Dipolo dell’Oceano Indiano: Processi e Impatti

Dipolo dell’Oceano Indiano: Processi e Impatti
P N VINAYACHANDRAN1,∗, P A FRANCIS2 e S A RAO3
1Centro per le Scienze Atmosferiche e Oceaniche, Istituto Indiano di Scienza, Bangalore 560 012, India
2Centro Nazionale Indiano per i Servizi di Informazione Oceanica, Hyderabad 500 055, India
3Istituto Indiano di Meteorologia Tropicale, Pashan, Pune 411 008, India ∗e-mail: vinay@caos.iisc.ernet.in

L’Oceano Indiano equatoriale è più caldo a est, ha una termoclina e uno strato misto più profondi e supporta un’atmosfera più convettiva rispetto a ovest. Durante alcuni anni, l’Oceano Indiano orientale diventa insolitamente freddo, venti anomali soffiano da est a ovest lungo l’equatore e verso sud-est al largo della costa di Sumatra, la termoclina e lo strato misto si sollevano e la convezione atmosferica viene soppressa. Allo stesso tempo, l’Oceano Indiano occidentale diventa più caldo e aumenta la convezione atmosferica. Questo fenomeno accoppiato oceano-atmosfera in cui convezione, venti, temperatura della superficie del mare (SST) e termoclina partecipano attivamente è noto come Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD). La propagazione delle onde barocliniche di Kelvin e Rossby, eccitate dai venti anomali, gioca un ruolo importante nello sviluppo delle anomalie SST associate all’IOD. Poiché la termoclina media nell’Oceano Indiano è profonda rispetto a quella del Pacifico, si è creduto per lungo tempo che l’Oceano Indiano sia passivo e risponda semplicemente alla forzatura atmosferica. La scoperta dell’IOD e gli studi successivi dimostrano che l’Oceano Indiano può sostenere i propri processi accoppiati intrinseci oceano-atmosfera. Circa il 50% degli eventi IOD negli ultimi 100 anni si sono verificati contemporaneamente all’El Niño Oscillazione Meridionale (ENSO) e l’altra metà indipendentemente. I modelli accoppiati sono stati in grado di riprodurre gli eventi IOD e gli esperimenti di processo con tali modelli – attivando e disattivando l’ENSO – supportano l’ipotesi basata sulle osservazioni che gli eventi IOD si sviluppano sia in presenza che in assenza di ENSO. C’è un consenso generale tra i diversi modelli accoppiati così come l’analisi dei dati che gli eventi IOD che si verificano durante l’ENSO sono forzati da uno spostamento zonale del ramo discendente della cella di Walker verso l’Oceano Indiano orientale. I processi che innescano l’IOD in assenza di ENSO non sono chiari, anche se diversi studi suggeriscono che le anomalie della circolazione di Hadley sono la funzione di forzatura più probabile. L’impatto dell’IOD si avverte nelle vicinanze dell’Oceano Indiano così come in regioni remote. Durante gli eventi IOD, la produttività biologica dell’Oceano Indiano orientale aumenta e ciò a sua volta porta alla morte di coralli su una vasta area. Inoltre, l’IOD influenza le precipitazioni nel continente marittimo, nel subcontinente indiano, in Australia e in Africa orientale. Il continente marittimo e l’Australia soffrono di un deficit di precipitazioni mentre l’India e l’Africa orientale ricevono un eccesso. Nonostante la riuscita previsione a ritroso dell’IOD del 2006 da un modello accoppiato, prevedere gli eventi IOD e le loro implicazioni sulla variabilità delle precipitazioni rimane una grande sfida, così come comprendere le ragioni dietro un aumento nella frequenza degli eventi IOD negli ultimi decenni.

1. Introduzione
I monsoni dominano il clima dell’Oceano Indiano settentrionale e delle masse terrestri adiacenti. I venti sull’Oceano Indiano (figura 1) soffiano da sud-ovest durante maggio-settembre e da nord-est durante novembre-febbraio, e guidano una circolazione che inverte completamente la sua direzione, un fenomeno non osservato in nessun’altra parte degli oceani mondiali (Schott e McCreary 2001; Shankar et al 2002). A causa dei monsoni, la distribuzione spaziale della temperatura della superficie del mare (SST) nell’Oceano Indiano è caratterizzata da acque calde sul lato orientale e più fredde sul lato occidentale, a differenza degli Oceani Pacifico e Atlantico che sono più caldi sul lato occidentale. Infatti, tutte le proprietà caratteristiche dell’oceano mostrano una marcata asimmetria est-ovest nell’Oceano Indiano. L’apporto di acqua dolce nell’oceano, sotto forma di pioggia e drenaggio dalla terra, è maggiore sul lato orientale, causando una salinità inferiore nella parte orientale del bacino rispetto a quella occidentale. Un importante sistema di risalita si trova al confine occidentale e di conseguenza la produttività biologica è maggiore a ovest rispetto a est. La termoclina, che separa l’acqua più calda dello strato misto oceanico dall’acqua più fredda sottostante, si trova più in profondità a est rispetto a ovest. L’asimmetria nella SST influisce anche sull’atmosfera sovrastante: la convezione è maggiore sulla parte orientale dell’oceano e minore a ovest (figura 1).

L’Oceano Indiano equatoriale, tuttavia, sperimenta una forzatura del vento stagionale leggermente diversa e quindi ha una risposta diversa rispetto al Mare Arabico e al Golfo del Bengala. I venti sull’Oceano Indiano equatoriale, in particolare la loro componente zonale, sono deboli durante i monsoni. Tuttavia, compaiono venti occidentali relativamente forti durante la transizione tra i monsoni, prima durante aprile-maggio (primavera) e poi di nuovo durante ottobre-novembre (autunno). Questi venti guidano forti correnti verso est lungo l’equatore, raggiungendo velocità superiori a 1 ms^−1, noti come getti di Wyrtki (1973). I getti di Wyrtki trasportano l’acqua più calda dello strato superiore verso est, che si accumula vicino al confine causando una termoclina più profonda a est rispetto a ovest. La pendenza della termoclina diventa maggiore durante la primavera e l’autunno e il volume di acqua calda e il contenuto di calore dell’Oceano Indiano sono maggiori sul lato orientale rispetto a quello occidentale. Quando la termoclina è bassa, i venti devono lavorare di meno per portare l’acqua più fredda nello strato misto rispetto a quando è profonda. Ovvero, per la stessa intensità del vento, una termoclina più bassa può facilitare il raffreddamento dello strato misto e della SST, mentre una termoclina più profonda potrebbe non farlo. Quindi, i getti di Wyrtki determinano la forma della termoclina nell’Oceano Indiano equatoriale. Climatologicamente, poiché l’Oceano Indiano equatoriale orientale è più caldo, supporta un’atmosfera più convettiva rispetto a quella occidentale (figura 1). La deviazione del sistema oceano-atmosfera da questo stato medio che si verifica durante alcuni anni, caratterizzata da segni opposti di anomalie a est e a ovest, è nota come Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD).

Le possibilità di processi accoppiati aria-mare sull’Oceano Indiano sono state suggerite da diversi studi in passato. Reverdin et al. (1986) hanno analizzato le variazioni interannuali della convezione e della SST nell’Oceano Indiano equatoriale utilizzando rapporti di nave. Hanno suggerito che la dinamica accoppiata aria-mare sull’Oceano Indiano dovrebbe essere considerata per comprendere la variabilità interannuale. Questo suggerimento è stato ispirato da condizioni anomale nel 1961, caratterizzate da anomalie significative della SST fredda a est (tra 80°E e 90°E) e da anomalie calde della SST (SSTA) a ovest. Da osservazioni limitate di nave, Reverdin et al. (1986) hanno concluso che la SSTA influisce sulla nuvolosità, sulle precipitazioni e, di conseguenza, causa anomalie dei venti verso ovest lungo l’equatore. Le anomalie durante il 1961 non erano contemporanee a un ENSO, il che sottolineava il ruolo dei processi di interazione aria-mare controllati dall’Oceano Indiano. Hastenrath et al. (1993) hanno dimostrato che la struttura zonale dell’Oceano Indiano equatoriale risponde ai cambiamenti nella forza dei venti occidentali durante la transizione dal monsone estivo a quello invernale (ottobre-novembre). Venti occidentali più forti guidano un getto equatoriale più veloce causando uno strato misto più profondo e SST più calde a est e comportano risalita di acqua fredda nell’Oceano Indiano equatoriale occidentale. I cambiamenti nello stato dell’oceano influenzano l’atmosfera, in particolare le precipitazioni sull’Africa orientale. La variabilità della SST nell’Oceano Indiano orientale durante il 1994 è stata osservata avere un forte accoppiamento con l’inspessimento della termoclina (Meyers 1996). La termoclina superficiale durante il 1994 è stata causata da getti equatoriali insolitamente deboli (Vinayachandran et al. 1999) a causa di venti anomali da est. Saji et al. (1999) hanno riconosciuto condizioni anomale come nel 1961, 1994 e 1997 nell’Oceano Indiano tropicale come una modalità di dipolo caratterizzata da bassa SST al largo di Sumatra e alta SST nell’Oceano Indiano equatoriale occidentale accompagnata da anomalie di vento e precipitazioni. Hanno mostrato che l’IOD è un fenomeno accoppiato oceano-atmosfera, è indipendente dall’ENSO e circa il 12% della variabilità della SST nell’Oceano Indiano era associata alla modalità di dipolo. Evidenziando l’evento del 1997-98, Webster et al. (1999) hanno anche suggerito che le condizioni anomale presenti durante questo periodo erano dovute a una modalità interna del sistema climatico dell’Oceano Indiano. Un processo accoppiato oceano-atmosfera in cui le onde di Rossby oceaniche causano un approfondimento della termoclina è stato proposto come una caratteristica necessaria che ha portato alla sequenza di eventi culminanti in anomalie che contrastano in direzione est-ovest (Webster et al. 1999). L’accoppiamento oceano-atmosfera durante un IOD coinvolge convezione atmosferica, venti, SST e dinamiche dell’oceano superiore. La scoperta dell’IOD ha portato al riconoscimento che l’Oceano Indiano può supportare le proprie variazioni accoppiate oceano-atmosfera (Schott et al. 2009) e non è semplicemente sottoposto agli eventi che avvengono sull’Oceano Pacifico in connessione con l’ENSO.

La circolazione dell’Oceano Indiano e il suo impatto sul clima regionale è stato un argomento di grande interesse di recente e sono apparse diverse recensioni nella letteratura. La circolazione monsonica dell’Oceano Indiano è stata recensita da Schott e McCreary (2001). Yamagata et al. (2004) e Annamalai e Murtugudde (2004) hanno recensito la variabilità interannuale nell’Oceano Indiano e il suo impatto sulla variabilità climatica. Il ruolo degli Oceani Atlantico, Pacifico e Indiano tropicali sulla variabilità climatica nei tropici è stato recensito da Chang et al. (2006). In una recensione recente, Schott et al. (2009) hanno riassunto il ruolo della circolazione dell’Oceano Indiano sulla variabilità climatica. È ben riconosciuto che il segnale dominante della variabilità interannuale accoppiata nell’Oceano Indiano è l’IOD. L’obiettivo di questa recensione è riassumere la nostra comprensione dell’IOD, in particolare i processi associati agli eventi IOD e le loro implicazioni, considerando che c’è stato uno sviluppo rapido nella nostra comprensione di questi. Una descrizione del fenomeno IOD è data nella sezione successiva seguita da una sezione dedicata ai processi relativi all’IOD. La relazione tra ENSO e IOD è discussa nella sezione 4, seguita dai meccanismi che possono innescare l’IOD nella sezione 5. La sezione 6 riassume l’impatto dell’IOD sul clima regionale e i problemi in sospeso sono elencati nella sezione 7.

La figura 1 presenta una rappresentazione stagionale delle condizioni meteorologiche e oceanografiche sull’Oceano Indiano, con dati specifici per i mesi di gennaio, aprile, luglio e ottobre. Ogni pannello illustra tre elementi principali del clima della regione:

1. Venti: Visualizzati come frecce, la direzione di ciascuna freccia indica la direzione del vento mentre la lunghezza rappresenta la sua velocità, misurata in metri al secondo. La legenda per la velocità del vento è visibile nel pannello di luglio.
2. Temperatura della Superficie del Mare (SST): Colorata in diversi toni di arancione, rosso e blu, dove il rosso e l’arancione indicano temperature più elevate e il blu rappresenta temperature più basse. Questo gradiente di colori mostra la distribuzione termica attraverso l’Oceano Indiano.
3. Radiazione Ondalunga in Uscita (OLR): Indicata con linee di contorno numerate, queste misurano la quantità di energia irradiata nello spazio dall’atmosfera e dalla superficie terrestre, espressa in watt per metro quadrato. I valori più bassi di OLR sono associati ad alta attività convettiva, indicando nuvolosità e potenziali precipitazioni.

