Il termine “Indian Ocean Dipole (IOD)” si riferisce a un fenomeno accoppiato dell’oceano e dell’atmosfera che si verifica nell’Oceano Indiano. Questo fenomeno è caratterizzato da variazioni nella temperatura della superficie del mare (SST), nella profondità della termoclina e dello strato di miscuglio, e nell’intensità della convezione atmosferica tra la parte orientale e quella occidentale dell’Oceano Indiano equatoriale.
In sintesi, l’Indian Ocean Dipole descrive le oscillazioni nelle temperature della superficie del mare, nella profondità della termoclina e dello strato di miscuglio, e nelle dinamiche dell’atmosfera tra l’est e l’ovest dell’Oceano Indiano equatoriale. Queste variazioni possono avere un impatto significativo sul clima regionale, influenzando le precipitazioni, i venti e la circolazione atmosferica nell’area circostante l’Oceano Indiano. Il fenomeno IOD è simile, in parte, al fenomeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO) che si verifica nell’Oceano Pacifico.
La propagazione delle onde barocliniche di Kelvin e Rossby, generate da venti anomali, svolge un ruolo importante nello sviluppo delle anomalie della temperatura della superficie del mare (SST) associate all’Indian Ocean Dipole (IOD). Poiché la termoclina media nell’Oceano Indiano è più profonda rispetto a quella dell’Oceano Pacifico, si è creduto a lungo che l’Oceano Indiano fosse passivo e rispondesse semplicemente alla forzante atmosferica. Tuttavia, la scoperta dell’IOD e gli studi successivi hanno dimostrato che l’Oceano Indiano può sostenere processi intrinseci accoppiati oceano-atmosfera.
Circa il 50% degli eventi IOD degli ultimi 100 anni si è verificato in concomitanza con l’El Niño Southern Oscillation (ENSO), mentre l’altra metà indipendentemente. I modelli accoppiati sono stati in grado di riprodurre gli eventi IOD e gli esperimenti condotti 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 e l’analisi dei dati che gli eventi IOD che si verificano durante l’ENSO sono causati da uno spostamento zonale del ramo discendente dell’atmosfera sull’Oceano Indiano orientale. I processi che innescano l’IOD in assenza di ENSO non sono chiari, sebbene diversi studi suggeriscano che le anomalie della circolazione di Hadley siano la funzione forzante più probabile.
L’impatto dell’Indian Ocean Dipole (IOD) si avverte sia nelle vicinanze dell’Oceano Indiano che in regioni remote. Durante gli eventi IOD, la produttività biologica dell’Oceano Indiano orientale aumenta, il che a sua volta porta alla morte dei coralli su vasta scala. Inoltre, l’IOD influisce sulle precipitazioni nel continente marittimo, nel subcontinente indiano, in Australia e nell’Africa orientale. Il continente marittimo e l’Australia subiscono una riduzione delle precipitazioni, mentre l’India e l’Africa orientale ne ricevono in eccesso.
Nonostante la previsione di successo dell’IOD del 2006 da parte di un modello accoppiato, prevedere gli eventi IOD e le loro implicazioni sulla variabilità delle precipitazioni rimane una sfida importante, così come capire le ragioni dietro l’aumento della frequenza degli eventi IOD negli ultimi decenni. Questa comprensione è fondamentale per migliorare la previsione del clima e la gestione delle risorse idriche nelle regioni colpite dall’IOD, poiché queste aree spesso affrontano problemi legati alla siccità, alle inondazioni e agli impatti sull’agricoltura e sulla biodiversità.
INTRODUZIONE
I monsoni dominano il clima dell’Oceano Indiano settentrionale e delle masse terrestri circostanti. I venti sull’Oceano Indiano soffiano da sud-ovest durante maggio-settembre e da nord-est durante novembre-febbraio, guidando una circolazione che inverte completamente la sua direzione, un fenomeno non osservato in nessun’altra parte degli oceani del mondo (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 più calde sul lato orientale e più fredde su quello occidentale, al contrario degli oceani Pacifico e Atlantico che sono più caldi a ovest.
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 deflusso dal territorio, è maggiore sul lato orientale, causando una salinità inferiore nella parte orientale del bacino rispetto all’ovest. Un importante sistema di risalita (upwelling) è situato al largo del confine occidentale e, di conseguenza, la produttività biologica è maggiore a ovest rispetto all’est. La termoclina, che separa le acque più calde dello strato di miscuglio oceanico dalle acque più fredde sottostanti, si trova più in profondità a est rispetto all’ovest. L’asimmetria nella SST influenza anche l’atmosfera sovrastante: la convezione è maggiore sulla parte orientale dell’oceano e minore su quella occidentale.
La Figura 1 mostra una mappa dell’Oceano Indiano con vettori che rappresentano i venti prevalenti (in m/s), le temperature della superficie del mare (SST, in gradi Celsius, rappresentate attraverso diverse tonalità di colore) e l’Outgoing Longwave Radiation (OLR, rappresentata con contorni in W/m^2).
I vettori dei venti mostrano la direzione e l’intensità dei venti in superficie durante i monsoni, con venti da sud-ovest durante maggio-settembre e da nord-est durante novembre-febbraio. Le tonalità di colore per le SST dovrebbero evidenziare le differenze di temperatura tra le parti orientali e occidentali dell’Oceano Indiano, con acque più calde a est e più fredde a ovest. Infine, i contorni dell’OLR dovrebbero illustrare l’intensità della radiazione infrarossa emessa dall’atmosfera, con valori più bassi (contorni più stretti) che indicano una maggiore convezione atmosferica, soprattutto nella parte orientale dell’Oceano Indiano.
Questa figura aiuta a visualizzare le caratteristiche climatiche e oceaniche dell’Oceano Indiano e a comprendere l’asimmetria est-ovest delle temperature della superficie del mare, della convezione atmosferica e dei venti monsonici.
L’Oceano Indiano equatoriale, tuttavia, sperimenta una forzante eolica stagionale leggermente diversa e, di conseguenza, ha una risposta diversa rispetto al Mar Arabico e al Golfo del Bengala. I venti sull’Oceano Indiano equatoriale, in particolare la loro componente zonale, sono deboli durante i monsoni. Tuttavia, venti occidentali relativamente forti compaiono 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 m/s, noti come getti di Wyrtki (Wyrtki, 1973).
I getti di Wyrtki trasportano acque più calde dello strato superiore verso est e si accumulano vicino al confine, causando una termoclina più profonda a est rispetto all’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 all’ovest. (Quando la termoclina è poco profonda, i venti devono lavorare meno per portare acqua più fredda nello strato di miscuglio rispetto a quando è profonda. Vale a dire, per la stessa intensità del vento, una termoclina più superficiale può facilitare il raffreddamento dello strato di miscuglio e della SST, mentre una termoclina più profonda potrebbe non farlo.) Pertanto, 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 all’ovest (Figura 1). La deviazione del sistema oceano-atmosfera da questo stato medio che si verifica durante alcuni anni, caratterizzata da anomalie di segno opposto a est e ovest, è conosciuta come Indian Ocean Dipole (IOD).
Gli studi di Reverdin et al. (1986) e Hastenrath et al. (1993) suggeriscono che ci siano processi di interazione tra atmosfera e oceano nell’Oceano Indiano, che contribuiscono alla variabilità interannuale delle temperature della superficie del mare (SST) e dei fenomeni meteorologici, come la copertura nuvolosa e le precipitazioni.
Reverdin et al. (1986) hanno analizzato le variazioni interannuali di convezione e SST nell’Oceano Indiano equatoriale utilizzando i dati ottenuti dalle navi. Hanno osservato che, nel 1961, c’erano anomalie significative nelle temperature della superficie del mare, con temperature più fredde a est (tra 80°E-90°E) e più calde a ovest. Da queste osservazioni limitate, hanno concluso che le anomalie della temperatura della superficie del mare influenzano la nuvolosità, le precipitazioni e, di conseguenza, causano anomalie nel vento in direzione ovest lungo l’equatore. Poiché queste anomalie non erano associate a un evento ENSO (El Niño-Southern Oscillation), ciò indica l’importanza dell’interazione aria-mare controllata dall’Oceano Indiano.
Hastenrath et al. (1993) hanno dimostrato che la struttura zonale dell’Oceano Indiano equatoriale risponde ai cambiamenti nella forza dei venti di ponente (da ovest) che si verificano durante la transizione dalla stagione dei monsoni estivi a quella invernale (ottobre-novembre). Questo suggerisce che i processi di interazione aria-mare nell’Oceano Indiano siano cruciali per comprendere le variazioni climatiche stagionali e interannuali nella regione. Inoltre
gli autori discutono l’importanza dei venti di ponente (westerlies) nell’Oceano Indiano equatoriale e il loro impatto sulle temperature della superficie del mare (SST), sulla profondità del mixed layer (strato di mescolamento) e sulla termoclina. Si sottolinea anche l’effetto delle variazioni dello stato dell’oceano sull’atmosfera, in particolare sulle precipitazioni nell’Africa orientale.
Quando i venti di ponente sono più forti, il getto equatoriale si accelera, il che porta a un mixed layer più profondo e a SST più calde a est, mentre a ovest si verifica l’upwelling di acque fredde. La variabilità delle SST nell’Oceano Indiano orientale nel 1994 è stata osservata come fortemente accoppiata all’approfondimento della termoclina (Meyers, 1996). Nel 1994, la termoclina poco profonda era dovuta a getti equatoriali insolitamente deboli (Vinayachandran et al., 1999) causati da venti anomali di levante.
Saji et al. (1999) hanno identificato condizioni anomale, come quelle del 1961, 1994 e 1997, nell’Oceano Indiano tropicale come un modo dipolo caratterizzato da basse SST al largo di Sumatra e alte SST nell’Oceano Indiano equatoriale occidentale, accompagnate da anomalie nei venti e nelle precipitazioni. Hanno dimostrato che l’IOD (Indian Ocean Dipole) è un fenomeno accoppiato oceano-atmosfera, indipendente dall’ENSO, e che circa il 12% della variabilità delle SST nell’Oceano Indiano era associato al modo dipolo.
Sottolineando l’evento del 1997-98, Webster et al. (1999) hanno suggerito che le condizioni anomale presenti durante questo periodo erano dovute a una modalità interna del sistema climatico dell’Oceano Indiano. Hanno proposto che un processo accoppiato oceano-atmosfera, in cui le onde di Rossby oceaniche causano un approfondimento della termoclina, fosse una caratteristica necessaria che ha portato alla sequenza di eventi culminanti in anomalie che contrastano nella direzione est-ovest.
