005]. Gli studi recensiti in questo documento implicano che esiste una certa prevedibilità potenziale del clima europeo su scala stagionale indotta da ENSO, anche se non tutti gli studi sui modelli hanno successo e l’interpretazione dei risultati del modello è discussa. Sarà essenziale distinguere le cause (possibilmente prevedibili) della forte variabilità tra eventi, come le differenze nel segnale tropicale, i fattori modulanti e le risposte non lineari.[100] Infine, comprendere gli effetti dell’ENSO sul clima europeo potrebbe anche essere utile per la nostra comprensione e valutazione dei cambiamenti climatici futuri. La frequenza e l’intensità degli eventi ENSO è cambiata in passato e potrebbe cambiare in futuro. Inoltre, la sua teleconnessione potrebbe cambiare. Questo è particolarmente interessante alla luce dei risultati di Müller e Roeckner [2006], che prevedono un rafforzamento della relazione ENSO-NAO in futuro.
RIASSUNTO GENERALE
L’articolo esamina l’effetto dell’El Niño (e della sua controparte, La Niña) sul clima europeo, con particolare attenzione alle meccaniche delle teleconnessioni e alle interazioni tra l’atmosfera troposferica e stratosferica.
- Ruolo della Longitudine del Forzante SST Tropicale nel Nord Atlantico: Viene esplorato come un cambiamento nella posizione del forzante delle temperature della superficie del mare (SST) tropicale influenzi il clima nell’Atlantico settentrionale. Si è scoperto che diversi modelli danno risultati diversi su quanto sia significativa questa longitudine.
- Influenza dell’ENSO sull’Atlantico Nord: Ci sono evidenze che l’ENSO influisce sull’Atlantico settentrionale e sull’Europa attraverso l’Atlantico tropicale, in particolare influenzando l’Alta Pressione delle Azzorre e quindi l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Tuttavia, le opinioni variano su quanto sia forte questa connessione.
- Effetti Stagionali dell’ENSO: Potrebbe esserci una spiegazione stagionale per l’effetto dell’ENSO in Europa. Mentre l’influenza dell’Atlantico Nord potrebbe prevalere in inverno, un legame tra l’Atlantico tropicale e l’Atlantico nord potrebbe essere più dominante in primavera.
- Interazioni Stratosferiche: L’ENSO può influenzare il clima europeo attraverso la propagazione verso il basso di anomalie stratosferiche. Anomalie stratosferiche possono influenzare il tempo a livello del suolo per diverse settimane. Ciò potrebbe spiegare certe osservazioni climatiche in inverno.
- Interazioni Stratosfera-Troposfera: L’interazione è bidirezionale. Durante gli inverni di El Niño, c’è un’attività ondulatoria planetaria potenziata che interagisce con il flusso medio stratosferico, influenzando diverse proprietà stratosferiche.
- Conclusioni: L’effetto dell’El Niño sul clima europeo è significativo e in parte compreso. Il segnale climatico in Europa è più consistente alla fine dell’inverno. L’impronta dell’ENSO nella stratosfera potrebbe influenzare la circolazione troposferica. L’articolo riconosce che non tutti gli eventi El Niño mostrano lo stesso segnale e che la variabilità inter-evento potrebbe essere dovuta a diverse cause. L’ENSO potrebbe avere un impatto sulla previsione stagionale in Europa. L’articolo conclude evidenziando l’importanza di comprendere questi effetti nell’ottica dei cambiamenti climatici futuri, dato che la frequenza e l’intensità degli eventi ENSO potrebbero cambiare.
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/epdf/10.1029/2006RG000199