Analisi dei pannelli stagionali:

• Gennaio e Aprile: Si osserva una similitudine nelle condizioni con venti che tendono a soffiare da est verso ovest lungo l’equatore. Le temperature della superficie del mare sono generalmente più alte verso est.
• Luglio: Durante il monsone estivo, si evidenziano venti forti che soffiano da sud-ovest a nord-est. La temperatura della superficie del mare è particolarmente elevata nella parte nord-est dell’oceano.
• Ottobre: Segna l’inizio della transizione verso il monsone invernale, con un cambiamento nella direzione dei venti rispetto ai mesi estivi.

Questa figura è cruciale per comprendere le variazioni stagionali delle condizioni meteorologiche e oceanografiche nell’Oceano Indiano e il loro impatto sui modelli climatici regionali.

2. Dipolo dell’Oceano Indiano
Il Dipolo dell’Oceano Indiano si riferisce a uno stato anomalo del sistema oceano-atmosfera. Durante la fase matura di un IOD, che si verifica durante settembre-ottobre, l’Oceano Indiano equatoriale orientale diventa insolitamente freddo e l’Oceano Indiano equatoriale occidentale insolitamente caldo. Le anomalie termiche superficiali fredde (SSTA) sopprimono la convezione atmosferica nell’est mentre le SSTA calde la potenziano nell’ovest. I venti soffiano verso ovest sull’Oceano Indiano equatoriale e da sudovest al largo della costa di Sumatra, quest’ultimo favorevole all’upwelling costiero. I getti equatoriali si indeboliscono, riducendo il trasporto verso est di acqua calda e comportando una termoclina più superficiale del solito nell’est. Il livello del mare diminuisce nell’Oceano Indiano equatoriale orientale e aumenta nella parte centrale. La termoclina si innalza nell’est e si approfondisce nelle zone equatoriali centrale e occidentale dell’Oceano Indiano.

Le anomalie di temperatura associate all’IOD sono osservate anche nell’oceano sottosuperficiale e i segnali sottosuperficiali sono fortemente accoppiati ai segnali superficiali. Lo stato anomalo del sistema oceano-atmosfera descritto sopra è definito come un IOD positivo (pIOD). Si verifica anche l’inverso, un IOD negativo (nIOD), caratterizzato da SSTA più calde, convezione potenziata, livello del mare più alto, termoclina più profonda nell’est e SSTA più fredde, livello del mare più basso, termoclina più superficiale e convezione soppressa nell’ovest. L’IOD negativo può essere considerato come un’intensificazione dello stato normale mentre l’IOD positivo rappresenta condizioni quasi opposte al normale. Pertanto, l’attenzione principale è stata rivolta alla comprensione del pIOD. Questo articolo tratta principalmente degli eventi di pIOD e, per semplicità, è qui denominato IOD.

Un evento IOD può essere rilevato utilizzando l’Indice di Modalità Dipolo (DMI), che è definito come la differenza nelle anomalie della temperatura superficiale del mare tra l’Oceano Indiano equatoriale occidentale e quello orientale. Le medie delle anomalie sono calcolate per un’area nell’Oceano Indiano occidentale delimitata da 50°E a 70°E e da 10°S a 10°N e a est da 10°S all’Equatore e da 90°E a 110°E. In generale, si prevede che il DMI sia superiore a una deviazione standard e che rimanga tale per 3-4 mesi, in un anno di IOD. Le anomalie da ovest a est sono positive durante un anno di pIOD e viceversa.

Nel periodo 1870-1999, si sono verificati 27 eventi di pIOD e gli eventi IOD più recenti sono il 1961, 1963, 1967, 1972, 1982, 1994 e 1997. Durante il 2003, si è innescato un evento di pIOD che si è però interrotto a metà percorso. L’evento IOD più recente si è verificato nel 2006. Ventidue eventi di nIOD si sono verificati anche nel periodo 1870-1999. L’evoluzione dell’IOD è fortemente legata al ciclo stagionale a causa del feedback termodinamico tra un anticiclone atmosferico situato ad est di Sumatra e l’oceano sottostante, dipendente dal ciclo stagionale dei venti.

Tipicamente, un evento IOD inizia a manifestarsi verso la fine della primavera/inizio estate, matura durante settembre-novembre e la maggior parte delle anomalie scompare entro gennaio dell’anno successivo. Anomalie del vento equatoriale orientale e anomalie calde della SST nella parte centrale dell’Oceano Indiano iniziano a comparire durante la primavera. Le anomalie della SST associate all’IOD raggiungono il picco durante settembre-novembre. Per certi eventi, il componente atmosferico appare molto prima, in primavera, sotto forma di anomalie del vento orientale e venti di sudest al largo di Sumatra. Anche se le caratteristiche generali di ogni evento sono simili, ci sono differenze nella localizzazione e nel timing delle anomalie di picco. Per esempio, le anomalie di picco della SST durante l’evento del 1994 sono avvenute circa due mesi prima rispetto all’evento del 1997. Il polo orientale si trova più o meno nella stessa regione per ogni evento poiché l’upwelling costiero è un meccanismo di raffreddamento importante. Nell’ovest, tuttavia, le regioni coperte da anomalie positive variano considerevolmente tra gli eventi. Durante l’evento del 2006, ad esempio, le SSTA positive erano situate a ovest della scatola IOD comunemente considerata, delimitata da 50°E–70°E; 10°S–10°N.

Un abbondante upwelling ha luogo lungo la costa orientale dell’EIO durante un IOD, il quale porta a un’incrementata produttività biologica e influisce sulla bio-geochimica della regione. La copertura dei dati satellitari della concentrazione di clorofilla è limitata agli eventi del 1997-98 e 2006. Durante il forte evento IOD del 1997-98, l’Oceano Indiano equatoriale orientale, che di solito non è molto produttivo, ha sperimentato fioriture di fitoplancton. Questo evento è stato anche associato ad un aumento della concentrazione di clorofilla a nel sud-est del Golfo del Bengala e una diminuzione nella parte sud-ovest della baia. Nel Mar Arabico, l’influenza dell’IOD ha portato a una diminuzione della concentrazione di clorofilla a, della produttività primaria e del flusso di CO₂ dall’oceano all’atmosfera. La concentrazione di clorofilla nelle acque dell’Oceano Indiano occidentale e lungo la costa dell’India mostra una diminuzione durante gli anni IOD del 1997 e 2006. Una maggiore produttività biologica al largo della costa dell’Indonesia nel 1997 ha portato alla morte di una grande area di barriera corallina a causa dell’asfissia causata dall’ossidazione della materia organica nella colonna d’acqua.

I coralli hanno fornito evidenze della presenza di IOD nel presente così come nel passato perché l’upwelling e il raffreddamento che avvengono nell’oceano orientale durante gli eventi IOD lasciano le loro firme nell’ambiente marino, che sono conservate nei record corallini. Le anomalie di Sr/Ca indicano anomalie di temperatura nell’oceano mentre δ¹⁸O indica l’influenza sia della temperatura che della salinità. Tali record dalle Isole Mentawai al largo dell’Indonesia hanno mostrato che diversi IOD si sono verificati nel passato, inclusi un evento nel 1877 che è stato più intenso di quello del 1997. Sul lato occidentale, le fasce di densità dei coralli del Parco Marino di Malindi, Kenya, presentano anch’esse evidenze dell’IOD. Qui, le anomalie di δ¹⁸O erano correlate con l’aumento delle precipitazioni durante gli eventi IOD. Il rapporto Sr/Ca e δ¹⁸O (dopo aver rimosso i segnali di temperatura) dai record corallini trasportano segnali distinti delle anomalie di temperatura e salinità rispettivamente e, quindi, possono essere utilizzati per ricostruire record passati di IOD. Tali record mostrano che gli IOD durante l’olocene medio erano caratterizzati da una durata più lunga del raffreddamento superficiale causato da venti equatoriali trasversali potenziati.

La Figura 2 illustra le anomalie composite per gli anni di IOD positivo tra il 1979 e il 2008, utilizzando dati satellitari. È suddivisa in due pannelli distinti che rappresentano vari aspetti oceanici e atmosferici:

1. Pannello a (a sinistra): Presenta le anomalie della temperatura della superficie del mare (SST), indicate dalle tonalità di colore, e la profondità dell’isoterma dei 20°C, rappresentata dalle linee di contorno. Le aree colorate in arancione e rosso indicano temperature superiori alla media, suggerendo regioni di acqua più calda, mentre le aree in blu indicano temperature inferiori alla media, suggerendo regioni di acqua più fredda. Le linee di contorno che mostrano la profondità dell’isoterma dei 20°C indicano come questa varia, con valori più bassi che indicano una profondità ridotta dell’acqua calda verso la superficie.
2. Pannello b (a destra): Mostra le anomalie dell’Outgoing Longwave Radiation (OLR) in W/m², rappresentate dalle tonalità di colore, e i venti superficiali, visualizzati come vettori. Un valore basso di OLR, indicato dai toni di rosso, riflette una maggiore attività convettiva, correlata a maggiori nuvolosità e precipitazioni. I vettori del vento mostrano la direzione e l’intensità dei venti superficiali, con le frecce che puntano nella direzione verso cui il vento si muove e la loro lunghezza proporzionale alla forza del vento.

Questa figura è cruciale per visualizzare le differenze nelle condizioni oceaniche e atmosferiche rispetto alla media durante gli anni di IOD positivo, evidenziando le caratteristiche anomalie che definiscono questi eventi. Durante un IOD positivo, si osserva tipicamente un raffreddamento nelle regioni orientali dell’Oceano Indiano e un riscaldamento nelle regioni occidentali, accompagnato da significative variazioni nella circolazione atmosferica e nelle precipitazioni regionali.

La Figura 3 illustra le anomalie per gli anni di IOD negativo dal 1979, utilizzando una struttura simile a quella della Figura 2 ma specifica per contesti di IOD negativo. I due pannelli rappresentano le condizioni oceaniche e atmosferiche come segue:

1. Pannello a (a sinistra): Presenta le anomalie della temperatura della superficie del mare (SST), con le tonalità di colore che indicano variazioni rispetto alla media. Le aree in arancione e rosso segnalano temperature superiori alla media, tipicamente osservate nelle regioni orientali dell’Oceano Indiano durante un IOD negativo, mentre le aree in blu indicano temperature inferiori alla media nelle regioni occidentali. Le linee di contorno mostrano la profondità dell’isoterma dei 20°C, con variazioni che indicano spostamenti verticali della colonna d’acqua.
2. Pannello b (a destra): Mostra le anomalie dell’Outgoing Longwave Radiation (OLR) in W/m², evidenziate dalle tonalità di colore, e i venti superficiali, rappresentati come vettori. Valori bassi di OLR in giallo indicano una riduzione dell’attività convettiva, corrispondente a una diminuzione della nuvolosità e delle precipitazioni rispetto al normale. I vettori del vento illustrano la direzione e l’intensità del vento superficiale, che sono cruciali per comprendere le modifiche nella circolazione atmosferica durante gli anni di IOD negativo.

Questo schema di visualizzazione è essenziale per comprendere come durante gli anni di IOD negativo si verifichino cambiamenti significativi rispetto alla norma nelle temperature superficiali del mare e nelle dinamiche atmosferiche, mostrando un impatto completamente opposto rispetto agli anni di IOD positivo. Questa rappresentazione aiuta a capire come il fenomeno dell’IOD negativo modifichi l’ambiente marino e atmosferico dell’Oceano Indiano in maniera distinta rispetto all’IOD positivo.

La Figura 4 rappresenta l’indice del modo dipolo (DMI), un parametro essenziale per analizzare e misurare l’intensità degli eventi di Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD). Il DMI è calcolato come la differenza nelle anomalie della temperatura superficiale del mare (SST) tra la regione occidentale dell’Oceano Indiano (50°E–70°E) e quella orientale (90°E–110°E).