La Figura 2 mostra le anomalie medie di settembre-ottobre per gli anni caratterizzati da un Indian Ocean Dipole (IOD) positivo nel periodo 1979-2008, per i quali sono disponibili dati satellitari di Outgoing Longwave Radiation (OLR). La composizione si basa sugli anni di IOD positivo (Meyers et al., 2007) del 1982, 1991, 1994, 1997 e 2006.
Nella figura sono mostrati due pannelli: (a) Anomalie medie di settembre-ottobre della temperatura della superficie del mare (SST, in gradi Celsius, colorate) e profondità dell’isoterma a 20°C (in metri, contorni). I dati SST utilizzati provengono da HadISST (disponibili su http://badc.nerc.ac.uk), mentre la profondità dell’isoterma a 20°C è derivata dai dati Simple Ocean Data Assimilation (SODA, Carton et al., 2000) disponibili su http://iridl.ldeo.columbia.edu.
(b) Anomalie medie di settembre-ottobre dell’Outgoing Longwave Radiation (OLR, in W/m^2, colorate) e venti superficiali (in m/s, vettori). I dati OLR provengono dai dati NOAA AVHRR e i dati dei venti superficiali dal NCEP Reanalysis, entrambi disponibili su http://www.cdc.noaa.gov.
Questa figura mette in evidenza le anomalie nei parametri oceano-atmosfera durante gli anni di IOD positivo, permettendo di comprendere meglio l’impatto di tali eventi sulle condizioni climatiche regionali.
Il processo di accoppiamento oceano-atmosfera durante un IOD coinvolge la convezione atmosferica, i venti, le SST e la dinamica degli strati superiori dell’oceano. La scoperta dell’IOD ha portato al riconoscimento che l’Oceano Indiano può sostenere le proprie variazioni accoppiate oceano-atmosfera (Schott et al., 2009) e non è semplicemente subordinato agli eventi che si verificano nell’Oceano Pacifico in relazione all’ENSO.
La circolazione dell’Oceano Indiano e il suo impatto sul clima regionale è stato un argomento di grande interesse recentemente e diverse revisioni sono apparse nella letteratura scientifica. La circolazione del monsone dell’Oceano Indiano è stata esaminata da Schott e McCreary (2001). Yamagata et al. (2004) e Annamalai e Murtugudde (2004) hanno esaminato la variabilità interannuale nell’Oceano Indiano e il suo impatto sulla variabilità climatica. Il ruolo degli oceani Atlantico, Pacifico e Indiano sulla variabilità climatica nei tropici è stato esaminato da Chang et al. (2006). In una revisione recente, Schott et al. (2009) hanno riassunto il ruolo della circolazione dell’Oceano Indiano sulla variabilità climatica. È ormai riconosciuto che il segnale dominante della variabilità interannuale accoppiata nell’Oceano Indiano è l’IOD.
L’obiettivo di questa revisione è riassumere la nostra comprensione dell’IOD, in particolare i processi associati agli eventi IOS e le loro implicazioni, considerando che la nostra comprensione di questi fenomeni si è rapidamente sviluppata. Una descrizione del fenomeno IOD è fornita nella sezione successiva, seguita da una sezione dedicata ai processi legati all’IOD. La relazione tra ENSO e IOD è discussa nella sezione IV, seguita dai meccanismi che possono innescare l’IOD nella sezione V. La sezione VI riassume l’impatto dell’IOD sul clima regionale e le questioni aperte sono elencate nella sezione VII.
La Figura 3 mostra le anomalie medie di settembre-ottobre per gli anni caratterizzati da un Indian Ocean Dipole (IOD) negativo nel periodo dal 1979 in poi, come indicato da Meyers et al. (2007). Gli anni di IOD negativo presi in considerazione sono 1980, 1981, 1985 e 1992.
La figura presenta due pannelli, come nella Figura 2, ma per gli anni di IOD negativo: (a) Anomalie medie di settembre-ottobre della temperatura della superficie del mare (SST, in gradi Celsius, colorate) e profondità dell’isoterma a 20°C (in metri, contorni). (b) Anomalie medie di settembre-ottobre dell’Outgoing Longwave Radiation (OLR, in W/m^2, colorate) e venti superficiali (in m/s, vettori).
I dati utilizzati per la Figura 3 provengono dalle stesse fonti menzionate nella Figura 2.
Questa figura mostra le anomalie nei parametri oceano-atmosfera durante gli anni di IOD negativo, permettendo di comprendere meglio l’impatto di tali eventi sulle condizioni climatiche regionali e di confrontarle con quelle degli anni di IOD positivo presentati nella Figura 2.
La Figura 4 mostra l’indice del modo dipolo (DMI, Dipole Mode Index), definito da Saji et al. (1999) come la differenza nelle anomalie delle temperature della superficie del mare (SST) tra la parte occidentale (50°E-70°E) e la parte orientale (10°S-10°N) dell’Oceano Indiano. Il DMI viene normalizzato sulla base della sua deviazione standard e viene applicata una media mobile di 5 mesi prima di tracciare il grafico.
Il DMI è uno strumento utilizzato per misurare l’intensità e la fase dell’Indian Ocean Dipole (IOD). Valori positivi del DMI indicano un IOD positivo, caratterizzato da SST più calde nell’Oceano Indiano occidentale e più fredde nell’Oceano Indiano orientale. Valori negativi del DMI indicano un IOD negativo, con un’inversione delle anomalie delle SST tra est e ovest. Questo indice aiuta a monitorare e prevedere gli eventi IOD e i loro potenziali impatti sul clima regionale.
INDIAN OCEAN DIPOLE
L’Indian Ocean Dipole (IOD) si riferisce a uno stato anomalo del sistema oceano-atmosfera (Saji et al., 1999; Webster et al., 1999; Murtugudde et al., 2000). 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 (Fig. 2). Le anomalie di temperatura della superficie del mare (SSTA) fredde sopprimono la convezione atmosferica a est, mentre le SSTA calde aumentano la convezione a ovest.
I venti soffiano verso ovest sull’Oceano Indiano equatoriale e da sud-ovest al largo della costa di Sumatra, quest’ultimo favorevole all’upwelling costiero. I getti equatoriali diventano deboli, riducendo il trasporto verso est di acqua calda e comportando un termoclino più superficiale del solito a est. Il livello del mare diminuisce nella parte orientale equatoriale dell’Oceano Indiano e aumenta nella parte centrale. Il termoclino si innalza a est e si approfondisce nelle parti centrali e occidentali dell’Oceano Indiano equatoriale.
Le anomalie di temperatura associate all’IOD si osservano anche nell’oceano subsuperficiale (Vinayachandran et al., 2002; Horii et al., 2008) e i segnali subsuperficiali sono fortemente accoppiati ai segnali di superficie (Rao et al., 2002).
A causa del movimento verticale delle isotermi, l’entità delle anomalie di temperatura a una data profondità è molto maggiore rispetto alla superficie. Lo stato anomalo del sistema oceano-atmosfera descritto sopra è definito come un Indian Ocean Dipole positivo (pIOD). Si verifica anche il contrario, un Indian Ocean Dipole negativo (nIOD), caratterizzato da anomalie di temperatura della superficie del mare (SST) più calde, convezione potenziata, livello del mare più alto, termoclino più profondo a est e SST più fresche, livello del mare più basso, termoclino più superficiale e convezione soppressa a ovest (Fig. 3). Il nIOD può essere considerato come un’intensificazione dello stato normale, mentre il pIOD rappresenta condizioni quasi opposte alla norma. Pertanto, l’attenzione principale è stata rivolta a comprendere il pIOD. Questo articolo riguarda principalmente gli eventi pIOD e, per semplicità, li definisce IOD in seguito.
Un evento IOD può essere rilevato utilizzando l’indice del modo dipolo (DMI), che è definito come la differenza nelle anomalie delle SST tra l’Oceano Indiano equatoriale occidentale e orientale (Fig. 4). Le medie delle anomalie vengono calcolate per un’area nella parte occidentale dell’Oceano Indiano delimitata da 50°E-70°E e 10°S-10°N e a est da 10°S-Equatore e 90°E-110°E. In generale, ci si aspetta che il DMI sia superiore a una deviazione standard e rimanga tale per 3-4 mesi in un anno IOD. Le anomalie ovest meno est sono positive durante un anno pIOD e viceversa.
Durante il periodo 1870-1999, si sono verificati 27 eventi pIOD e gli eventi IOD più recenti sono 1961, 1963, 1967, 1972, 1982, 1994 e 1997 (Yamagata et al., 2002; Vinayachandran et al., 2007). Nel 2003, è stato avviato un evento pIOD, ma è stato interrotto a metà (Rao e Yamagata, 2004). Più recentemente, si è verificato un evento IOD nel 2006 (Vinayachandran et al., 2007). Si sono verificati anche venti eventi nIOD durante il periodo 1870-1999 (Meyers et al., 2007).
L’evoluzione dell’IOD (Fig. 5) è fortemente legata al ciclo stagionale a causa del feedback termodinamico aria-mare tra un anticiclone atmosferico situato a est di Sumatra (Annamalai et al., 2003) e l’oceano sottostante che dipende dal ciclo stagionale dei venti (Li et al., 2003). Tipicamente, un evento inizia ad apparire durante la tarda primavera/inizio estate, raggiunge la maturità tra settembre e novembre, e la maggior parte delle anomalie scompaiono entro gennaio dell’anno successivo. Le anomalie del vento equatoriale di provenienza est e le anomalie delle SST calde nella parte centrale dell’Oceano Indiano iniziano ad apparire durante la primavera. Le anomalie delle SST associate all’IOD raggiungono il picco tra settembre e novembre. Tuttavia, per alcuni eventi, c’è un’indicazione chiara che il componente atmosferico appare molto prima in primavera sotto forma di anomalie del vento di provenienza est e venti di provenienza sud-est al largo di Sumatra (Vinayachandran et al., 1999 2007).
Figure 5 mostra gli schemi compositi mensili delle anomalie delle temperature della superficie del mare (SST) e della profondità della termoclina a 20°C per gli anni di IOD positivo (pIOD). Vengono mostrati i mesi alterni a partire da marzo dell’anno pIOD. Il pannello in alto a destra corrisponde a gennaio dell’anno successivo al pIOD.
Questa figura illustra l’evoluzione temporale delle anomalie di temperatura della superficie del mare e della profondità della termoclina a 20°C durante gli eventi pIOD. Mostra come queste anomalie cambiano nel corso dell’anno pIOD e come raggiungono il picco durante la fase di maturazione dell’evento (settembre-novembre) e poi scompaiono progressivamente fino a gennaio dell’anno successivo.
Sebbene le caratteristiche generali di ogni evento siano simili, ci sono differenze nella posizione e nel momento delle anomalie di picco. Ad esempio, le anomalie di picco delle SST durante l’evento del 1994 si sono verificate circa 2 mesi prima rispetto all’evento del 1997. Il polo orientale si trova più o meno nella stessa regione per ogni evento perché l’upwelling costiero è un importante meccanismo di raffreddamento. A ovest, tuttavia, la regione coperta da anomalie positive varia notevolmente tra gli eventi. Ad esempio, durante l’evento del 2006, le anomalie positive delle SST si trovavano a ovest del box IOD comunemente considerato, delimitato da 50°E-70°E e 10°S-10°N (Vinayachandran et al., 2007).
Durante un IOD, avviene un abbondante upwelling lungo il confine orientale dell’Oceano Indiano equatoriale, il che porta a una maggiore produttività biologica e influenza la biogeochimica della regione. La copertura dei dati satellitari sulla concentrazione di clorofilla è limitata agli eventi del 1997-98 e del 2006 (Wiggert et al., 2009; Iskandar et al., 2009). Durante il forte evento IOD del 1997-1998, l’Oceano Indiano equatoriale orientale, che di solito non è molto produttivo, ha sperimentato fioriture di fitoplancton (Murtugudde e Busalacchi, 1999). Questo evento è stato anche associato a un aumento della concentrazione di clorofilla a nella parte sud-orientale del Golfo del Bengala e a una diminuzione nella parte sud-occidentale del golfo (Vinayachandran e Mathew, 2003). 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 dal mare all’aria (Sarma, 2006).
La concentrazione di clorofilla nell’Oceano Indiano occidentale e lungo la costa dell’India mostra una diminuzione durante gli anni IOD del 1997 e 2006 (Wiggert et al., 2006). La maggiore produttività biologica al largo delle coste dell’Indonesia nel 1997 ha causato la morte di barriere coralline in un’ampia area a causa dell’asfissia provocata dall’ossidazione della materia organica nella colonna d’acqua (Abram et al., 2003).
I reperti di coralli hanno fornito prove della presenza di IOD sia nel presente che nel passato, poiché l’upwelling e il raffreddamento che avvengono nell’oceano orientale durante gli eventi IOD lasciano la loro firma nell’ambiente marino, che viene conservata nei reperti di corallo. Le anomalie di Sr/Ca indicano anomalie di temperatura nell’oceano, mentre le anomalie di δO18 indicano l’influenza sia della temperatura che della salinità. Tali reperti dalle isole Mentawai, al largo dell’Indonesia, hanno mostrato che diversi IOD si sono verificati nel passato, incluso un evento nel 1877 che è stato più intenso di quello del 1997 (Abram et al., 2003). Sul lato occidentale, le bande di densità dei coralli del Malindi Marine Park, in Kenya, presentano anch’esse prove dell’IOD (Kayanne et al., 2006). Qui, le anomalie di δO18 erano correlate con l’aumento delle precipitazioni durante gli eventi IOD. Il rapporto Sr/Ca e le anomalie di δO18 (dopo aver rimosso i segnali di temperatura) dai reperti di corallo portano segnali distinti di anomalie di temperatura e salinità rispettivamente e, pertanto, possono essere utilizzati per ricostruire i precedenti record dell’IOD (Abram et al., 2008). Tali reperti mostrano che gli IOD durante l’Olocene medio erano caratterizzati da una durata più lunga del raffreddamento della superficie causato da venti equatoriali incrociati più intensi.
La figura 6 mostra i modelli di anomalie medie mensili composte per la radiazione a onda lunga uscente (Outgoing Longwave Radiation, OLR) e il vento superficiale durante gli anni in cui si verifica un Dipolo dell’Oceano Indiano positivo (pIOD). Le anomalie OLR sono misurate in Watt per metro quadro (Wm−2) e rappresentate con sfumature, mentre le anomalie del vento superficiale sono misurate in metri al secondo (ms−1) e rappresentate con vettori.
L’immagine mostra i dati per mesi alterni a partire da marzo dell’anno pIOD, e il pannello in alto a destra corrisponde a gennaio dell’anno successivo al pIOD. Questo serve a illustrare l’evoluzione delle anomalie dell’OLR e del vento superficiale nel corso dell’anno pIOD e a fornire una panoramica delle variazioni spaziali e temporali associate all’evento pIOD.
PROCESSI
L’evoluzione delle anomalie della temperatura superficiale del mare (SST) coinvolge processi accoppiati tra oceano e 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’insabbiamento della termoclina e (2) le variazioni nella profondità del layer mescolato. Il primo processo dipende principalmente dalla dinamica sottomarina dell’oceano (cioè, risalita costiera e oceanica), mentre il secondo contribuisce a ridistribuire l’energia termica nei primi metri della superficie oceanica. Allo stesso modo, i processi atmosferici coinvolti nell’evoluzione delle SST sono (1) i flussi di calore tra atmosfera e oceano e (2) le circolazioni atmosferiche su larga scala.
Per comprendere il ruolo degli oceani e dell’atmosfera nell’evoluzione delle anomalie delle SST durante gli eventi IOD, descriviamo separatamente i processi oceanici e atmosferici in questa sezione, concentrandoci sui loro principali contributi alle anomalie delle SST.
Processi oceanici:
- L’insabbiamento della termoclina è un processo che porta all’affioramento di acque più fredde e nutrienti dallo strato profondo dell’oceano alla superficie, causando un raffreddamento delle SST.
- Le variazioni nella profondità del layer mescolato influenzano la distribuzione dell’energia termica nella colonna d’acqua, poiché uno strato mescolato più profondo tende a disperdere il calore su una maggiore profondità, portando a una riduzione della temperatura superficiale.
Processi atmosferici:
- I flussi di calore tra atmosfera e oceano, come il flusso di calore sensibile e il flusso di calore latente, influenzano la temperatura superficiale del mare, poiché il calore viene scambiato tra l’atmosfera e la superficie oceanica.
- Le circolazioni atmosferiche su larga scala, come i venti alisei e la circolazione di Walker, possono influenzare le SST attraverso il trasporto di calore e l’affioramento delle acque più fredde. Queste circolazioni possono anche alterare i flussi di calore tra l’oceano e l’atmosfera, influenzando ulteriormente le anomalie delle SST.
La Figura 7 mostra la prima modalità dell’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF) delle anomalie del livello del mare, utilizzando i dati di SODA (Simple Ocean Data Assimilation, assimilazione di dati oceanici semplici) nel pannello superiore. Gli eventi del Dipolo dell’Oceano Indiano positivo (IOD) sono contrassegnati con la lettera “I” nella serie temporale corrispondente nel pannello inferiore.
L’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (EOF) è una tecnica utilizzata per identificare i principali modelli spaziali e temporali in un insieme di dati. Nel contesto della Figura 7, l’EOF viene utilizzato per analizzare le anomalie del livello del mare nell’Oceano Indiano e identificare il principale modello spaziale associato alle variazioni del livello del mare durante gli eventi IOD positivi.
Il pannello superiore mostra il primo modo EOF, che rappresenta il principale modello spaziale delle anomalie del livello del mare associato agli eventi IOD positivi. Il pannello inferiore mostra la serie temporale dei coefficienti EOF, con gli eventi IOD positivi contrassegnati dalla lettera “I”. Questa figura aiuta a visualizzare la relazione temporale tra gli eventi IOD positivi e le anomalie del livello del mare e a comprendere l’evoluzione spaziale e temporale delle anomalie del livello del mare durante tali eventi.
PROCESSI OCEANICI
I modelli di circolazione generale degli oceani hanno fornito informazioni utili sui processi che portano allo sviluppo delle anomalie della temperatura superficiale del mare (SSTA) durante gli eventi IOD (Murtugudde et al., 2000; Vinayachandran et al., 2002). Forzati da venti e flussi di superficie, questi modelli sono stati in grado di simulare l’evoluzione dell’IOD molto bene (Vinayachandran et al., 2007). Tali modelli hanno illustrato che l’affioramento, forzato sia dai venti sia dalla propagazione di onde barocline, è un processo importante responsabile del raffreddamento delle SST nell’est.
I venti zonali semi-annuali 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 provoca una diminuzione del trasporto verso est, portando a una termoclina poco profonda nell’est (Hastenrath et al., 1993; Vinayachandran et al., 1999). La componente parallela alla costa dei venti provoca efficacemente l’affioramento di acque più fredde nello strato mescolato quando la termoclina è poco profonda. I flussi aria-mare svolgono anche un ruolo significativo nel raffreddamento delle SST, in particolare durante le fasi iniziali dello sviluppo dell’IOD (Vinayachandran et al., 2007).
Il riscaldamento ad ovest è principalmente controllato dai flussi aria-mare e dall’advezione delle correnti oceaniche. Le onde di Rossby anomale di downwelling approfondiscono la termoclina, il che impedisce il raffreddamento delle SST per mescolamento (Murtugudde et al., 2000). Il ruolo delle onde viene ulteriormente elaborato di seguito.
In sintesi, i modelli di circolazione generale degli oceani hanno contribuito a comprendere i processi chiave responsabili delle anomalie delle SST durante gli eventi IOD, mettendo in luce l’importanza dell’affioramento, dei flussi aria-mare e delle onde oceaniche nella formazione e nello sviluppo delle SSTA.
RUOLO DELLE ONDE BAROCLINE
I venti zonali semiannuali 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 (Clarke e Liu, 1993; Yamagata et al., 1996; Meyers, 1996). Le anomalie dei venti orientali lungo l’equatore generano 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 lungo la costa.