Nel grafico:

• I valori positivi del DMI sono mostrati in rosso, indicando anni di IOD positivo. In questi anni, le temperature superficiali sono più elevate nell’occidente rispetto all’oriente dell’Oceano Indiano, influenzando significativamente il clima regionale con possibili aumenti delle precipitazioni in alcune aree e siccità in altre.
• I valori negativi del DMI sono mostrati in blu, segnalando anni di IOD negativo, con temperature superficiali dell’oceano più fredde nell’occidente rispetto all’oriente. Questi eventi possono portare a condizioni climatiche opposte rispetto agli anni di IOD positivo.

Per migliorare la chiarezza visiva, il DMI è normalizzato rispetto alla sua deviazione standard e lisciato utilizzando una media mobile di 5 mesi. Questa metodologia aiuta a ridurre le fluttuazioni a breve termine e a evidenziare le tendenze più stabili e a lungo termine nel comportamento dell’IOD.

Il grafico offre una visione comprensiva di come le dinamiche climatiche legate al Dipolo dell’Oceano Indiano si siano evolute nel corso del tempo, fornendo uno strumento vitale per i ricercatori e i meteorologi nel monitorare e prevedere gli impatti degli IOD sul clima regionale e globale.

La Figura 5 illustra i pattern di anomalie composite mensili della temperatura della superficie del mare (SST) e della profondità dell’isoterma dei 20°C per gli anni di IOD positivo (pIOD). Le immagini documentano l’evoluzione temporale e stagionale di queste anomalie, dal marzo dell’anno di un pIOD fino a gennaio dell’anno successivo, mostrando come le condizioni cambiano durante e dopo l’evento.

Le immagini sono disposte per rappresentare i mesi alternati, iniziando da marzo:

• Marzo (March): Situato nell’angolo in alto a sinistra, mostra le condizioni iniziali nell’anno di un pIOD.
• Maggio (May), Luglio (July), e Settembre (September): Continuano nella colonna di sinistra, evidenziando le evoluzioni progressive durante l’anno.
• Gennaio (January): L’angolo in alto a destra del composto rappresenta le condizioni al termine dell’evento pIOD e l’inizio dell’anno successivo.

Nel dettaglio dei pannelli:

• Le aree colorate rappresentano le anomalie di SST, con i toni di blu indicanti temperature inferiori alla media e i toni di arancione/rosso temperature superiori alla media.
• Le linee di contorno delineano la profondità dell’isoterma dei 20°C. Una maggiore vicinanza delle linee alla superficie suggerisce una termoclina più superficiale, mentre un distanziamento indica una termoclina più profonda.

Questa rappresentazione visuale offre una comprensione chiara dell’impattante dinamica delle condizioni oceaniche durante un evento pIOD, evidenziando le anomalie di temperatura e le variazioni nella profondità della termoclina. Questi cambiamenti sono cruciali per comprendere come gli eventi pIOD influenzano i pattern climatici regionali, come il monsone e altri fenomeni climatici stagionali, alterando il clima in modi significativi.

La Figura 6 illustra le anomalie composite mensili dell’Outgoing Longwave Radiation (OLR), misurate in W/m² e visualizzate tramite tonalità di colore, e dei venti superficiali, rappresentati come vettori in m/s, durante gli anni di IOD positivo (pIOD). Il grafico mostra una sequenza di mesi alternati partendo da marzo dell’anno di un evento pIOD fino a gennaio dell’anno successivo, evidenziando così le variazioni stagionali e temporali delle condizioni atmosferiche correlate all’evento.

Ecco i dettagli dei pannelli chiave:

• Marzo (March): Questo pannello, situato nell’angolo in alto a sinistra, segna l’inizio delle condizioni atmosferiche osservate durante un pIOD.
• Maggio (May), Luglio (July), e Settembre (September): Visualizzati nella stessa colonna, questi pannelli documentano l’evoluzione delle anomalie climatiche durante i mesi centrali dell’evento pIOD.
• Gennaio (January): Collocato in alto a destra, mostra le condizioni atmosferiche all’inizio dell’anno successivo al pIOD.

Aspetti specifici evidenziati nei pannelli includono:

• OLR (W/m²): Le aree colorate indicano l’intensità dell’OLR, con tonalità più scure che suggeriscono valori più bassi, associati a una maggiore attività convettiva e una maggiore nuvolosità, mentre tonalità più chiare indicano valori più alti, associati a condizioni più asciutte e meno nuvolosità.
• Venti superficiali (ms−1): I vettori illustrano la direzione e l’intensità del vento, con la lunghezza dei vettori che rappresenta la velocità del vento e la loro orientazione che indica la direzione del flusso del vento.

Questa visualizzazione è essenziale per comprendere come le anomalie di OLR e le variazioni nei venti superficiali si manifestino e si sviluppino durante un evento pIOD, offrendo preziose indicazioni sulle modifiche climatiche che possono influenzare specifiche regioni in termini di precipitazioni, copertura nuvolosa e dinamiche atmosferiche generali. Queste informazioni sono cruciali per i ricercatori e i meteorologi che studiano gli impatti degli eventi pIOD sul clima regionale e globale.

3. Processi

L’evoluzione delle anomalie della temperatura della superficie del mare (SST) coinvolge processi accoppiati oceano-atmosfera (Vinayachandran et al. 1999; Murtugudde e Busalacchi 1999; Vinayachandran et al. 2002). I processi oceanici responsabili del raffreddamento delle anomalie SST sono: (1) l’insellamento della termoclina e (2) le variazioni nella profondità del layer misto. Il primo processo dipende principalmente dalla dinamica oceanica sottosuperficiale (i.e., upwelling costiero e in alto mare), mentre il secondo aiuta a ridistribuire l’energia termica nei primi metri dell’oceano. Similmente, i processi atmosferici coinvolti nell’evoluzione della SST includono (1) i flussi di calore oceano-atmosfera e (2) le circolazioni atmosferiche su larga scala. Per comprendere il ruolo degli oceani e dell’atmosfera nell’evoluzione delle anomalie SST durante gli eventi IOD, descriviamo separatamente i processi oceanici e atmosferici in questa sezione, concentrandoci sui loro principali contributi alle anomalie SST.

3.1 Processi oceanici

I modelli di circolazione generale oceanica (OGCM) hanno fornito intuizioni utili sui processi che portano allo sviluppo delle SSTA durante gli eventi IOD (Murtugudde et al. 2000; Vinayachandran 2002). Azionati dai venti e dai flussi superficiali, sono stati in grado di simulare estremamente bene l’evoluzione dell’IOD (Vinayachandran et al. 2007). Tali modelli hanno illustrato che l’upwelling, indotto sia dai venti sia attraverso la propagazione di onde barocline, è un processo importante responsabile del raffreddamento della SST nell’est. I venti zonali semestrali sull’Oceano Indiano equatoriale centrale guidano i getti equatoriali verso est. Le anomalie nei venti zonali indeboliscono o addirittura invertono il getto di Wyrtki, il che causa una diminuzione del trasporto verso est risultando in una termoclina poco profonda a est (Hastenrath et al. 1993; Vinayachandran et al. 1999). La componente lungo costa dei venti fa risalire efficacemente l’acqua più fredda al layer misto quando la termoclina è poco profonda. I flussi di calore aria-mare giocano anche un ruolo significativo nel raffreddamento della SST, in particolare durante le fasi iniziali dello sviluppo dell’IOD (Vinayachandran et al. 2007). Il riscaldamento a ovest è controllato principalmente dai flussi di calore aria-mare e dall’avvezione delle correnti oceaniche. Le onde di Rossby downwelling anomale approfondiscono la termoclina, impedendo il raffreddamento della SST per intrappolamento (Murtugudde et al. 2000). Il ruolo delle onde è ulteriormente elaborato di seguito.

3.2 Ruolo delle onde barocliniche

I venti zonali semestrali sull’Oceano Indiano equatoriale centrale eccitano le onde di Kelvin, che influenzano a distanza le variazioni del livello del mare e la struttura termica lungo l’Oceano Indiano equatoriale orientale. Le anomalie dei venti orientali lungo l’equatore guidano un’onda di Kelvin di risalita anomala che si irradia nell’Oceano Indiano orientale. Dopo aver raggiunto il bacino orientale, queste onde si riflettono in onde di Kelvin e Rossby intrappolate costieramente. Questa onda di Kelvin di risalita solleva la termoclina nell’Oceano Indiano equatoriale orientale, innescando così l’upwelling nell’Oceano Indiano tropicale sudorientale (SETIO). Anche i venti costieri locali, che sono di direzione sud-est durante lo sviluppo e la fase di picco del Dipolo dell’Oceano Indiano, guidano l’upwelling costiero nel SETIO. A causa delle forti anomalie dei venti orientali lungo l’equatore e dei venti sud-orientali lungo le coste di Sumatra/Java, si forma un forte ricciolo di stress del vento anticiclonico anomalo nell’Oceano Indiano tropicale meridionale. Questo ricciolo di stress del vento anomalo forza le onde di Rossby di abbassamento nell’Oceano Indiano tropicale meridionale durante la fase di sviluppo dell’IOD. Similmente, si formano onde di Rossby di abbassamento nell’Oceano Indiano tropicale settentrionale. Negli anni normali si verifica anche l’upwelling in alto mare nell’Oceano Indiano tropicale sud-occidentale, forzato da un ricciolo di stress del vento negativo. Le onde di Rossby di abbassamento irradiate dall’Oceano Indiano sud-orientale si propagano in questa regione di upwelling, approfondiscono la termoclina e riscaldano la SST nell’Oceano Indiano tropicale occidentale. Queste caratteristiche sono chiaramente evidenziate in un’analisi empirica semplice delle funzioni ortogonali (EOF) delle anomalie del livello del mare ottenute da SODA. La prima modalità EOF delle anomalie del livello del mare mostra chiaramente la struttura delle onde di Kelvin e Rossby nell’Oceano Indiano tropicale. Negli anni IOD, le onde di Kelvin di risalita anomale si propagano verso est, si riflettono e poi si propagano come onde di Kelvin intrappolate costiere lungo Sumatra/Java e il Golfo del Bengala. Questo risultato si traduce in anomalie del livello del mare basse nell’Oceano Indiano equatoriale orientale e nel Golfo del Bengala. Le onde di Rossby di abbassamento anomale forzate dal ricciolo di stress del vento anticiclonico durante gli eventi IOD si manifestano come anomalie del livello del mare alte con una pendenza da nord-ovest a sud-est.

La Figura 7 presenta due componenti principali: il pannello superiore, che mostra la prima modalità di funzione ortogonale empirica (EOF) delle anomalie del livello del mare ottenute dai dati SODA (Simple Ocean Data Assimilation), e il pannello inferiore, che mostra una serie temporale delle anomalie del livello del mare con gli eventi di Dipolo dell’Oceano Indiano positivo (IOD) segnalati.

Pannello superiore:

• Visualizza la distribuzione spaziale delle anomalie del livello del mare nell’Oceano Indiano, basata sulla prima modalità EOF, che spiega una percentuale significativa della varianza totale (indicata in percentuale nell’immagine). Le aree colorate indicano regioni dove le anomalie del livello del mare sono più significative. I colori caldi (come il rosso e l’arancione) indicano anomalie positive (livello del mare più alto del normale), mentre i colori freddi (come il blu e il verde) rappresentano anomalie negative (livello del mare più basso del normale).
• Le linee di contorno aggiungono dettagli sulla gradazione e l’intensità delle anomalie.

Pannello inferiore:

• Mostra una serie temporale delle anomalie del livello del mare dal 1950 al 1995. Le anomalie sono rappresentate come deviazioni dalla media, con le barre che mostrano le misurazioni mensili.
• Gli eventi di IOD positivi sono segnalati con una “I” rossa sulla serie temporale, indicando i periodi in cui si sono verificati questi eventi.

Complessivamente, i due pannelli forniscono una visione completa di come le anomalie del livello del mare sono correlate agli eventi di IOD positivi, mostrando sia la loro distribuzione spaziale che la loro occorrenza temporale. Questa figura è cruciale per comprendere le dinamiche dell’Oceano Indiano durante gli eventi di IOD positivi e la loro relazione con le variazioni del livello del mare nella regione.