Questa onda di Kelvin di risalita solleva la termoclina nell’Oceano Indiano equatoriale orientale, innescando l’affioramento nell’Oceano Indiano tropicale sudorientale (SETIO) (Vinayachandran et al., 1999; Murtugudde et al., 2000; Vinayachandran et al., 2002; Rao et al., 2002). I venti locali paralleli alla costa, che sono sudorientali durante lo sviluppo e la fase di picco del Dipolo dell’Oceano Indiano, guidano anche l’affioramento costiero nel SETIO (Vinayachandran et al., 1999; Murtugudde et al., 2000). A causa delle forti anomalie orientali lungo l’equatore e dei venti sudorientali lungo le coste di Sumatra/Giava, si forma un forte ricciolo dello sforzo del vento anticiclonico anomalo nell’Oceano Indiano tropicale meridionale (Xie et al., 2002).
In sintesi, le onde barocline, come le onde di Kelvin e Rossby, svolgono un ruolo cruciale nella modulazione delle anomalie del livello del mare e delle temperature superficiali dell’oceano durante gli eventi IOD. Queste onde interagiscono con i venti zonali e costieri, contribuendo all’affioramento e alla formazione di anomalie di temperatura superficiale del mare nell’Oceano Indiano tropicale sudorientale.
Questo ricciolo dello sforzo del vento anomalo provoca onde di Rossby di downwelling nell’Oceano Indiano tropicale meridionale durante la fase di sviluppo dell’IOD (Rao e Behera, 2005). Allo stesso modo, si formano onde di Rossby di downwelling nell’Oceano Indiano tropicale settentrionale. Negli anni normali, l’affioramento in alto mare si verifica anche nell’Oceano Indiano tropicale sudoccidentale, forzato dal ricciolo negativo dello sforzo del vento (Masumoto e Meyers, 1998; Xie et al., 2002). Le onde di Rossby di downwelling irradiate dall’Oceano Indiano sudorientale si propagano in questa regione di affioramento, approfondiscono la termoclina e riscaldano le SST nell’Oceano Indiano tropicale occidentale (Murtugudde et al., 2000; Vinayachandran et al., 2002).
Queste caratteristiche sono evidenziate chiaramente in un’analisi semplice delle funzioni ortogonali empiriche (EOF) delle anomalie del livello del mare ottenute da SODA (Carton et al., 2000). La prima modalità EOF delle anomalie del livello del mare mostra chiaramente la struttura delle onde di Kelvin e Rossby nell’Oceano Indiano tropicale. Durante gli anni dell’IOD, le onde di Kelvin di affioramento anomalo si propagano verso est, si riflettono e poi si propagano come onde di Kelvin intrappolate lungo la costa di Sumatra/Giava e il Golfo del Bengala (Fig. 7). Ciò comporta anomalie del livello del mare basso nell’Oceano Indiano equatoriale orientale e nel Golfo del Bengala. Le onde di Rossby di downwelling anomale, forzate dal ricciolo dello sforzo del vento anticiclonico durante gli eventi IOD, si manifestano come anomalie del livello del mare alto con pendenza nordovest-sudest (Rao e Behera, 2005).
RUOLO DELLA SALINITA’
Le variazioni interannuali della salinità superficiale del mare nell’Oceano Indiano sono causate sia dal forzamento dell’acqua dolce che dalla dinamica oceanica (Murtugudde e Busalacchi, 1998; Perigaud et al., 2003; Yu e McCreary, 2004; Vinayachandran e Nanjundiah, 2009). Curiosamente, una simulazione di un modello accoppiato mostra che significative variazioni interannuali di salinità nell’Oceano Indiano si verificano solo durante gli anni dell’IOD (Vinayachandran e Nanjundiah, 2009). Le scarse osservazioni di salinità nell’Oceano Indiano tropicale impediscono l’identificazione del ruolo della salinità sull’IOD. Tuttavia, utilizzando OGCM, alcuni ricercatori hanno esaminato il ruolo della salinità sulla SST durante l’evento IOD.
Durante gli anni di dipolo positivo, il barrier layer normalmente presente (assente) nell’Oceano Indiano equatoriale orientale (occidentale) si erode (si forma) in risposta alla riduzione (aumento) delle precipitazioni (Murtugudde et al., 2000). Questo si riflette sulla SST in forma di raffreddamento (riscaldamento) migliorato a causa della forte miscelazione verticale (strato di miscelazione 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 sud in superficie e una corrente sottomarina equatoriale a profondità sottostante. La corrente equatoriale sud trasporta la normale piscina di acqua dolce verso ovest, aumenta la stratificazione e crea uno strato di barriera nell’Oceano Indiano equatoriale occidentale. A causa di questa stratificazione poco profonda, la miscelazione del vento è limitata e l’ampiezza del momento aumenta nello strato superficiale, portando al rafforzamento della corrente equatoriale sud e alla continuazione della corrente sottomarina equatoriale (Masson et al., 2004).
Questi risultati suggeriscono che esiste un feedback positivo tra salinità e SST nell’Oceano Indiano tropicale durante un evento di IOD positivo.
PROCESSI ATMOSFERICI
Rispetto alle coste sudorientali degli oceani Pacifico tropicale e Atlantico tropicale, caratterizzate da lingue di SST fredde e nuvole stratiformi basse, il SETIO (al largo di Sumatra) è una regione di “warm pool” (Vinayachandran e Shetye, 1991) con profonda convezione (Gadgil et al., 2004; Li et al., 2003). Su un oceano caldo come quello dell’Oceano Indiano tropicale, un’umile anomalia della SST può indurre una profonda convezione in situ, in modo che la relazione SST-nuvole sia in fase (Li et al., 2003). Poiché gran parte dell’Oceano Indiano tropicale è coperto da una warm pool (SST superiore a 28 °C) (Vinayachandran e Shetye, 1991), la relazione SST-nuvole è in fase. D’altra parte, nel Pacifico tropicale, si osservano significative differenze di fase; le massime anomalie della SST si osservano nel Pacifico tropicale orientale durante un ENSO caldo, ma l’anomalia massima nella convezione associata all’ENSO appare nel Pacifico centrale. La relazione in fase SST-nuvole nell’Oceano Indiano tropicale porta a un feedback negativo tra atmosfera e oceano. Man mano che l’ammontare di nuvole aumenta nell’Oceano Indiano tropicale, in risposta all’aumento della SST, la radiazione solare diretta netta diminuisce e raffredda la SST (Li et al., 2003).
Un altro feedback termico aria-mare nel SETIO è il meccanismo di feedback di Bjerknes. Ad esempio, una diminuzione della SST nel SETIO implica una diminuzione corrispondente della quantità di nuvole in situ. Una diminuzione della convezione atmosferica porta allo sviluppo di onde di Rossby discendenti a ovest (Gill, 1980), risultando in una circolazione anticiclonica anomala a 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 rafforzati, oltre a guidare l’upwelling costiero e il mescolamento verticale, inducono un forte raffreddamento evaporativo della superficie del mare, portando a un ulteriore raffreddamento del SETIO (Fig. 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 venti sudorientali stagionali associati al monsone estivo asiatico rafforzano l’upwelling costiero associato all’IOD vicino a Sumatra nell’estate e autunno boreali, contribuendo all’iniziazione e al rafforzamento di questi eventi (Halkides et al., 2006).
D’altra parte, i venti equatoriali occidentali dell’autunno boreale approfondiscono il termoclino nel bacino orientale, riducendo l’SSTA fredda nella regione equatoriale orientale e vicino a Sumatra e Java. Un processo simile ha contribuito alla cessazione anticipata dell’IOD nel 1994. L’inversione stagionale dei venti del monsone durante l’inverno boreale riduce l’upwelling costiero lungo Sumatra e Java, contribuendo ulteriormente alla cessazione dell’IOD.
La Figura 8 rappresenta uno schema del feedback positivo accoppiato nella regione sudorientale dell’Oceano Indiano equatoriale, modificato da (Li et al., 2003). Purtroppo, non posso visualizzare o riprodurre immagini, quindi non posso mostrarti l’immagine stessa. Tuttavia, posso spiegarti il concetto che sta dietro allo schema.
Lo schema illustra il meccanismo di feedback positivo tra l’atmosfera e l’oceano nella regione sudorientale dell’Oceano Indiano equatoriale durante gli eventi IOD. Il processo inizia con un’anomalia di raffreddamento della temperatura superficiale del mare (SST) nel SETIO. Questo porta a una diminuzione della convezione atmosferica e delle nuvole, che a loro volta causano la formazione di onde di Rossby discendenti a ovest del centro di convezione ridotta. Ciò porta alla formazione di una circolazione anticiclonica anomala a ovest del centro di convezione, che rafforza ulteriormente i venti lungo il SETIO.
I venti rafforzati favoriscono l’upwelling costiero, il mescolamento verticale e il raffreddamento evaporativo della superficie del mare, causando ulteriore raffreddamento del SETIO. Questo feedback positivo agisce solo durante l’estate boreale, poiché i venti medi lungo il SETIO si invertono in autunno.
VARIAZIONI ATMOSFERICHE E CLIMATICHE CHE SI VERIFICANO ALL INTERNO DI UNA STAGIONE
Madden e Julian (1972) hanno per la prima volta riportato variazioni su scale temporali di 30-60 giorni nei venti zonali e nella convezione, noti come Oscillazione di Madden-Julian (MJO). La convezione anomala si sviluppa inizialmente nell’Oceano Indiano occidentale tropicale e si propaga verso est attraverso l’Oceano Indiano, il continente marittimo e poi deperisce ad est di 180°E. In associazione con la convezione anomala propagante, si eccitano anomalie barocline nella circolazione del campo dei venti; venti orientali (occidentali) a est (ovest) della convezione anomala nella troposfera inferiore (superiore).
Nella fase di soppressione della convezione della MJO, si verificano anche anomalie nella circolazione baroclina dell’atmosfera con direzioni opposte. L’attività della MJO diventa debole durante gli anni dell’Oscillazione Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD) in risposta alla forte subsidenza nella regione sud-est dell’Oceano Indiano Tropicale (SETIO) (Rao e Yamagata, 2004).
Durante gli eventi puri dell’Oscillazione Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD), la MJO appare prima della fine dell’IOD e le onde di Kelvin discendenti associate alle anomalie dei venti occidentali approfondiscono la termoclina nella regione sud-est dell’Oceano Indiano Tropicale (SETIO), interrompendo l’accoppiamento aria-mare. La fase di convezione soppressa della MJO, associata alle anomalie dei venti equatoriali orientali, può innescare un evento IOD eccitando le onde di Kelvin di risalita anomale (Han et al., 2006; Rao et al., 2009).
Le simulazioni dei loro modelli hanno suggerito che, prima dell’inizio del forte dipolo del 1997, è stata eccitata una risonanza oceanica guidata dal vento su scala di bacino con un periodo vicino a 90 giorni, coinvolgendo la propagazione di onde equatoriali di Kelvin e onde di Rossby del primo modo meridionale attraverso il bacino. In associazione con la risonanza, si è verificato un approfondimento della termoclina nel bacino orientale durante agosto e i primi di settembre, il che ha ridotto l’upwelling nella regione orientale dell’antinodo dell’IOD, ritardando così l’inversione del gradiente di temperatura della superficie del mare (SST) equatoriale – un importante indicatore di un forte IOD – di oltre un mese rispetto all’evento IOD del 1994.
In sintesi, la MJO può interagire con gli eventi IOD, influenzando la loro evoluzione e le caratteristiche associate. Questa interazione tra MJO e IOD può avere un impatto significativo sui modelli meteorologici e climatici nelle regioni interessate.
DIPENDENZA DELL OSCILLAZIONE DIPOLO DELL OCEANO INDIANO (IOD) DA EL NINO
La sezione 4.1 delle Osservazioni riguarda la dipendenza dell’Oscillazione Dipolo dell’Oceano Indiano (IOD) da El Niño. La termoclina media nell’Oceano Indiano è profonda rispetto a quella dell’Oceano Pacifico. Pertanto, l’inizio di un fenomeno accoppiato che coinvolge l’approfondimento della termoclina (in modo che l’oceano subsuperficiale possa interagire con la temperatura della superficie del mare, o SST, attraverso la miscelazione del vento) è considerato un compito 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 delle SST dell’Oceano Indiano sia principalmente forzata da ENSO, attraverso un ponte atmosferico (Klein et al., 1999; Alexander et al., 2002).
Il ponte si verifica 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 cella normale di Walker si inverte durante ENSO, con un forte moto discendente sul Pacifico occidentale e sull’Oceano Indiano equatoriale. Circa 4 mesi dopo che le anomalie di grande scala delle SST sono osservate nell’equatore del Pacifico, l’intero Oceano Indiano è coperto da anomalie di SST dello stesso segno. Il riscaldamento (raffreddamento) dell’Oceano Indiano durante la fase calda (fredda) di ENSO è solitamente su scala di bacino e principalmente dovuto ai flussi di calore superficiale (Klein et al., 1999; Venzke et al., 2000).
In sintesi, l’Oceano Indiano è stato a lungo considerato come un oceano passivo che risponde principalmente all’atmosfera e alle influenze dell’El Niño attraverso un ponte atmosferico. Tuttavia, si riconosce che l’IOD è un fenomeno climatico distinto che può interagire con El Niño in vari modi, influenzando i modelli meteorologici e climatici nelle regioni interessate.
Il ritardo di 4 mesi affinché l’Oceano Indiano si riscaldi in risposta a ENSO è dovuto all’inerzia termica dello strato superficiale dell’oceano. Tuttavia, il riscaldamento dell’Oceano Indiano associato a ENSO non è su scala di bacino in tutte le fasi di ENSO. Nelle prime fasi di sviluppo di un ENSO, ci sono anomalie negative della temperatura della superficie del mare (SSTA) nell’Oceano Indiano equatoriale orientale, ma scompaiono man mano che El Niño matura (Rasmusson e Carpenter, 1982; Huang e Kinter, 2002; Hendon, 2003; Krishnamurthy e Kirtman, 2003).
Le correlazioni simultanee tra SSTA nell’Oceano Indiano orientale e gli indici ENSO tendono a suggerire che gli eventi IOD sono forzati da ENSO (Allan et al., 2001; Bequero-Bernal et al., 2002; Xie et al., 2002; Hastenrath, 2002; Krishnamurthy e Kirtman, 2003; Annamalai et al., 2003). Il forte evento IOD del 1997 è coinciso con un fortissimo ENSO. Tuttavia, gli IOD si sono verificati sia insieme a ENSO che indipendentemente, e le SSTA causate da ENSO non presentano il modello a dipolo tipico degli eventi IOD. Inoltre, le anomalie associate all’IOD sono bloccate nella fase rispetto al ciclo stagionale: appaiono durante l’estate e l’autunno boreali, mentre le anomalie su scala di bacino associate a ENSO appaiono principalmente durante l’inverno e la primavera (Tozuka et al., 2008).
L’Analisi delle Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF) delle anomalie di SST mostra un modello su scala di bacino come primo modo a causa degli effetti di ENSO. Il secondo modo, invece, mostra un notevole altalena tra l’Oceano Indiano orientale e occidentale dovuto all’IOD, e questo modo è indipendente da ENSO (Yamagata et al., 2004). Circa il 50% degli eventi IOD si sono verificati insieme a 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 IOD (Saji et al., 1999; Yamagata et al., 2003, 2004; Behera et al., 2006; Chang et al., 2006; Schott et al., 2009).
MODELLI ACCOPPIATI
I modelli accoppiati, ovvero i modelli di circolazione generale oceano-atmosfera, sono stati in grado di riprodurre con successo gli eventi IOD, come illustrato per la prima volta da Iizuka et al. (2000). Le caratteristiche degli IOD simulati dai modelli accoppiati sono paragonabili a quelle osservate (Iizuka et al., 2000; Bequero-Bernal et al., 2002; Lau e Nath, 2004; Cai et al., 2005; Behera et al., 2006; Song et al., 2007). La questione principale affrontata utilizzando tali modelli è verificare se l’IOD sia generato da processi intrinseci all’Oceano Indiano o da forzanti esterne provenienti dal Pacifico.
In una simulazione accoppiata per 50 anni (Iizuka et al., 2000), il modello ha generato 8 eventi IOD rispetto ai 20 eventi IOD in una simulazione di 100 anni utilizzando CCSM 2 (Vinayachandran e Nanjundiah, 2009). Iizuka et al. (2000) hanno riscontrato una scarsa correlazione tra DMI (Dipole Mode Index) e SSTA nella regione NINO3 e hanno concluso che l’IOD in questo modello è indipendente da ENSO. Bequero-Bernal et al. (2002) hanno condotto due simulazioni utilizzando un modello accoppiato, prima includendo gli effetti di El Niño e poi escludendoli.
In entrambi i casi, i modelli accoppiati sono stati utilizzati per studiare le relazioni tra IOD e ENSO e per determinare se l’IOD sia un fenomeno intrinseco all’Oceano Indiano o sia guidato principalmente dalle influenze esterne provenienti dall’Oceano Pacifico. Queste simulazioni hanno contribuito a migliorare la comprensione dell’interazione tra IOD e ENSO e del modo in cui questi fenomeni climatici possono influenzarsi a vicenda.
Bequero-Bernal et al. (2002) hanno concluso che la variabilità simile a un dipolo nel modello è principalmente forzata da ENSO, ma hanno anche scoperto che il modello genera ulteriormente una struttura a dipolo forzata dai flussi atmosferici, indipendente da ENSO. La simulazione del modello SINTEX ha avuto 20 eventi IOD nei suoi 80 anni di integrazione del modello (Gualdi et al., 2003). La massima anomalia di temperatura della superficie del mare (SSTA) associata all’IOD si è verificata circa 3 mesi prima del picco di SSTA nella regione NINO3, suggerendo che l’evoluzione dell’IOD nel modello è generalmente indipendente da ENSO. Tuttavia, i risultati del modello suggerivano che le anomalie della pressione del livello del mare associate a ENSO potrebbero produrre condizioni atmosferiche favorevoli alla generazione dell’IOD.
Nelle simulazioni del modello accoppiato GFDL (Lau e Nath, 2004), il modello del dipolo IOD è stato causato principalmente da ENSO; le variazioni del campo di vento superficiale sull’Oceano Indiano associate a ENSO modificano sia i flussi aria-mare che i processi oceanici, portando a un modello di SST a dipolo. Il modello ha prodotto anche eventi IOD forti in assenza di ENSO, e questi sono stati causati da un modo annulare associato a anomalie di pressione del livello del mare a sud dell’Australia. Utilizzando il modello SINTEX, Fischer et al. (2005) hanno condotto un esperimento con un modello accoppiato in cui l’effetto di ENSO è stato soppresso limitando lo stress del vento sul Pacifico tropicale.
In sintesi, i modelli accoppiati oceanico-atmosferici hanno dimostrato che, sebbene ENSO possa avere un’influenza significativa sulla formazione e l’evoluzione dell’IOD, esistono anche processi interni all’Oceano Indiano che possono generare eventi IOD indipendenti da ENSO. Questi risultati evidenziano la complessità delle interazioni tra IOD e ENSO e la necessità di ulteriori studi per comprendere meglio i meccanismi alla base di questi fenomeni climatici.
In questa simulazione, l’IOD era identico all’esecuzione che includeva ENSO. Modificare il campo di temperatura della superficie del mare (SST) per sopprimere ENSO (Behera et al., 2006) nello stesso modello ha prodotto un risultato simile. Gli eventi IOD nel modello accoppiato GFDL CM2.1 sono preceduti da condizioni anomale nella piscina calda del Pacifico occidentale, caratterizzate da uno spostamento verso est nella convezione, venti di ponente e SST (Song et al., 2007), suggerendo che le variazioni nella piscina calda Indo-Pacifico siano fondamentali per generare condizioni di IOD. Dagli esperimenti sui processi, hanno concluso che l’IOD si forma a seguito di processi intrinseci all’Oceano Indiano. Hanno anche notato che gli IOD possono essere causati anche da ENSO, sebbene il numero di casi di quest’ultimo sia relativamente più piccolo.
Il modello accoppiato CSIRO Mark 3 ha prodotto 74 eventi ENSO e 34 eventi IOD su 240 anni di simulazione del modello (Cai et al., 2005). Tra questi, c’erano solo occasionali coincidenze di IOD e ENSO, mentre 23 eventi IOD si sono verificati un anno dopo ENSO. Interazioni irrealistiche tra gli oceani Indiano e Pacifico portano allo sviluppo di tali eventi IOD (Cai et al., 2005), suggerendo che il meccanismo che porta alla formazione di eventi simili a IOD nei modelli accoppiati necessita di ulteriori indagini.