3.3 Ruolo della salinità

Le variazioni interannuali della salinità superficiale del mare nell’Oceano Indiano sono causate sia dall’apporto di acqua dolce sia dalla dinamica oceanica (Murtugudde e Busalacchi 1998; Perigaud et al 2003; Yu e McCreary 2003; Vinayachandran e Nanjundiah 2009). Una simulazione con modelli accoppiati mostra che significative variazioni interannuali di salinità nell’Oceano Indiano si verificano solo durante gli anni di IOD (Vinayachandran e Nanjundiah 2009). Le scarse osservazioni di salinità nell’Oceano Indiano tropicale impediscono l’identificazione del ruolo della salinità sugli IOD. Tuttavia, utilizzando i modelli di circolazione generale oceanica (OGCM), alcuni ricercatori hanno esaminato il ruolo della salinità sulla SST durante gli eventi di IOD. La barriera salina, che è presente (assente) durante gli anni normali nell’Oceano Indiano equatoriale orientale (occidentale), si erode (forma) durante gli anni di dipolo positivo come risposta alla diminuzione (aumento) delle precipitazioni (Murtugudde et al 2000). Questo si ripercuote sulla SST sotto forma di raffreddamento (riscaldamento) potenziato a causa della forte miscelazione verticale (strato misto poco profondo) nell’Oceano Indiano orientale (occidentale). Masson et al (2004) hanno esaminato il ruolo della salinità sulle correnti equatoriali. Gli easterlies anomali sull’equatore guidano la corrente equatoriale meridionale in superficie e una corrente sottomarina equatoriale in profondità. La corrente equatoriale meridionale trasporta l’accumulo normale di acqua dolce verso ovest, aumenta la stratificazione e crea una barriera salina nell’Oceano Indiano equatoriale occidentale. Come risultato di questa stratificazione superficiale, la miscelazione del vento è limitata e l’ampiezza del momento aumenta nello strato superficiale, risultando in un rafforzamento della corrente equatoriale meridionale e nella continuazione della corrente sottomarina equatoriale (Masson et al 2004). Questi risultati suggeriscono che esista un feedback positivo tra salinità e SST nell’Oceano Indiano tropicale durante un evento di IOD positivo.

3.4 Processi atmosferici

Rispetto alle coste sudorientali degli oceani Pacifico tropicale e Atlantico tropicale, caratterizzate da una lingua di SST fredda e nuvole stratiformi basse, la regione del SETIO (al largo di Sumatra) è un’area di piscina calda (Vinayachandran e Shetye 1991) con intensa convezione (Li et al 2003; Gadgil et al 2004). Su un oceano caldo come l’Oceano Indiano tropicale, una modesta anomalia della SST può indurre convezione profonda in situ, cosicché la relazione SST-nuvole è in fase (Li et al 2003). Poiché una grande parte dell’Oceano Indiano tropicale è coperta da una piscina calda (SST superiore a 28°C) (Vinayachandran e Shetye 1991), la relazione SST-nuvole è in fase. D’altra parte, nell’Oceano Pacifico tropicale, si osservano differenze di fase significative; le massime anomalie di SST si osservano nell’Oceano Pacifico tropicale orientale durante un ENSO caldo, ma la massima anomalia nella convezione associata all’ENSO appare nel Pacifico centrale. La relazione SST-nuvole in fase nell’Oceano Indiano tropicale porta a un feedback negativo tra l’atmosfera e l’oceano. Man mano che aumenta la quantità di nuvole nell’Oceano Indiano tropicale, in risposta all’aumento della SST, la radiazione solare incidente netta diminuisce e raffredda la SST (Li et al 2003). Un altro feedback termodinamico aria-mare nel SETIO è il meccanismo di feedback di Bjerknes. Ad esempio, una diminuzione della SST nel SETIO implica una corrispondente diminuzione della quantità di nuvole in situ. Una diminuzione della convezione atmosferica porta allo sviluppo di onde di Rossby discendenti verso ovest (Gill 1980), risultando in una circolazione anticiclonica anomala ad ovest del centro di convezione diminuito. Poiché i venti lungo il SETIO sono sudorientali durante la fase di sviluppo dell’IOD, la circolazione anticiclonica aumenta le velocità del vento nel SETIO. I venti potenziati, oltre a guidare l’upwelling costiero e la miscelazione verticale, inducono un forte raffreddamento evaporativo della superficie del mare, portando a ulteriori raffreddamenti del SETIO (figura 8). Questo feedback positivo agisce solo durante l’estate boreale, poiché i venti medi lungo il SETIO si invertono in autunno. Durante gli anni di forte IOD (come il 1994 e il 1997), i monsoni estivi asiatici stagionali sudorientali rafforzano l’upwelling costiero associato all’IOD vicino a Sumatra in estate e autunno boreali, aiutando nell’inizio e nel rafforzamento di questi eventi (Halkides et al 2006). D’altra parte, i venti equatoriali occidentali autunnali boreali approfondiscono la termoclina nel bacino orientale, riducendo le SSTA fredde nella regione equatoriale orientale e vicino a Sumatra e Java. Tale processo ha contribuito alla terminazione precoce dell’IOD del 1994. Il ribaltamento stagionale dei venti monsonici durante l’inverno boreale riduce l’upwelling costiero lungo Sumatra e Java, contribuendo ulteriormente alla terminazione dell’IOD.

La Figura 8 mostra uno schema del feedback positivo accoppiato nell’Oceano Indiano equatoriale sudorientale, basato su una modifica di Li et al (2003). Questo diagramma è cruciale per comprendere le interazioni complesse tra vari processi oceanici e atmosferici che influenzano gli eventi di Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD), particolarmente durante un evento IOD positivo.

Elementi chiave della figura:

1. Anomalia Calda SST (Warm SSTA): Rappresentata dal cerchio rosa, indica una regione con temperature superficiali del mare più calde del normale.
2. Anomalia Fredda SST (Cool SSTA): Indicata dal cerchio blu, mostra una regione con temperature superficiali del mare più fredde del normale.
3. Upwelling Kelvin Wave: Rappresentato da linee tratteggiate che attraversano l’equatore da sinistra a destra, queste onde contribuiscono al sollevamento di acque più fredde verso la superficie, raffreddando ulteriormente la SST nella regione.
4. Downwelling Rossby Wave: Illustrato da linee tratteggiate che si muovono da destra a sinistra sotto l’equatore, queste onde favoriscono l’abbassamento della termoclina, potenzialmente riscaldando la SST.
5. Anticiclone Anomalo (Anomalous Anticyclone): Mostrato con un ovale nero, simbolizza una circolazione anticiclonica anomala che influisce sui pattern dei venti e sulle correnti oceaniche nella regione.
6. Upwelling Costiero (Coastal Upwelling): Indicato vicino alla costa di Sumatra, descrive il processo attraverso cui i venti inducono le acque più profonde e fredde verso la superficie lungo la costa, influenzando la SST locale.
7. Vento Meridionale Medio (Mean Southerly): Segnala la direzione prevalente dei venti nella regione, che può influenzare l’upwelling costiero e il movimento delle onde oceaniche.

Questo schema evidenzia come diverse componenti interagiscano per creare un feedback positivo che può amplificare le condizioni esistenti, modificando la temperatura e la dinamica del mare nell’Oceano Indiano equatoriale sudorientale durante gli eventi di IOD positivi.

3.5 Oscillazione Intrasstagionale

Madden e Julian (1972) hanno per la prima volta riportato una variabilità su scale temporali di 30-60 giorni nei venti zonali e nella convezione, comunemente nota come MJO (Madden-Julian Oscillation). La convezione anomala si sviluppa inizialmente nell’Oceano Indiano tropicale occidentale, si propaga verso est attraverso l’Oceano Indiano e il continente marittimo, e poi decade a est del 180°E. Associati alla convezione anomala in propagazione, si eccitano anomalie nella circolazione baroclinica nel campo dei venti; venti orientali (occidentali) a est (ovest) della convezione anomala nella troposfera inferiore (superiore). Nella fase di convezione soppressa della MJO, si verificano anche anomalie nella circolazione baroclinica nell’atmosfera con direzioni opposte. L’attività della MJO diventa debole durante gli anni di IOD in risposta alla forte subsidenza nel SETIO (Rao e Yamagata 2004). Durante gli eventi di IOD puro, la MJO appare prima della terminazione dell’IOD e i venti occidentali associati, le onde di Kelvin di abbassamento anomale approfondiscono la termoclina nel SETIO, interrompendo il coupling aria-mare. La fase di convezione soppressa della MJO, associata con anomalie dei venti equatoriali orientali, può innescare un evento IOD eccitando onde di Kelvin di risalita anomale (Han et al 2006; Rao et al 2009). Le loro simulazioni di modello hanno suggerito che prima dell’inizio del forte dipolo del 1997, è stata eccitata una risonanza oceanica guidata dal vento su scala del bacino con un periodo vicino ai 90 giorni, coinvolgendo la propagazione di onde di Kelvin equatoriali e onde di Rossby del primo modo meridionale attraverso il bacino. Associata alla risonanza c’era una termoclina approfondita nel bacino orientale durante agosto e inizio settembre, che riduceva l’upwelling nell’antinodo orientale dell’IOD, ritardando così l’inversione del gradiente zonale SST equatoriale – un importante indicatore di un forte IOD – di oltre un mese rispetto all’evento IOD del 1994.

4. Dipendenza del DOD dall’El Niño
4.1 Osservazioni
La termoclina media nell’Oceano Indiano è profonda, rispetto al Pacifico. Pertanto, l’inizio di un fenomeno accoppiato che coinvolge l’inspessimento della termoclina (così che l’oceano sottosuperficiale possa interagire con la SST attraverso il mescolamento del vento) è considerato un’impresa difficile. Questa convinzione ha portato al principio che l’Oceano Indiano sia passivo e risponda semplicemente all’atmosfera (Kiladis e Diaz 1989; Venzke et al 2000; Alexander et al 2002), e che la variabilità interannuale della SST dell’Oceano Indiano sia principalmente forzata dall’ENSO, attraverso un ponte atmosferico (Klein 1999; Alexander et al 2002). Il ponte è attraverso la circolazione di Walker che, climatologicamente, ha un moto ascendente sopra il Pacifico occidentale e il continente marittimo, e un moto discendente sopra il Pacifico orientale. Questa normale cella di Walker si inverte durante l’ENSO, con un forte moto discendente sul Pacifico occidentale e sull’Oceano Indiano equatoriale. Circa 4 mesi dopo che si osservano grandi anomalie della SST nell’equatore del Pacifico, tutto l’Oceano Indiano è coperto da anomalie della SST dello stesso segno. Il riscaldamento (raffreddamento) dell’Oceano Indiano durante la fase calda (fredda) dell’ENSO è generalmente esteso a tutto il bacino e dovuto principalmente ai flussi di calore superficiale (Klein et al 1999; Venzke et al 2000). Il ritardo di 4 mesi affinché l’Oceano Indiano si riscaldi in risposta all’ENSO è dovuto all’inerzia termica dello strato superficiale dell’oceano. Tuttavia, il riscaldamento dell’Oceano Indiano associato all’ENSO non è esteso a tutto il bacino in tutte le fasi dell’ENSO. Nelle fasi iniziali di sviluppo di un ENSO, ci sono anomalie SSTA fredde nell’Oceano Indiano equatoriale orientale, ma queste scompaiono man mano che l’El Niño matura (Rasmusson e Carpenter 1982; Huang e Kinter 2002; Hendon 2003; Krishnamurthy e Kirtman 2003). Le correlazioni simultanee tra le SSTA nell’Oceano Indiano orientale e gli indici ENSO tendono a suggerire che gli eventi DOD siano forzati dall’ENSO (Allan et al 2001; Baquero-Bernal et al 2002; Xie et al 2002; Hastenrath 2002; Krishnamurthy e Kirtman 2003; Annamalai et al 2003). L’intenso evento DOD di tempi recenti che si è verificato durante il 1997 coincise con un ENSO molto forte. Tuttavia, i DOD sono occorsi insieme all’ENSO così come indipendentemente, e le SSTA causate dall’ENSO non presentano il modello a dipolo come durante gli eventi DOD. Inoltre, le anomalie associate al DOD sono sincronizzate con il ciclo stagionale, appaiono durante l’estate e l’autunno boreali, mentre le anomalie estese a tutto il bacino associate all’ENSO compaiono principalmente durante l’inverno e la primavera (Tozuka et al 2008). L’EOF delle anomalie della SST mostra un modello esteso a tutto il bacino come primo modo dovuto agli effetti dell’ENSO. Il secondo modo, d’altra parte, mostra un notevole altalena tra l’oceano Indiano orientale e occidentale che è dovuto al DOD e questo modo è indipendente dall’ENSO (Yamagata et al 2004). Circa il 50 percento degli eventi DOD si sono verificati insieme all’ENSO e il resto indipendentemente (Saji e Yamagata 2003; Meyers et al 2007). Chiaramente, l’accoppiamento oceano-atmosfera intrinseco all’Oceano Indiano può portare allo sviluppo di un evento DOD (Saji et al 1999; Yamagata et al 2003, 2004; Behera et al 2006; Chang et al 2006; Schott et al 2009).