In sintesi, i risultati delle simulazioni dei modelli accoppiati indicano che, sebbene ENSO possa influenzare la formazione e l’evoluzione degli eventi IOD, esistono anche processi interni all’Oceano Indiano che possono generare eventi IOD indipendentemente da ENSO. Tuttavia, alcuni modelli presentano interazioni irrealistiche tra l’Oceano Indiano e l’Oceano Pacifico, il che suggerisce la necessità di ulteriori studi per comprendere meglio i meccanismi che portano alla formazione di eventi IOD nei modelli accoppiati.In sintesi, sia le osservazioni che i modelli concordano sul fatto che non è necessario avere una forzatura da parte di ENSO per generare un IOD. Ciò significa che l’Oceano Indiano può sostenere il proprio processo di interazione aria-mare. Un ruolo cruciale nell’evoluzione dell’IOD è svolto dall’interazione della termoclina con la temperatura della superficie del mare (SST). La pendenza della termoclina nei modelli accoppiati mostra una notevole variazione tra i modelli (Saji et al., 2006) e la frequenza di occorrenza dell’IOD in questi modelli dipende in modo cruciale dalla forma della termoclina. Nei modelli accoppiati oceano-atmosfera, l’accoppiamento dinamico avviene attraverso lo sforzo del vento e l’accoppiamento termodinamico attraverso la SST e il flusso di calore aria-mare. Pertanto, la generazione di ENSO in un modello accoppiato può essere soppressa non permettendo all’atmosfera di interagire con la SST del modello. Questo viene tipicamente ottenuto sostituendo la SST del modello con una climatologia (Elliott et al., 2001; Bequero-Bernal et al., 2002; Behera et al., 2005). L’accoppiamento dinamico attraverso lo sforzo del vento è presente in tali esperimenti che possono produrre un feedback di tipo Bjerknes in presenza di una termoclina poco profonda. Di conseguenza, la variabilità oceanica associata a ENSO non è ben soppressa e influenza le regioni oceaniche nel SETIO (Fischer et al., 2005). Un secondo metodo è stato utilizzato (Fischer et al., 2005), nel quale l’accoppiamento dinamico viene soppresso prescrivendo uno sforzo del vento climatologico nel Pacifico tropicale. Questo vincolo rimuove i segnali atmosferici associati a ENSO e riduce drasticamente i segnali oceanici (Fischer et al., 2005). Considerando che i processi oceanici associati all’IOD possono evolversi anche in assenza di ITF (Vinayachandran et al., 2007), quest’ultimo metodo potrebbe essere considerato come il modo preferito di sopprimere ENSO nei modelli accoppiati.
INNESCO
L’evoluzione dell’evento del 1997-98 insieme a un El Niño ha portato all’ipotesi che l’ENSO possa indurre anomalie di vento 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 anni non-ENSO. Le caratteristiche degli eventi IOD iniziano ad apparire in primavera (marzo-aprile), quindi diversi studi hanno esplorato un meccanismo in grado di indurre anomalie di vento orientali lungo l’equatore e sudorientali al largo di Sumatra.
La pioggia primaverile nell’Oceano Indiano equatoriale orientale (EEIO) è correlata simultaneamente con la SSTA (anomalia della temperatura superficiale dell’oceano) del Pacifico centro-occidentale e non correlata con la SSTA locale (Annamalai et al., 2003). Sulla base di ciò, Annamalai et al. (2003) hanno proposto che l’innesco dell’IOD avvenga in primavera boreale, periodo in cui le forzature esterne dal Pacifico possono 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, mentre l’IOD cresce attraverso il feedback di Bjerknes. Tuttavia, i loro esperimenti con un AGCM (modello generale di circolazione atmosferica) hanno mostrato una risposta piuttosto debole della pioggia dell’EEIO alla SSTA del Pacifico centro-occidentale e non è stato fatto alcun tentativo di dimostrare che le anomalie di temperatura superficiale e profondità del termoclino si evolvano in condizioni favorevoli per l’IOD.
Secondo Kajikawa et al. (2001), l’intensificazione della cella di Hadley sopra il Pacifico occidentale può rafforzare i venti sudorientali nell’EEIO, raffreddando la SST e sopprimendo la convezione, innescando un IOD. L’intensificazione avviene durante l’estate e può essere dovuta sia all’ENSO che al monsone. Tuttavia, le anomalie del vento associate agli IOD si manifestano durante la primavera (Vinayachandran et al., 1999, 2007), cosa che il meccanismo sopra descritto 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 di ENSO, mentre la convezione si sposta verso est nel Pacifico durante lo sviluppo dell’ENSO, si verificano anomalie di vento orientale nell’Oceano Indiano orientale e il termoclino diventa meno profondo. Ciò è seguito dallo sviluppo di venti favorevoli all’upwelling e da una riduzione delle precipitazioni, innescando la crescita di un IOD. In assenza di ENSO, l’innesco ha origine da un’anomalia nella circolazione di Hadley durante aprile-maggio, caratterizzata da venti equatoriali meridionali e ridotte precipitazioni nel SETIO, completamente indipendenti dai processi atmosferici e oceanici del Pacifico. Interessantemente, queste sono precedute da anomalie della SSTA in marzo-aprile, suggerendo che l’innesco ha origine nell’oceano.
In una deviazione piuttosto significativa rispetto a 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 dai cicloni intensi sulla baia. Lo sviluppo di questa convezione anomala in un IOD è influenzato dal fatto che la soppressione della convezione a est è associata a un aumento della convezione a ovest (Gadgil et al., 2003, 2004), il primo che porta a venti sudorientali al largo di Sumatra e venti orientali sull’EIO.
Gli eventi IOD sono preceduti da un’onda di Rossby discendente che ha origine dal confine orientale (Vinayachandran et al., 2002). Queste onde predispongono l’Oceano Indiano equatoriale occidentale approfondendo il termoclino. Tali propagazioni d’onda durante il 1993 e il 1996 hanno fornito uno sfondo favorevole per l’evoluzione degli eventi IOD rispettivamente nel 1994 e nel 1997. Le onde di Rossby possono anche eccitare un’onda di Kelvin che predispone il termoclino nell’Oceano Indiano orientale, come nel caso del 2003 e del 2006 (Rao et al., 2009). L’intensificazione della porzione nord della ITCZ a marzo o una fase di convezione soppressa di un MJO può 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 del termoclino (Li et al., 2003). Un termoclino poco profondo a est è una condizione necessaria affinché l’upwelling funzioni in modo efficiente per raffreddare la SST (Vinayachandran et al., 1999, 2002, 2007; Murtugudde et al., 2000). Pertanto, la predisposizione del termoclino fornisce uno sfondo 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 attraverso l’atmosfera o attraverso l’ITF (Annamalai e Murtugudde, 2004). Il primo avviene attraverso anomalie del vento zonale lungo l’equatore e un anticiclone a est di Sumatra, mentre il secondo attraverso l’influenza del flusso indonesiano (ITF) sul termoclino (Annamalai et al., 2005). Di conseguenza, gli eventi IOD sono più intensi nei decenni durante i quali la variabilità decennale del Pacifico favorisce un termoclino poco profondo nel SETIO, come negli anni ’60 e ’90.Essendo un processo accoppiato tra oceano e atmosfera, l’innesco di un IOD può avere origine sia nell’oceano che nell’atmosfera. Tutti gli studi sopra citati, ad eccezione di Rao et al. (2009), indicano un innesco proveniente dall’atmosfera, sia attraverso una modifica della circolazione di Walker che della cella di Hadley. Ciò è coerente con l’evoluzione degli eventi IOD nell’ultimo decennio; le osservazioni suggeriscono che i primi segni dell’IOD compaiono come anomalie di venti orientali lungo l’equatore e anomalie di venti sudorientali al largo di Sumatra (ad esempio, l’evento IOD del 2006 (Vinayachandran et al., 2007)). La scarsa profondità del termoclino è fondamentale per il successivo sviluppo dell’IOD, poiché è un parametro cruciale per il feedback di Bjerknes. C’è una relazione quasi perfetta a forma di altalena nella convezione tra le aree orientali e occidentali dell’IOD; ogni volta che la convezione viene intensificata nel lato orientale, viene soppressa a ovest e viceversa (Gadgil et al., 2003, 2004). Pertanto, una volta che il termoclino è predisposto, l’intensificazione della convezione sia a ovest che a est può innescare un feedback positivo.
INFLUENZA DEL DIPOLO DELL’OCEANO INDIANO NEL SISTEMA CLIMATICO REGIONALE
6.1. IOD e piogge dell’Africa orientale
La variabilità delle precipitazioni dell’Africa orientale ha un impatto profondo sulla vita di milioni di persone nei paesi in via di sviluppo di questa regione, che dipendono principalmente dall’agricoltura basata sulle piogge e dalle pesche regionali. La relazione tra la temperatura della superficie del mare (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; Goddard e Graham, 1999; Nicholls, 1995; Nicholson e Kim, 1997). Molti di questi studi si sono concentrati sulla convezione anomala e le precipitazioni nei paesi dell’Africa orientale nel 1961/62 e l’hanno attribuito all’Oceano Indiano equatoriale occidentale anormalmente caldo. In generale, l’influenza delle SST dell’Oceano Indiano tende a dominare la variabilità delle precipitazioni dell’Africa nella fase calda dell’ENSO e l’Oceano Atlantico controlla le precipitazioni dell’Africa nella fase fredda (Nicholson e Kim, 1997).
Gli esperimenti con modelli di circolazione generale dell’atmosfera per quantificare l’influenza relativa degli oceani Indiano e Pacifico suggeriscono che, sebbene le anomalie delle SST del Pacifico influenzino l’attività delle precipitazioni nella regione africana, la risposta atmosferica alla variabilità dell’Oceano Indiano è essenziale per la simulazione della corretta risposta delle precipitazioni nell’Africa centrale, meridionale e orientale, in particolare la simulazione dell’osservato schema di dipolo delle precipitazioni nell’Africa centrale-orientale/meridionale (Goddard e Graham, 1999). È interessante notare che ci sono alcuni studi che suggeriscono che la teleconnessione tra le precipitazioni dell’Africa orientale e l’ENSO sia una manifestazione di un legame tra l’ENSO e l’IOD (Black et al., 2003).