4.2 Modelli Accoppiati

I modelli di circolazione generale accoppiati oceano-atmosfera sono stati efficaci nel riprodurre gli eventi IOD, come mostrato per la prima volta da Iizuka et al (2000). Le caratteristiche degli IOD simulati dai modelli sono comparabili a quelle osservate, indicando che questi modelli possono riprodurre fedelmente tali eventi (Iizuka et al 2000; Baquero-Bernal et al 2002; Lau e Nath 2004; Cai et al 2005; Behera et al 2006; Song et al 2007). La questione principale affrontata tramite tali modelli riguarda se l’IOD sia generato da processi intrinseci all’Oceano Indiano o da forzature esterne dal Pacifico.

Nelle simulazioni accoppiate, come quella di 50 anni da Iizuka et al (2000), si osservano meno eventi IOD rispetto a quelle di durata maggiore, come la simulazione di 100 anni con il CCSM 2 (Vinayachandran e Nanjundiah 2009). Tale ricerca ha rilevato una scarsa correlazione tra DMI e SSTA nella regione NINO3, suggerendo che l’IOD in questo modello opera indipendentemente dall’ENSO. Altre simulazioni hanno mostrato che, mentre l’ENSO può indurre una variabilità a dipolo, ci sono componenti del modello che generano strutture a dipolo indipendenti dall’ENSO, come forzature da flussi atmosferici (Baquero-Bernal et al 2002).

Gli studi sul modello SINTEX indicano che, anche se l’ENSO viene soppresso, le condizioni IOD si manifestano con modalità simili a quelle in cui l’ENSO è attivo, suggerendo una forte indipendenza dell’IOD dai processi dell’ENSO (Gualdi et al 2003; Fischer et al 2005). Tuttavia, alcuni modelli suggeriscono che le condizioni atmosferiche legate all’ENSO possono facilitare la generazione dell’IOD (Lau e Nath 2004).

La variazione del pattern IOD nei diversi modelli accoppiati dimostra l’importanza della configurazione della termoclina e della sua interazione con la SST. Questo aspetto è fondamentale per comprendere e prevedere gli eventi IOD nei modelli di circolazione generale accoppiati, dove l’accoppiamento dinamico avviene principalmente attraverso lo stress del vento e quello termodinamico attraverso la SST e i flussi di calore aria-mare.

In sintesi, l’analisi dei modelli suggerisce che l’Oceano Indiano può generare processi di interazione aria-mare autonomi, cruciali per l’evoluzione dell’IOD, indipendentemente dall’ENSO. Questi risultati enfatizzano la necessità di ulteriori indagini sui meccanismi di formazione degli eventi IOD nei modelli accoppiati e la possibilità di sopprimere artificialmente l’influenza dell’ENSO per studiare più accuratamente questi fenomeni.

5. Innesco

L’evoluzione dell’evento del 1997-98 insieme a un El Niño ha sollevato l’ipotesi che l’ENSO possa indurre anomalie dei venti contrastanti nell’Oceano Indiano equatoriale che possono maturare in un IOD (Ueda e Matsumoto 2001). Tuttavia, questo meccanismo non è in grado di spiegare tutti gli IOD, in particolare quelli formatisi durante gli anni non-ENSO. Le firme degli eventi IOD iniziano ad apparire in primavera (marzo-aprile) e, quindi, diversi studi hanno esplorato un meccanismo che potrebbe indurre anomalie dei venti orientali lungo l’equatore e venti di sudest al largo di Sumatra. Le piogge primaverili nell’Oceano Indiano equatoriale orientale (EEIO) sono contemporaneamente correlate con la SSTA del Pacifico centro-occidentale e non correlate con la SSTA locale (Annamalai et al 2003). Sulla base di ciò, Annamalai et al (2003) hanno proposto che l’iniziazione dell’IOD avvenga in primavera boreale, che è il periodo in cui la forzatura esterna dal Pacifico può influenzare l’Oceano Indiano. In questo meccanismo, la SSTA calda nel Pacifico centro-occidentale modifica la circolazione di Walker e porta a una subsidenza sull’EEIO e l’IOD cresce tramite il feedback di Bjerknes. Tuttavia, i loro esperimenti con un AGCM hanno mostrato una risposta piuttosto debole delle piogge dell’EEIO alla SSTA del Pacifico centro-occidentale e non è stato fatto alcun tentativo di dimostrare che le anomalie della SST e della profondità della termoclina evolvano in condizioni favorevoli per l’IOD. Secondo Kajikawa et al (2001), l’intensificazione della cella di Hadley sopra il Pacifico occidentale può aumentare i venti di sudest nell’EEIO, il raffreddamento della SST e la soppressione della convezione, innescando un IOD. L’intensificazione avviene durante l’estate e può essere dovuta sia all’ENSO sia al monsone. Tuttavia, le anomalie dei venti associate agli IOD appaiono durante la primavera (Vinayachandran et al 1999, 2007) che il meccanismo sopra citato non riesce a spiegare.

Fischer et al (2005) hanno esaminato i meccanismi di innesco dell’IOD sia in presenza che in assenza di El Niño utilizzando un modello accoppiato. In presenza dell’ENSO, poiché la convezione si sposta verso est nel Pacifico durante lo sviluppo dell’ENSO, si verificano anomalie dei venti orientali nell’Oceano Indiano orientale e la termoclina diventa poco profonda. Ciò è seguito dallo sviluppo di venti favorevoli all’upwelling e da una ridotta precipitazione, innescando la crescita di un IOD. In assenza di ENSO, l’innesco proviene da un’anomalia nella circolazione di Hadley durante aprile-maggio caratterizzata da venti trasversali equatoriali meridionali e da una riduzione delle piogge nel SETIO, completamente indipendente dai processi atmosferici e oceanici nel Pacifico. È interessante notare che questi sono preceduti da anomalie della SSTA in marzo-aprile suggerendo che l’innesco abbia origine nell’oceano.

In una deviazione notevole da tutte le altre teorie, Francis et al (2007) hanno proposto che i cicloni sulla Baia del Bengala durante la stagione primaverile possano innescare eventi IOD. L’inizio della convezione soppressa nel SETIO è causato dai gradienti di pressione meridionali creati da cicloni severi sulla baia. Lo sviluppo di questa convezione anomala in IOD è effettuato dal fatto che la soppressione della convezione a est è associata al potenziamento della convezione a ovest (Gadgil et al 2003, 2004), il primo che porta a venti di sudest al largo di Sumatra e venti orientali sull’EIO.

Gli eventi IOD sono preceduti da un’onda di Rossby in discesa che origina dal confine orientale (Vinayachandran et al 2002). Queste onde precondizionano l’oceano indiano equatoriale occidentale approfondendo la termoclina. Tali propagazioni d’onda durante il 1993 e il 1996 hanno fornito un contesto favorevole per l’evoluzione degli eventi IOD durante il 1994 e il 1997, rispettivamente.

Le onde di Rossby possono anche eccitare un’onda Kelvin che predispone la termoclina nell’Oceano Indiano orientale, come nei casi del 2003 e 2006 (Rao et al 2009). L’intensificazione della porzione settentrionale dell’ITCZ in marzo o una fase di convezione soppressa di un MJO possono anche limitare la convezione, innescando un IOD (Rao et al 2009). Un parametro chiave coinvolto nell’interazione accoppiata oceano-atmosfera che culmina nell’IOD è la profondità della termoclina (Li et al 2003). Una termoclina poco profonda a est è una condizione necessaria affinché l’upwelling funzioni efficacemente per raffreddare la SST (Vinayachandran et al 1999, 2002, 2007; Murtugudde et al 2000). Pertanto, la predisposizione della termoclina fornisce un contesto favorevole e, probabilmente, una condizione necessaria per la formazione dell’IOD (Annamalai et al 2005). La predisposizione dell’Oceano Indiano può essere causata dalla variabilità decennale del Pacifico, che può influenzare l’Oceano Indiano sia attraverso l’atmosfera che attraverso l’ITF (Annamalai e Murtugudde 2004). La prima è effettuata attraverso anomalie dei venti zonali lungo l’equatore e un anticiclone a est di Sumatra, e la seconda attraverso l’influenza dell’ITF sulla termoclina (Annamalai et al 2005). Di conseguenza, gli eventi IOD sono più forti nei decenni durante i quali la variabilità decennale del Pacifico favorisce una termoclina poco profonda nel SETIO, come negli anni ’60 e ’90. Essendo un processo accoppiato oceano-atmosferico, l’innesco di un IOD può originarsi sia nell’oceano sia nell’atmosfera. Tutti gli studi menzionati sopra, eccetto Rao et al (2009), indicano un innesco dall’atmosfera, sia tramite una modifica della circolazione di Walker che della cella di Hadley. Questo è coerente con l’evoluzione degli eventi IOD nell’ultimo decennio; le osservazioni suggeriscono che i primi segni dell’IOD appaiano come easterlies anomali lungo l’equatore e southeasterlies anomali al largo di Sumatra (ad es. l’evento IOD del 2006 (Vinayachandran et al 2007)). La scarsità della termoclina è cruciale per l’ulteriore sviluppo dell’IOD poiché è un parametro cruciale per il feedback di Bjerknes. C’è una relazione quasi perfetta di altalena nella convezione tra le caselle orientale e occidentale dell’IOD; ogni volta che la convezione è potenziata sul lato orientale, è soppressa a ovest e viceversa (Gadgil et al 2003, 2004). Pertanto, una volta che la termoclina è predisposta, il potenziamento della convezione sia a ovest sia a est può innescare un feedback positivo.

6. Influenza del Dipolo dell’Oceano Indiano sul sistema climatico regionale

6.1 IOD e le piogge dell’Africa orientale

La variabilità delle piogge nell’Africa orientale ha un impatto profondo sul sostentamento di milioni di persone in questa regione dei paesi in via di sviluppo, che dipendono principalmente dall’agricoltura pluviale e dalle pescherie regionali. La relazione tra la SST nell’Oceano Indiano tropicale e il clima nelle regioni circostanti è stata esplorata da diversi studi anche prima della scoperta dell’IOD (Saha 1970; Reverdin et al 1986; Nicholls 1995; Nicholson e Kim 1997; Goddard e Graham 1999). Molti di questi studi si sono concentrati sulla convezione anomala e sulle precipitazioni nei paesi dell’Africa orientale nel 1961/62 e l’hanno attribuita all’insolitamente calda parte occidentale dell’Oceano Indiano equatoriale. In generale, l’influenza della SST dell’Oceano Indiano tende a dominare nella variabilità delle piogge in Africa nella fase calda dell’ENSO, e l’Oceano Atlantico controlla le piogge dell’Africa nella fase fredda (Nicholson e Kim 1997). Esperimenti con modelli di circolazione generale atmosferica per quantificare l’influenza relativa degli oceani Indiano e Pacifico suggeriscono che, anche se le anomalie della SST del Pacifico influenzano l’attività pluviometrica nella regione africana, la risposta atmosferica alla variabilità dell’Oceano Indiano è essenziale per la simulazione della corretta risposta delle piogge nel centro, sud e est dell’Africa, in particolare la simulazione dell’osservato modello a dipolo delle piogge nell’Africa centrale-orientale/meridionale (Goddard e Graham 1999). È interessante notare che alcuni studi suggeriscono che la teleconnessione tra le piogge dell’Africa orientale e l’ENSO sia una manifestazione di un collegamento tra ENSO e l’IOD (Black et al 2003).