Dopo la scoperta dell’IOD (Saji et al., 1999; Webster et al., 1999), diversi studi hanno indagato il ruolo dell’IOD nella regolazione del clima regionale. Durante gli anni dell’IOD, c’è una tendenza a un aumento delle precipitazioni nell’Africa orientale tropicale e alla siccità in Indonesia (Saji et al., 1999). La correlazione tra l’indice di dipolo dell’Oceano Indiano (DMI) e le precipitazioni nel regime del monsone asiatico conferma ciò (Fig. 9). Le inondazioni estreme nei paesi dell’Africa orientale nel 1961-62 e nel 1997-1998 (Fig. 10) sono state associate a condizioni anomale nell’Oceano Indiano (Saji et al., 1999; Webster et al., 1999; Saji e Yamagata, 2003; Birkett et al., 1999). Le condizioni di inondazione estrema nella regione dell’Africa orientale nel 1997-1998 non possono essere attribuite a una risposta esagerata all’El Niño, poiché la correlazione tra le precipitazioni dell’Africa orientale e le SST del Pacifico centrale è solo di 0,24 (Webster et al., 1999; M. 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 sull’Africa centrale e venti orientali provenienti dall’Oceano Indiano equatoriale come risposta al polo occidentale caldo dell’IOD (Ummenhofer et al., 2009). Le anomalie delle SST nel polo occidentale dell’IOD hanno un impatto maggiore sulle brevi piogge dell’Africa orientale rispetto a quelle del polo orientale (Ummenhofer et al., 2009), queste anomalie delle SST sono il risultato della forte influenza sottosuperficiale dovuta alle onde di Rossby in propagazione 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 in largo anticipo. I modelli di circolazione generale atmosferica e accoppiata oceano-atmosfera sono stati in grado di simulare abbastanza bene l’associazione osservata tra il DMI e le precipitazioni dell’Africa orientale (Conway et al., 2006; Behera et al., 2003). Pertanto, anche i modelli accoppiati potrebbero essere utilizzati per prevedere le brevi piogge dell’Africa orientale.
Figure 10 mostra la distribuzione delle precipitazioni sull’Africa in due diversi periodi: a) novembre 1961 e b) ottobre 1997. I dati delle precipitazioni utilizzati provengono dai dati delle precipitazioni delle stazioni globali grigliate (Chen et al., 2002) e sono disponibili all’indirizzo ftp://ftp.cpc.ncep.noaa.gov/precip/50yr/gauge/0.5deg.
Le mappe mostrano le differenze nelle precipitazioni durante questi due mesi e sono utili per studiare l’influenza dell’Oceano Indiano Dipolo (IOD) sulle piogge in Africa. Nel 1961 e 1997, i forti eventi di IOD hanno coinciso con inondazioni estreme nell’Africa orientale.
La Figura 11 mostra un diagramma di dispersione che confronta le anomalie normalizzate delle precipitazioni del monsone estivo indiano (ISMR) con le anomalie della temperatura della superficie del mare (SST) di Nino 3.4. Entrambe le anomalie sono normalizzate rispetto alle rispettive deviazioni standard.
I dati ISMR provengono dal sito http://tropmet.res.in, mentre l’indice NINO 3.4 è ottenuto dal sito http://www.cpc.noaa.gov/data/indices/sstoi.indices.
Il diagramma di dispersione serve a mostrare la correlazione tra le anomalie del monsone indiano e le anomalie della temperatura della superficie del mare nel Pacifico equatoriale (Nino 3.4). In questo modo, è possibile analizzare la relazione tra le variazioni del monsone e gli eventi El Niño e La Niña.
RELAZIONE TRA L INDIAN OCEAN DIPOLE(IOD) E LE PRECIPITAZIONI DEL MONSONE ESTIVO INDIANO (ISMR)
La relazione tra l’Indian Ocean Dipole (IOD) e le precipitazioni del monsone estivo indiano (ISMR) è un aspetto importante nella comprensione delle variazioni interannuali del monsone indiano. Negli anni ’80, è stata scoperta una forte correlazione tra l’ISMR e l’El Niño e la Southern Oscillation (ENSO), il segnale dominante delle variazioni interannuali del sistema accoppiato oceano-atmosfera nel Pacifico.
C’è una maggiore tendenza alle carenze di monsone durante gli eventi ENSO caldi, con deficit in 21 dei 25 eventi tra il 1875 e il 1979, che includevano 9 delle 11 stagioni con le maggiori anomalie. Tuttavia, mentre la maggior parte delle siccità è associata a un indice Nino 3.4 positivo (condizione El Niño), ci sono state siccità nel 1974 e 1985 associate a un’anomalia negativa delle SST nella regione Nino 3.4. L’indice NINO 3.4 è molto basso negli anni di siccità come 1966, 1968 e 1979.
Di nuovo, mentre nella maggior parte delle stagioni di monsone in eccesso, l’anomalia delle SST nella regione Nino 3.4 è negativa (condizione La Niña), è positiva nel 1983 e 1994. Inoltre, nel 1997, durante il più forte anno di El Niño nel secolo, l’ISMR era sopra la norma. Di conseguenza, Kumar et al. (1999) hanno suggerito che la relazione tra il monsone indiano e l’ENSO si è indebolita negli ultimi decenni.
In questo contesto, l’influenza dell’IOD sulle precipitazioni del monsone indiano è diventata un’area di interesse nella ricerca. L’IOD può avere un impatto sulle precipitazioni del monsone indiano, sia in modo indipendente che in combinazione con l’ENSO, contribuendo a spiegare alcune delle variazioni del monsone che non possono essere attribuite all’ENSO.
La correlazione tra l’Indian Ocean Dipole Mode Index (DMI) e le precipitazioni del monsone estivo indiano (ISMR) è piuttosto debole, come mostrato nella Figura 9. Tuttavia, se si considera caso per caso, su 11 eventi di IOD positivo intensi (anomalie nel DMI superiori a una deviazione standard) che si sono verificati tra il 1958 e il 1997, otto eventi (1961, 1963, 1967, 1977, 1983, 1994, 1993 e 1997, ovvero il 73% degli eventi IOD positivi in questo periodo) sono associati a anomalie positive dell’ISMR contemporaneo (Ashok et al., 2001).
Allo stesso modo, su tre eventi IOD negativi durante il periodo 1958-1997, due eventi (1960 e 1992) corrispondono a anomalie negative dell’ISMR. È interessante notare che la correlazione mobile tra l’ISMR e l’ENSO ha una tendenza opposta a quella tra l’ISMR e l’IOD; cioè, quando la correlazione ISMR-ENSO (negativa) è forte, la correlazione ISMR-IOD (positiva) è debole. Allo stesso modo, quando l’ISMR ha una forte correlazione positiva con l’IOD, la relazione tra ENSO e ISMR è debole, come si vede dalla Figura 12.
Questo suggerisce che la relazione tra IOD e ISMR può essere più forte in determinati casi o periodi, e che l’influenza dell’IOD sulle precipitazioni del monsone indiano può essere più evidente quando la correlazione tra l’ENSO e l’ISMR è debole. Pertanto, l’IOD può svolgere un ruolo significativo nella modulazione delle precipitazioni del monsone indiano, anche se la correlazione complessiva tra DMI e ISMR può apparire debole.
Il testo suggerisce che ci sia una forte correlazione positiva tra l’IOD e l’ISMR durante gli anni ’60 e ’90. Questo potrebbe essere uno dei motivi per i quali ci sono state stagioni monsoniche abbondanti nel 1961 e nel 1994, e una stagione monsonica quasi normale nel 1997.
Tuttavia, né l’ENSO né l’IOD possono spiegare completamente tutti i periodi di abbondanza o di siccità del monsone estivo indiano. Ad esempio, gli anni di siccità 1985 e 1974 non sono associati a un IOD negativo o a un El Nino. Le siccità del 1966, 1968 e 1979 sono associate a anomalie molto piccole della temperatura della superficie del mare (SST) nel Pacifico centrale e nessun segnale IOD nell’Oceano Indiano.
In altre parole, l’ENSO e l’IOD sono fattori importanti che influenzano l’ISMR, ma non sono gli unici. Ci sono altri fattori non ancora compresi che possono causare variazioni nell’ISMR.
Infine, il testo fa riferimento a studi di modellazione che suggeriscono che gli eventi positivi dell’IOD possono intensificare le precipitazioni del monsone estivo indiano. Tuttavia, c’è ancora bisogno di capire meglio il ruolo dell’IOD nelle variazioni interannuali dell’ISMR.
La figura 12 mostra due curve che rappresentano correlazioni “scorrevoli” di 41 mesi tra due coppie di indici e l’ISMR.
- La prima coppia è l’indice NINO3 e l’ISMR. La correlazione tra questi due è rappresentata da una curva tratteggiata e il valore della correlazione è moltiplicato per -1. Questo potrebbe essere fatto per facilitare la comparazione visiva con l’altra correlazione se le due correlazioni tendono ad essere opposte.
- La seconda coppia è l’indice DMI e l’ISMR. La correlazione tra questi due è rappresentata da una curva solida.
La correlazione è un modo per misurare quanto fortemente due serie di dati sono collegate. Un coefficiente di correlazione di 0.38 è considerato significativo al 90%. Questo significa che c’è una probabilità del 90% che esista una relazione reale tra le due serie di dati, non dovuta al caso.
NINO3 è un indice che misura la temperatura della superficie del mare in una specifica regione dell’Oceano Pacifico. È spesso utilizzato per monitorare il fenomeno dell’El Niño.
Il Dipole Mode Index (DMI) è un indice utilizzato per monitorare l’Indian Ocean Dipole (IOD), un fenomeno climatico che coinvolge fluttuazioni della temperatura della superficie del mare nell’Oceano Indiano.
Quindi, la figura mostra come queste due diverse misure del clima oceanico (NINO3 e DMI) si correlano con l’Indian Summer Monsoon Rainfall (ISMR) su un periodo di tempo di 41 mesi.
La figura 13 è ottenuta grazie ai dati dell’Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR) dell’Amministrazione Nazionale Oceanica e Atmosferica (NOAA) degli Stati Uniti. AVHRR è uno strumento a bordo di satelliti che misura la radiazione uscente a lunghezza d’onda lunga (OLR) della Terra.
La radiazione uscente a lunghezza d’onda lunga (OLR) è la radiazione infrarossa che la Terra emette verso lo spazio. Questa radiazione è legata alla temperatura della superficie e dell’atmosfera terrestre, quindi le misure di OLR sono spesso utilizzate per studiare i modelli climatici e meteorologici.