Dopo la scoperta dell’IOD (Saji et al 1999; Webster et al 1999), diversi studi hanno investigato il ruolo dell’IOD nella regolazione del clima regionale. Si tende a riscontrare un aumento delle piogge nell’Africa orientale tropicale e siccità in Indonesia negli anni dell’IOD (Saji et al 1999). La correlazione tra il DMI e le precipitazioni sulla regione del monsone asiatico conferma ciò (figura 9). Le inondazioni estreme nei paesi dell’Africa orientale nel 1961-62 e 1997-98 (figura 10) sono state associate a condizioni anomale nell’Oceano Indiano (Saji et al 1999; Webster et al 1999; Birkett et al 1999; Saji e Yamagata 2003). Le condizioni estreme di inondazione nella regione dell’Africa orientale nel 1997-98 non possono essere attribuite a una risposta esagerata all’El Niño poiché la correlazione tra le piogge dell’Africa orientale e la SST del Pacifico centrale è solo di 0,24 (Webster et al 1999; Latif et al 1999). Inoltre, un’inondazione simile nel 1961-62 non è avvenuta contemporaneamente a un El Niño. L’aumento delle piogge nella regione dell’Africa orientale è associato a una maggiore convergenza di umidità dovuta a forti venti occidentali sul centro Africa e venti orientali dall’Oceano Indiano equatoriale come risposta al polo occidentale caldo dell’IOD (Ummenhofer et al 2009). L’anomalia della SST nel polo occidentale dell’IOD ha più impatto sulle brevi piogge dell’Africa orientale rispetto a quello del polo est (Ummenhofer et al 2009), queste anomalie della SST risultano dall’influenza sub-superficiale forte a causa delle onde di Rossby che si propagano legate agli eventi IOD (Rao e Behera 2005). Questa modalità accoppiata aria-mare a lenta propagazione potrebbe essere un indicatore per la previsione degli eventi di breve pioggia indotti dall’IOD con ampio anticipo. I modelli di circolazione generale atmosferica e accoppiati oceano-atmosfera sono stati in grado di simulare abbastanza bene l’associazione osservata tra il DMI e le piogge dell’Africa orientale (Behera et al 2003; Conway et al 2006). Pertanto, anche i modelli accoppiati potrebbero essere utilizzati per prevedere le brevi piogge dell’Africa orientale.

La figura 10 mostra due mappe delle precipitazioni per l’Africa in a) novembre 1961 e b) ottobre 1997. Queste mappe utilizzano dati di precipitazioni globali grigliati provenienti da stazioni meteorologiche (Chen et al 2002), e sono visualizzate per evidenziare la distribuzione spaziale delle precipitazioni in millimetri al giorno.

Nella figura:

• Le tonalità di blu rappresentano l’intensità delle precipitazioni: tonalità più scure indicano una quantità maggiore di precipitazioni. La scala di colori a destra della figura mostra che le precipitazioni variano da 0 a 12 mm/giorno.
• I confini dei paesi sono delineati da linee nere.

Dalla mappa di novembre 1961 (a), si osserva un’intensa precipitazione su un’ampia area dell’Africa orientale e centrale, suggerendo un periodo di piogge eccezionalmente abbondanti. Nella mappa di ottobre 1997 (b), l’intensità delle precipitazioni sembra concentrarsi lungo la costa orientale dell’Africa, interessando regioni come la Somalia e l’Etiopia.

Queste mappe sono significative poiché rappresentano eventi di inondazione estremi legati a condizioni oceaniche e atmosferiche anomale. In particolare, si ritiene che questi episodi di precipitazioni intense siano influenzati da fenomeni come l’ENSO e l’IOD, che giocano un ruolo chiave nella variabilità delle precipitazioni nella regione africana durante questi anni specifici.

6.2 IOD e le piogge del monsone estivo indiano

Un importante progresso nella nostra comprensione della variazione interannuale delle piogge del monsone estivo indiano (ISMR) è avvenuto negli anni ’80, con la scoperta di un forte legame con El Niño e l’Oscillazione Meridionale (ENSO), il segnale dominante della variazione interannuale del sistema accoppiato oceano-atmosfera sul Pacifico (Sikka 1980; Pant e Parthasarthy 1981; Rasmusson e Carpenter 1983). C’è una alta propensione a un deficit del monsone durante gli eventi ENSO caldi, con un deficit in 21 dei 25 eventi durante il periodo 1875-1979, che includeva 9 delle 11 stagioni con le maggiori anomalie (Rasmusson e Carpenter 1983). Tuttavia, mentre la maggior parte delle siccità è associata a un indice Nino 3.4 positivo (condizione di El Niño), ci sono state siccità nel 1974 e nel 1985 che sono associate ad anomalie negative della SST nella regione Nino 3.4.

La correlazione tra DMI e ISMR è piuttosto debole (figura 9). Tuttavia, se consideriamo caso per caso, degli 11 eventi IOD positivi intensi (anomalie nel DMI superiori a una deviazione standard) che si sono verificati durante il periodo 1958-1997, otto eventi (1961, 1963, 1967, 1977, 1983, 1994, 1993 e 1997; ovvero il 73% degli eventi IOD positivi durante questo periodo) sono associati ad anomalie positive dell’ISMR contemporaneo (Ashok et al 2001). Allo stesso modo, dei tre eventi IOD negativi durante il 1958-97, due eventi (1960 e 1992) corrispondono ad anomalie negative dell’ISMR.

È interessante notare che la correlazione scorrevole tra l’ISMR e l’ENSO ha una tendenza opposta a quella tra ISMR e IOD; ovvero, quando la correlazione ISMR-ENSO (negativa) è forte, la correlazione ISMR-IOD (positiva) è debole. Questa forte relazione positiva tra l’IOD e l’ISMR durante gli anni ’60 e ’90 potrebbe essere una delle ragioni delle stagioni di monsone in eccesso nel 1961, 1994 e del monsone quasi normale nel 1997. Tuttavia, né l’ENSO né l’IOD possono spiegare tutti gli eccessi/siccità nel monsone estivo indiano. Pertanto, anche se alcuni studi di modellazione con AGCM e OAGCM accoppiati suggeriscono che gli eventi IOD positivi possono intensificare le piogge del monsone estivo indiano (Ashok et al 2001, 2004; Guan e Yamagata 2003; Guan et al 2003), abbiamo ancora bisogno di comprendere il ruolo dell’IOD nella variazione interannuale dell’ISMR.

La figura 11 presenta un diagramma di dispersione che mostra la relazione tra l’anomalia normalizzata delle precipitazioni del monsone estivo indiano (ISMR) e l’anomalia della temperatura superficiale del mare (SST) nell’indice Nino 3.4. Entrambe le anomalie sono normalizzate rispetto alle rispettive deviazioni standard, il che aiuta a capire meglio la correlazione tra queste due variabili, indipendentemente dalle loro ampiezze assolute.

• Asse x (orizzontale): Mostra l’anomalia SST del Nino 3.4, che varia da -3 a +2, indicando condizioni più fredde o più calde rispetto alla media nel Pacifico centrale.
• Asse y (verticale): Mostra l’anomalia normalizzata dell’ISMR, che varia da -2 a +2, dove i valori positivi indicano piogge monsoniche superiori alla media e i valori negativi indicano piogge inferiori alla media.

I punti neri nel grafico rappresentano gli anni senza eventi IOD significativi, mentre i punti rossi rappresentano gli anni con eventi IOD positivi o negativi. Gli anni sono etichettati sui rispettivi punti per riferimento.

La correlazione di 0.53 indicata nel grafico suggerisce una correlazione moderata tra l’anomalia ISMR e l’indice Nino 3.4, indicando che in alcuni anni, le variazioni della temperatura del mare nel Pacifico centrale (El Niño/La Niña) hanno un impatto moderato sulla quantità di pioggia ricevuta durante il monsone in India.

Questa analisi è fondamentale per comprendere come i cambiamenti nella temperatura del mare influenzino le precipitazioni del monsone in India, con importanti implicazioni per l’agricoltura, la gestione delle risorse idriche e la pianificazione in risposta a possibili alluvioni o siccità.

La figura 12 illustra le correlazioni scorrevoli di 41 mesi tra l’indice NINO3 e le precipitazioni del monsone estivo indiano (ISMR, rappresentate dalla curva tratteggiata, moltiplicata per -1) e tra l’indice del Dipolo dell’Oceano Indiano (DMI) e l’ISMR (rappresentate dalla curva continua).

• La curva tratteggiata rappresenta la correlazione tra l’indice NINO3 e l’ISMR, ma i valori sono stati moltiplicati per -1. Ciò significa che un valore positivo in questa curva indica in realtà una correlazione negativa tra l’indice NINO3 e l’ISMR. Questo è tipico poiché gli eventi di El Niño (indicati da un valore elevato dell’indice NINO3) di solito portano a una riduzione delle precipitazioni del monsone in India.
• La curva solida mostra la correlazione diretta tra l’indice DMI e l’ISMR. I periodi in cui la curva si sposta verso l’alto indicano una correlazione positiva tra un IOD positivo e un aumento delle precipitazioni del monsone.

Il grafico mostra che le due curve presentano tendenze generalmente opposte. Quando la correlazione tra l’indice NINO3 e l’ISMR è negativamente forte (picchi verso l’alto nella curva tratteggiata), la correlazione tra DMI e ISMR tende ad essere più debole, e viceversa. Questo suggerisce che l’IOD può avere un’influenza compensativa o diversa su ISMR rispetto a quella di ENSO, particolarmente nei periodi in cui la relazione ENSO-ISMR si indebolisce.

Il coefficiente di correlazione di 0.38 è indicato come significativo al 90%, secondo lo studio di Ashok et al 2001. Questo dimostra che le correlazioni osservate tra questi indici e l’ISMR sono statisticamente significative, indicando una relazione forte e affidabile tra questi fenomeni climatici e le precipitazioni del monsone in India.

6.3 ISMR e oscillazione dell’Oceano Indiano equatoriale

L’estrema siccità del 2002 e il fatto che nessuna delle previsioni fosse in grado di anticipare questa siccità, hanno innescato dibattiti sui fattori che influenzano la variabilità dell’ISMR. Questa siccità non era associata né a un evento di El Niño particolarmente forte né a un evento negativo dell’IOD (Gadgil et al 2002). Nel 2003, l’ISMR si avvicinò molto alla sua media a lungo termine. Il modello medio di luglio della radiazione infrarossa a lunga onda emessa (OLR), usato come proxy per la convezione tropicale, sulla regione indiana e sull’Oceano Indiano equatoriale nel 2003 era esattamente opposto a quello del 2002. Nel 2002, c’era un’anomalia alta di OLR sulla parte occidentale della regione indiana e sull’Oceano Indiano equatoriale occidentale (WEIO), mentre l’anomalia di OLR era negativa (indicando maggiore convezione) sull’Oceano Indiano equatoriale orientale (EEIO). Questi non sono eventi isolati.

Gadgil et al (2004) hanno definito questa oscillazione nella convezione sul WEIO e EEIO come l’oscillazione dell’Oceano Indiano equatoriale (EQUINOO). Suggeriscono che i venti lungo l’Oceano Indiano equatoriale possono essere considerati una misura dell’intensità dell’EQUINOO, rispondendo al gradiente di pressione causato dal riscaldamento differenziale nell’atmosfera. L’indice EQUINOO (EQWIN) è definito come il negativo dell’anomalia del vento zonale sull’Oceano Indiano equatoriale centrale. L’IOD è un fenomeno accoppiato e le sue firme sono visibili anche nella convezione e nel vento superficiale sull’Oceano Indiano equatoriale. Ci sono occasioni in cui tali anomalie sono presenti senza un segnale di dipolo di SST (Francis 2006). Pertanto, anche se tutti gli eventi IOD sono associati con EQUINOO, il contrario non è necessariamente vero.

Quando si considera l’influenza relativa di EQUINOO e IOD sulla ISMR, si osserva che la ISMR è meglio correlata con EQUINOO che con IOD (Gadgil et al 2004). La relazione tra ISMR con EQWIN e DMI è mostrata nella figura 14a&b. La correlazione DMI-ISMR è solo 0,05. D’altra parte, la correlazione EQWIN-ISMR è significativamente alta (0,45). Mentre la ISMR è negativamente correlata all’OLR sulla WEIO, è positivamente correlata all’OLR sulla EEIO (figura 15). Di conseguenza, un monsone eccessivo (siccità) è associato con una convezione potenziata (soppressa) sulla WEIO e soppressa (potenziata) sulla EEIO. In altre parole, un EQUINOO positivo è favorevole per il monsone indiano e un EQUINOO negativo è altamente sfavorevole. Tutte le stagioni di monsone eccessivo/siccità nel periodo 1958–2003 sono associate con la fase favorevole/sfavorevole di ENSO o EQUINOO o entrambi (Gadgil et al 2004). Esiste una chiara separazione tra le stagioni di eccesso e siccità quando rappresentate nel piano di fase degli indici EQWIN e ENSO (che è il negativo dell’anomalia SST normalizzata nella regione NINO3.4), come mostrato nella figura 16. La ricostruzione lineare della ISMR sulla base della regressione multipla dall’indice NINO3 e dal vento zonale sull’Oceano Indiano equatoriale specifica meglio la ISMR rispetto alla regressione con solo l’indice NINO3 (Ihara 2007). È evidente che monitorare e prevedere EQUINOO e IOD è essenziale per la previsione della ISMR. Anche se ora è stabilita l’associazione tra EQUINOO e gli estremi della ISMR, il meccanismo attraverso il quale EQUINOO influenza il monsone indiano deve ancora essere compreso. Una spiegazione per l’aumento delle precipitazioni nella regione indiana durante l’evento IOD positivo è attraverso il flusso trasversale equatoriale potenziato verso il Golfo del Bengala a causa del forte gradiente SST meridionale attraverso la EEIO (Guan 2003). Tuttavia, durante la maggior parte degli eventi IOD, le maggiori anomalie di precipitazione e convezione sono osservate nella parte occidentale del paese (figura 13). È necessaria una ricerca più mirata per affrontare questo problema.

La figura 13 illustra i modelli di anomalie della radiazione infrarossa a lunga onda (OLR) misurati dal satellite NOAA AVHRR per quattro mesi specifici, rappresentativi delle condizioni durante i monsoni in anni diversi. L’OLR è utilizzato come indicatore della convezione atmosferica e, quindi, delle precipitazioni: valori negativi (colori blu scuro) indicano un aumento della convezione e delle precipitazioni, mentre valori positivi (colori rossi e arancioni) indicano convezione ridotta e minori precipitazioni.

• a) Luglio 2002: Mostra alte anomalie di OLR sopra la parte occidentale dell’Oceano Indiano equatoriale e l’India occidentale, segnalando una convezione soppressa e, quindi, meno precipitazioni in queste aree. Questo modello corrisponde a un periodo di siccità nel monsone indiano.
• b) Luglio 2003: L’anomalia di OLR è esattamente opposta a quella del 2002, con bassi valori (più convezione e precipitazioni) sopra l’India occidentale e l’Oceano Indiano equatoriale occidentale.
• c) Agosto 1986: Presenta un modello di anomalie simile a quello di luglio 2002, con alte anomalie su aree simili, suggerendo anch’esso un periodo di minore attività monsonica.
• d) Agosto 1994: Ha un modello simile a quello di luglio 2003, con anomalie negative sopra le stesse regioni, indicando una stagione monsonica più attiva.

Questi dati dimostrano come l’OLR possa essere impiegato per identificare cambiamenti significativi nella convezione e nelle precipitazioni da un anno all’altro, fondamentali per comprendere la dinamica del monsone indiano.

La figura 14 presenta due grafici di dispersione che correlano l’ISMR (Indian Summer Monsoon Rainfall) con due indici differenti: EQWIN e DMI.

• a) ISMR vs EQWIN: Questo grafico mostra una correlazione significativa tra ISMR ed EQWIN, con un coefficiente di correlazione di 0.45. Illustra una tendenza in cui valori più alti di EQWIN sono associati a valori più alti di ISMR, suggerendo che un aumento della convezione nell’Oceano Indiano equatoriale è correlato a precipitazioni monsoniche più intense in India.
• b) ISMR vs DMI: La correlazione tra ISMR e DMI è molto debole, con un coefficiente di correlazione di 0.05. Il grafico non mostra una tendenza chiara, indicando che la variabilità del monsone indiano non è fortemente influenzata dalle variazioni del DMI, che misura le differenze di temperatura della superficie del mare tra le parti occidentale ed orientale dell’Oceano Indiano.

Questi grafici sono fondamentali per comprendere come diversi fattori climatici e oceanici possano influenzare le precipitazioni monsoniche in India, evidenziando l’importanza dell’EQUINOO rispetto al DMI per la previsione delle piogge monsoniche.

6.4 IOD e le precipitazioni in Australia

Gli anni di siccità estensiva in Australia sono stati associati a temperature generalmente basse della superficie del mare (SST) nelle basse latitudini dell’Oceano Indiano orientale (Streten 1981, 1983). Le precipitazioni su gran parte dell’Australia tendono ad essere inferiori alla media durante gli eventi di El Niño (Ropelewski e Halpert 1987). Tuttavia, in alcuni eventi di El Niño (come nel 1986/87), le anomalie delle precipitazioni in Australia sono deboli o di estensione limitata, mentre in altri (come nel 1982/83), le anomalie sono maggiori e diffuse (Nicholls 1989). Il primo modello dell’analisi delle componenti principali delle precipitazioni invernali australiane mostra una vasta banda che si estende dagli angoli nord-occidentali a quelli sud-orientali. Questo è meglio correlato alla differenza di SST tra la regione indonesiana e l’Oceano Indiano centrale (Nicholls 1989), che è infatti molto forte durante gli anni di IOD. Questo suggerisce che gli eventi di El Niño che si verificano insieme all’IOD sono generalmente associati a gravi siccità in Australia. La correlazione negativa tra le precipitazioni australiane e la variabilità dell’Oceano Indiano è stata simulata con successo dai modelli AGCM (Ashok et al 2003; Ummenhofer et al 2008). Le anomalie di SST fredde che prevalgono a ovest dell’arcipelago indonesiano durante gli eventi di IOD inducono una circolazione anticionica anomala ai livelli inferiori sopra l’Australia, che a sua volta riduce l’attività delle precipitazioni in questa regione (Ashok et al 2003).

La figura 15 mostra la correlazione tra l’ISMR (Indian Summer Monsoon Rainfall) e l’OLR (Outgoing Longwave Radiation) sopra la regione del monsone indiano. Nella mappa, i colori indicano la forza e il segno della correlazione tra questi due parametri.

• Valori di OLR più bassi indicano una convezione più intensa, poiché una minore radiazione a lunga onda uscente implica più nuvole e quindi più precipitazioni. Pertanto, le aree con valori negativi di correlazione (colori che vanno dal blu al viola) indicano che un aumento delle precipitazioni monsoniche (ISMR sopra la norma) è associato a una convezione più intensa.
• Al contrario, le aree con valori positivi di correlazione (colori che vanno dal giallo al rosso) suggeriscono che una riduzione delle precipitazioni monsoniche (ISMR sotto la norma) è correlata con una convezione meno intensa.

Nella mappa, si nota che la maggior parte della regione del monsone indiano mostra una correlazione negativa (colori blu e viola), indicando che un ISMR elevato è generalmente associato a una maggiore convezione, particolarmente evidente nelle regioni centrali e nord-orientali dell’India. Questa visualizzazione aiuta a comprendere come le variazioni nella convezione influenzano la quantità di pioggia ricevuta durante la stagione del monsone.

La figura 16 presenta un grafico che rappresenta gli estremi della precipitazione del monsone indiano (ISMR) nel piano di fase degli indici EQWIN e ENSO, entrambi normalizzati rispetto alle loro deviazioni standard per il periodo 1958-2008.

Spiegazione dei componenti del grafico:

1. Assi: L’asse X rappresenta l’indice EQWIN (EQUINOO index) per i mesi di giugno a settembre (JJAS), mentre l’asse Y rappresenta l’indice ENSO (El Niño-Southern Oscillation). Entrambi gli indici sono espressi in termini di deviazioni standard dalle loro medie, quindi, valori più alti o più bassi indicano condizioni più estreme rispetto alla norma.
2. Punti colorati: I cerchi chiusi in vari colori rappresentano le anomalie dell’ISMR in termini di deviazioni standard:
   • Cerchi rosso scuro: anomalie dell’ISMR maggiori di -1,5 deviazioni standard, indicando condizioni di siccità severe.
   • Cerchi rossi: anomalie tra -1,5 e -1 deviazioni standard, indicando condizioni di siccità moderate.
   • Cerchi blu: anomalie tra 1 e 1,5 deviazioni standard, indicando condizioni di monsone più umido del normale.
   • Cerchi blu scuro: anomalie maggiori di 1,5 deviazioni standard, indicando condizioni di monsone molto umido.
3. Linee tratteggiate: Le linee tratteggiate rappresentano linee di tendenza che mostrano la relazione generale tra gli indici EQWIN e ENSO e le anomalie dell’ISMR. La linea continua indica la tendenza principale, mentre le linee tratteggiate mostrano l’intervallo di confidenza o variazione attorno a questa tendenza principale.

Interpretazione:

• Questo grafico è utile per visualizzare come le variazioni negli indici EQWIN e ENSO si correlano con le variazioni estreme nell’ISMR. Ad esempio, una combinazione di valori alti di EQWIN e bassi di ENSO (quadrante in basso a destra) tende ad essere associata a monsoni più umidi, mentre l’opposto (valori bassi di EQWIN e alti di ENSO, quadrante in alto a sinistra) è spesso correlato con condizioni di siccità.
• La distribuzione dei punti aiuta i ricercatori a comprendere meglio il ruolo delle interazioni oceaniche e atmosferiche nel modulare le precipitazioni del monsone in India, evidenziando periodi di estremi idroclimatici importanti per la pianificazione delle risorse idriche e agricole.

6.5 IOD e oscillazioni intrastagionali

Un MJO attivo è caratterizzato dal lento movimento verso est di precipitazioni superiori alla media e di venti occidentali (Madden e Julian 1972). Nei mesi del monsone estivo (giugno-settembre), anche le anomalie di pioggia e vento si propagano verso nord su una scala temporale intrastagionale sopra l’India, il sud-est e l’est dell’Asia e gli oceani adiacenti (Sikka e Gadgil 1980; Yasunari 1980). Entrambe queste propagazioni sono fortemente modulate dall’IOD (Shinoda e Han 2005; Ajayamohan et al 2008, 2009). Durante la fase attiva dell’IOD, non si verificano significative oscillazioni intrastagionali nei venti zonali equatoriali dell’Oceano Indiano (Rao e Yamagata 2004) e le oscillazioni di 6-90 giorni nei venti e nell’OLR tendono a indebolirsi (Shinoda e Han 2005). Negli anni di dipolo negativo, la convezione submensile (6-30 giorni) generata nel sud-est dell’Oceano Indiano è associata a una circolazione ciclonica. Queste perturbazioni submensili si propagano verso sud-ovest, generando venti equatoriali occidentali nell’Oceano Indiano orientale e centrale e venti di nord-ovest vicino alla costa di Sumatra. Negli anni di forte dipolo positivo, l’attività convettiva submensile è largamente soppressa nel sud-est dell’Oceano Indiano e quindi non si generano venti equatoriali occidentali. La propagazione verso i poli delle oscillazioni intrastagionali durante il monsone estivo è coerente (incoerente) dal 5°S al 25°N durante gli anni di IOD negativo (positivo) (figura 17). La struttura media della convergenza dell’umidità e la distribuzione dell’umidità specifica meridionale subiscono cambiamenti radicali negli anni di IOD contrastanti, influenzando a loro volta la propagazione meridionale delle oscillazioni intrastagionali dell’estate boreale (Ajayamohan e Rao 2008; Ajayamohan et al 2009).

6.6 IOD e altre teleconnessioni globali

L’influenza dell’IOD su altri sistemi climatici globali è ancora poco esplorata. Una delle principali difficoltà è che molti degli eventi di IOD positivo negli anni recenti sono associati a forti eventi di El Niño e risulta difficile separare l’influenza dell’IOD da quella di El Niño. Tuttavia, quando l’influenza di ENSO viene rimossa, nelle regioni tropicali attorno all’Oceano Indiano, emerge un chiaro schema di anomalie di temperatura calda sulle regioni di terra a ovest e anomalie fredde sulle regioni a est dell’Oceano Indiano (Saji e Yamagata 2003). Nelle zone extratropicali, l’IOD è associato a anomalie di temperatura calda, riduzione delle precipitazioni e anomalie positive dell’altezza geopotenziale. Si è riscontrato che la variazione interannuale delle precipitazioni sul Brasile centrale e sul bacino subtropicale del La Plata durante la primavera australe è influenzata dall’IOD, con un IOD positivo associato a un aumento delle precipitazioni sul bacino del La Plata subtropicale, mentre è associato a una diminuzione delle precipitazioni sul Brasile centrale (Chan et al 2008). Un altro impatto dell’IOD è sulla pioggia “maha” in Sri Lanka da settembre a dicembre. Le anomalie di SST calde nel WEIO associate all’evento IOD portano a una maggiore convergenza nella troposfera inferiore sopra il WEIO, che si estende fino allo Sri Lanka (Lareef et al 2003). Questo porta a un aumento dell’attività delle precipitazioni nello Sri Lanka. In generale, anche gli eventi di El Niño portano a un aumento delle precipitazioni “maha” (Rasmusson e Carpenter 1983; Ropelewski e Halpert 1987). Pertanto, l’influenza dell’IOD e dell’ENSO sulle precipitazioni dello Sri Lanka è collegata. Tuttavia, l’influenza dell’IOD è molto significativa anche quando l’influenza di ENSO viene rimossa statisticamente (Lareef et al 2003). Alcuni studi recenti suggeriscono che l’evoluzione stessa dell’ENSO è influenzata dalle variazioni di SST nell’Oceano Indiano (Yu et al 2002), in particolare dagli eventi di IOD (Behera e Yamagata 2003; Annamalai et al 2005). Pertanto, le influenze degli eventi di IOD non sono limitate al clima regionale. I meccanismi delle teleconnessioni globali degli eventi di IOD devono ancora essere chiaramente compresi.

La figura 17 mostra le anomalie filtrate della precipitazione misurate dal CMAP (precipitazione media al giorno in mm), regresse in funzione della latitudine e del ritardo temporale, per un’area geografica specifica (70–95°E) durante il periodo 1980-2004. Queste anomalie sono presentate in tre pannelli diversi:

• Panello (a) visualizza le anomalie per tutti gli anni considerati, indipendentemente dalla condizione dell’IOD (Oscillazione dell’Oceano Indiano).
• Panello (b) mostra le anomalie durante gli anni con un IOD negativo.
• Panello (c) rappresenta le anomalie durante gli anni con un IOD positivo.

Ogni grafico presenta contorni di anomalie di precipitazione con un intervallo di contorno di 0.6. Le aree in rosso indicano anomalie positive (aumento della precipitazione rispetto alla media), mentre le aree in verde indicano anomalie negative (diminuzione della precipitazione rispetto alla media).

Importante notare:

• Solo le anomalie statisticamente significative (livello di significatività 0.1, usando un test t) sono state rappresentate nei grafici.

Interpretazione:

• Questi grafici permettono di visualizzare come l’influenza dell’IOD varia nel tempo e in funzione della latitudine per quanto riguarda le precipitazioni nella regione specificata.
• È possibile osservare che le anomalie variano significativamente tra gli anni di IOD positivo e negativo, suggerendo che l’IOD ha un effetto marcato sulle precipitazioni in questa regione geografica. Durante gli anni di IOD positivo, le anomalie positive tendono ad essere più frequenti o intense, mentre negli anni di IOD negativo, le anomalie negative sono più evidenti.

Questa analisi può aiutare a comprendere meglio i pattern climatici associati con le diverse fasi dell’IOD e il loro impatto sulle precipitazioni regionali.

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Conclusione sull’interazione tra il Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD) e l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO)

L’ENSO, che è il segnale dominante della variabilità interannuale tropicale, ha un’influenza significativa sull’Oceano Indiano. La ricerca nell’ultimo decennio ha dimostrato chiaramente che l’IOD è un segnale importante delle variazioni climatiche interannuali nella regione.C’è stato un lungo dibattito sulla questione se l’IOD sia indipendente dall’ENSO o meno. Si è giunti alla conclusione che l’Oceano Indiano può generare e nutrire il proprio IOD attraverso processi accoppiati aria-mare, senza essere forzato esternamente dall’Oceano Pacifico.Sia l’analisi delle osservazioni che le simulazioni dei modelli convergono sul fatto che l’IOD può essere generato sia dall’ENSO che da altri processi. C’è un consenso generale sul fatto che la modifica della cella di Walker durante l’ENSO sia associata a una subsidenza sopra il SETIO (Sudest dell’Oceano Indiano Tropicale) che sopprime la convezione e può innescare un feedback positivo che porta allo sviluppo di un IOD.I meccanismi che causano la formazione dell’IOD in assenza di ENSO non sono ancora chiari, sebbene ci siano indicazioni che le anomalie nella circolazione di Hadley possano essere la chiave. Le osservazioni suggeriscono che le anomalie di temperatura sottomarina, accompagnate da forti anomalie di corrente verso ovest, appaiono circa 3 mesi prima delle anomalie di temperatura della superficie del mare (SSTA).Non è ancora stato stabilito se la precondizione dell’oceano, con un termoclino sollevato a est, sia una condizione necessaria. Questo aspetto è particolarmente rilevante per l’intensificazione recente dell’attività dell’IOD e per il feedback tra l’IOD e il monsone.

Dopo la disponibilità di dati di alta qualità sul vento sulla superficie del mare, i modelli oceanici sono stati in grado di riprodurre gli eventi IOD (Indian Ocean Dipole) in modo notevole (Murtugudde et al., 2000; Vinayachandran et al., 2007). I modelli accoppiati, d’altra parte, presentano diverse limitazioni. La simulazione della lingua fredda nel Pacifico e la forma del termoclino nell’Oceano Indiano sono scarse (Zhong et al., 2005; Saji et al., 2006). Questi due sono fattori importanti che influenzano la simulazione dell’IOD e la sua dipendenza dall’ENSO (El Niño-Southern Oscillation) che devono essere valutati e migliorati attentamente. Come osservato da Cai et al. (2005), interazioni irrealistiche tra gli oceani Indiano e Pacifico possono verificarsi nei modelli accoppiati e questo risultato richiede una valutazione attenta dei processi nei modelli accoppiati.

Il polo orientale dell’IOD è abbastanza robusto nella sua posizione che è ancorata all’upwelling costiero a est di Sumatra. Di conseguenza, l’attenzione degli studi sui processi si è concentrata principalmente a est. L’ovest, d’altra parte, è stato meno organizzato per quanto riguarda le anomalie SST (Sea Surface Temperature). Interessantemente, la convezione che emana dal polo occidentale dell’IOD e il suo movimento verso la costa occidentale dell’India sono stati una caratteristica sorprendente durante gli eventi IOD (Gadgil et al., 2004). Inoltre, la convezione sull’Oceano Indiano orientale e occidentale durante il monsone si comporta come un altalena; l’incremento di uno è associato alla soppressione dell’altro. C’è bisogno di capire l’accoppiamento oceano-atmosfera in questa regione, in particolare durante il monsone estivo e il suo probabile ruolo nel portare gli eventi IOD a maturità attraverso il suo controllo sulla convezione atmosferica.L’impatto dell’IOD (Indian Ocean Dipole) sul clima dell’Asia, dell’Africa e dell’Australia è significativo e, pertanto, è assolutamente necessario che la comunità scientifica sia in grado di prevederne l’evoluzione con largo anticipo. Considerando che si tratta di un fenomeno completamente accoppiato, un modello accoppiato è un requisito fondamentale. Il forte evento IOD del 2006 (Vinayachandran et al., 2007) è stato previsto con successo da un modello accoppiato, ma ha avuto un successo limitato nel prevedere l’evoluzione del debole evento IOD del 2007 (Luo et al., 2008). Gli estremi del monsone estivo indiano si trovano a coincidere con l’IOD positivo e negativo (Gadgil et al., 2003 2004) e quindi la necessità urgente di previsioni sorge dal subcontinente indiano. I risultati degli esperimenti di previsione (Luo et al., 2008) sono incoraggianti e l’utilità di un sistema del genere per il monsone estivo indiano, così come per altre regioni in cui l’IOD influisce sulle precipitazioni, deve ancora essere testata e messa in pratica.

7. Osservazioni conclusive

L’ENSO, che è il segnale dominante della variabilità interannuale tropicale, ha un’influenza significativa sull’Oceano Indiano. Le ricerche dell’ultimo decennio dimostrano chiaramente che l’IOD è un segnale principale delle variazioni climatiche interannuali nella regione. La questione se l’IOD sia indipendente dall’ENSO o meno è stata a lungo dibattuta e risulta che l’Oceano Indiano possa generare e nutrire il proprio IOD attraverso processi accoppiati di aria e mare, senza essere forzato esternamente dall’Oceano Pacifico. Sia l’analisi delle osservazioni che le simulazioni dei modelli convergono sul fatto che l’IOD possa essere generato sia dall’ENSO che altrimenti. Esiste un consenso generale sul fatto che la modifica della cella di Walker durante l’ENSO sia associata alla subsidenza sopra il SETIO che sopprime la convezione e può innescare un feedback positivo che porta allo sviluppo di un IOD. Il meccanismo che causa la formazione dell’IOD in assenza di ENSO è ancora poco chiaro, sebbene vi siano indicazioni che le anomalie nella circolazione di Hadley siano la chiave. Le osservazioni suggeriscono che le anomalie di temperatura subsuperficiale, accompagnate da forti anomalie di corrente verso ovest, compaiano circa 3 mesi prima delle SSTA (Horii et al 2008; Nagura e McPhaden 2008). Se la precondizione dell’oceano, con una termoclina sollevata a est, sia una condizione necessaria deve ancora essere stabilito. Questo aspetto è particolarmente rilevante per l’intensificazione recente dell’attività dell’IOD e il feedback monsone-IOD (Abram et al 2008). I modelli accoppiati, d’altra parte, hanno diverse limitazioni. La simulazione della lingua fredda nel Pacifico e la forma della termoclina nell’Oceano Indiano sono scarse (Zhong et al 2005; Saji et al 2006). Questi due sono fattori importanti che influenzano la simulazione dell’IOD e la sua dipendenza dall’ENSO necessita di essere attentamente valutata e migliorata. Come notato da Cai et al (2005), interazioni irrealistiche tra gli Oceani Indiano e Pacifico possono verificarsi nei modelli accoppiati, e questa scoperta richiede una valutazione attenta dei processi nei modelli accoppiati.

Il polo orientale dell’IOD è piuttosto robusto nella sua posizione, ancorato dall’upwelling costiero a ovest di Sumatra. Di conseguenza, il focus degli studi sui processi si è concentrato prevalentemente a est. L’ovest, d’altra parte, è stato meno organizzato riguardo alle anomalie della SST. È interessante notare che la convezione che emana dal polo occidentale dell’IOD e il suo movimento verso la costa occidentale dell’India è stata una caratteristica marcata durante gli eventi IOD (Gadgil et al 2004). Inoltre, la convezione sugli Oceani Indiano orientale e occidentale durante il monsone si comporta come un altalena; il potenziamento di uno è associato alla soppressione dell’altro. È necessario comprendere l’accoppiamento oceano-atmosfera in questa regione, in particolare durante il monsone estivo e il suo probabile ruolo nel portare gli eventi IOD a maturità attraverso il suo controllo sulla convezione atmosferica.

L’impatto dell’IOD sul clima di Asia, Africa e Australia è significativo e, pertanto, è assolutamente necessario che la comunità scientifica sia in grado di prevederne l’evoluzione con buon anticipo. Considerando che si tratta di un fenomeno completamente accoppiato, un modello accoppiato è un requisito fondamentale. Il forte evento IOD del 2006 (Vinayachandran et al 2007) è stato previsto con successo da un modello accoppiato ma ha avuto un successo limitato nel prevedere l’evoluzione dell’evento IOD debole del 2007 (Luo et al 2008). Gli estremi del monsone estivo indiano coincidono con l’IOD positivo e negativo (Gadgil et al 2003, 2004) e quindi sorge l’urgente necessità di una previsione dal subcontinente indiano. I risultati degli esperimenti di previsione (Luo et al 2008) sono incoraggianti e l’utilità di un tale sistema per il monsone estivo indiano così come per altre regioni dove l’IOD influisce sulle piogge, deve ancora essere testata e messa in pratica.

http://www.ccpo.odu.edu/~klinck/Reprints/PDF/vinayachandranCTS2009.pdf