La figura mostra le anomalie dei modelli di OLR per quattro periodi specifici: luglio 2002, luglio 2003, agosto 1986 e agosto 1994. Un’ “anomalia” in questo contesto si riferisce a quanto le misure di OLR per quei periodi differiscono dal normale o dal previsto.
WM^−2 è l’unità di misura per il flusso di potenza radiante, watt per metro quadrato.
Relazione tra la pioggia del monsone estivo indiano (ISMR) e l’Oscillazione Equatoriale dell’Oceano Indiano (EQUINOO)
L’estrema siccità del 2002 non è stata anticipata da alcuna delle previsioni, indipendentemente dal fatto che fossero basate su modelli di circolazione generale complessi (GCM) o modelli empirici. Questo fatto ha stimolato dibattiti tra i ricercatori su quali fattori influenzano la variabilità dell’ISMR. Questa siccità non era associata né a un El Niño particolarmente forte né a un evento negativo dell’IOD (Dipolo dell’Oceano Indiano).
Nel 2003, dopo il fallimento del monsone, l’ISMR era molto vicino alla sua media a lungo termine. È interessante notare che il modello di radiazione uscente a lunghezza d’onda (OLR), che può essere usato come indicatore della convezione tropicale, nel luglio 2003 era esattamente opposto a quello del 2002.
Nel 2002, c’era un’elevata anomalia dell’OLR sulla parte occidentale della regione indiana e sull’Oceano Indiano equatoriale occidentale (WEIO). Allo stesso tempo, l’anomalia dell’OLR era negativa (indicando una maggiore convezione) sull’Oceano Indiano equatoriale orientale (EEIO). Il modello era esattamente opposto nel 2003.
Questi non sono eventi isolati. Infatti, i modelli di anomalia dell’OLR nei mesi del monsone del 1986 e del 1994 sono molto simili a quelli del 2002 e del 2003 rispettivamente.
Gadgil et al. (2004) hanno definito questa oscillazione nella convezione sopra il WEIO e l’EEIO come Oscillazione Equatoriale dell’Oceano Indiano (EQUINOO). Hanno suggerito che i venti lungo l’Oceano Indiano equatoriale potrebbero essere considerati come misura dell’intensità dell’EQUINOO, poiché rispondono al gradiente di pressione associato al riscaldamento differenziale nell’atmosfera dovuto alla differenza di convezione.
L’indice EQUINOO (EQWIN) è definito come il negativo dell’anomalia del vento zonale sopra l’Oceano Indiano equatoriale centrale (media su 60°E–90°E,2.5°S–2.5°N).
L’IOD è un fenomeno accoppiato e le sue firme si vedono nella convezione e nel vento di superficie sull’Oceano Indiano equatoriale (Saji et al., 1999). Interessantemente, ci sono occasioni in cui tali anomalie di convezione e di vento di superficie sono presenti senza un segnale di dipolo della temperatura della superficie del mare (SST) (Francis, 2006). Di conseguenza, anche se tutti gli eventi IOD sono associati all’EQUINOO, il contrario non è necessariamente vero.
Quando si considera l’influenza relativa di EQUINOO e IOD sull’ISMR, l’ISMR è meglio correlato all’EQUINOO che all’IOD (Gadgil et al., 2004). La relazione dell’ISMR con EQWIN e DMI è mostrata nelle Fig. 14a&b. La correlazione tra DMI e ISMR è solo 0.05. D’altra parte, la correlazione tra EQWIN e ISMR è significativamente alta (0.45). Mentre l’ISMR è negativamente correlato all’OLR sopra il WEIO, è positivamente correlato all’OLR sopra l’EEIO (Fig. 15). Di conseguenza, un monsone in eccesso (siccità) è associato a una convezione potenziata (soppressa) sul WEIO e una convezione soppressa (potenziata) sul EEIO. In altre parole, un EQUINOO positivo è favorevole per il monsone indiano e un EQUINOO negativo è molto sfavorevole. Tutte le stagioni del monsone in eccesso/siccità nel periodo 1958-2003 sono associate alla fase favorevole/sfavorevole dell’ENSO o dell’EQUINOO o di entrambi (Gadgil et al., 2004).
C’è una netta separazione tra le stagioni di eccesso e di 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 in Fig. 16. La ricostruzione lineare dell’ISMR sulla base della regressione multipla dall’indice NINO3 e il vento zonale sull’Oceano Indiano equatoriale specifica meglio l’ISMR rispetto alla regressione con solo l’indice NINO3 (Ihara et al., 2007).
Chiaramente, il monitoraggio e la previsione dell’EQUINOO e dell’IOD sono essenziali per la previsione dell’ISMR. Anche se l’associazione tra l’EQUINOO e gli estremi dell’ISMR è ora stabilita, il meccanismo con cui l’EQUINOO influenza il monsone indiano deve ancora essere compreso.
Una spiegazione per l’aumento delle precipitazioni sull’India durante l’evento positivo dell’IOD è attraverso il potenziamento del flusso trans-equatoriale verso il Golfo del Bengala a causa del forte gradiente meridionale della SST attraverso l’EEIO (Guan et al., 2003). Tuttavia, durante la maggior parte degli eventi IOD, le più grandi anomalie di precipitazione e convezione sono osservate nella parte occidentale del paese (Fig. 13).Sono necessarie ricerche più focalizzate per affrontare questo problema.
La figura 14 mostra due grafici a dispersione (scatter plot) che rappresentano la correlazione tra l’ISMR (Indian Summer Monsoon Rainfall) e due variabili differenti: EQWIN (l’indice EQUINOO) e DMI (Dipole Mode Index, un indice per l’IOD o Dipolo dell’Oceano Indiano).
a) EQWIN vs ISMR: Questo scatter plot mostra la correlazione tra l’ISMR e l’indice EQUINOO (EQWIN), che è calcolato dai dati medi mensili del vento di superficie ottenuti dalla rianalisi NCEP (National Centers for Environmental Prediction).
b) DMI vs ISMR: Questo scatter plot mostra la correlazione tra l’ISMR e l’indice DMI. Il DMI è un indice utilizzato per misurare la forza e la fase dell’IOD.
Ricorda che un grafico a dispersione mostra la relazione tra due variabili continue, con una variabile lungo l’asse x e l’altra lungo l’asse y. Se i punti dati tendono a salire o scendere insieme, allora le due variabili potrebbero avere una correlazione positiva o negativa. Se i punti dati non mostrano alcuna tendenza chiara, allora le due variabili potrebbero non essere correlate.
La Figura 15 mostra la correlazione tra l’ISMR (Indian Summer Monsoon Rainfall) e l’OLR (Outgoing Longwave Radiation) sulla regione del monsone indiano.
L’OLR è una misura della radiazione a lunghezza d’onda lunga (infrarossa) emessa dall’atmosfera terrestre verso lo spazio. È comunemente usata come indicatore di attività convettiva, poiché valori più bassi di OLR corrispondono a una convezione più profonda (cioè, nubi più alte e più dense).
La correlazione negativa tra ISMR e OLR significa che quando l’ISMR è sopra la norma (cioè, ci sono più piogge del monsone estivo), la convezione è intensificata (valori OLR più bassi). Al contrario, quando l’ISMR è sotto la norma (cioè, ci sono meno piogge del monsone estivo), la convezione è soppressa (valori OLR più alti).
Questa relazione riflette il fatto che la pioggia del monsone estivo in India è guidata da processi convettivi: l’aria calda e umida sale, si raffredda e condensa per formare nubi e precipitazioni. Quindi, durante un monsone estivo più intenso, ci si aspetta di vedere una convezione più intensa (e quindi valori OLR più bassi).
La figura 16 rappresenta gli estremi dell’Indian Summer Monsoon Rainfall (ISMR) nel piano di fase degli indici EQWIN (indice EQUINOO) e ENSO (El Niño Southern Oscillation). Entrambi gli indici sono normalizzati rispetto alle loro rispettive deviazioni standard per il periodo 1958-2008.
Il piano di fase è un grafico bidimensionale che mostra le relazioni tra due variabili. In questo caso, gli assi del grafico rappresentano i valori normalizzati degli indici EQWIN e ENSO.
I cerchi colorati rappresentano le anomalie dell’ISMR, cioè la deviazione dall’ISMR medio in termini di deviazioni standard. I cerchi di diverso colore rappresentano diverse gamme di anomalie:
- Cerchi rossi scuri: Anomalie dell’ISMR maggiori di -1.5 deviazioni standard.
- Cerchi rossi: Anomalie dell’ISMR tra -1.5 e -1 deviazioni standard.
- Cerchi blu: Anomalie dell’ISMR tra 1 e 1.5 deviazioni standard.
- Cerchi blu scuro: Anomalie dell’ISMR maggiori di 1.5 deviazioni standard.
Quindi, per esempio, un cerchio blu scuro in una posizione particolare nel piano di fase indica che quando l’indice EQWIN e l’indice ENSO hanno quei particolari valori normalizzati, l’ISMR tende ad essere molto più alto del normale.
Relazione tra il Dipole Mode Index (DMI) dell’Oceano Indiano (IOD) e la piovosità in Australia.
Questo passaggio discute la relazione tra il Dipole Mode Index (DMI) dell’Oceano Indiano (IOD) e la piovosità in Australia.
Anni di siccità estesa in Australia sono stati associati a temperature superficiali del mare (SST) generalmente basse nelle basse latitudini dell’Oceano Indiano orientale. Inoltre, la piovosità in gran parte dell’Australia tende ad essere inferiore alla media durante gli eventi El Niño. Tuttavia, la risposta della piovosità in Australia agli eventi El Niño può essere variabile, con alcune anomalie di piovosità deboli o limitate, mentre in altri casi le anomalie possono essere maggiori e diffuse.
L’analisi dei componenti principali della piovosità invernale australiana mostra un modello che è meglio correlato alla differenza nelle SST tra la regione indonesiana e l’Oceano Indiano centrale, che è particolarmente forte durante gli anni di IOD. Questo suggerisce che gli eventi El Niño che si verificano insieme all’IOD sono generalmente associati a gravi siccità in Australia.
La correlazione negativa tra la piovosità australiana e la variabilità dell’Oceano Indiano è stata simulata con successo da modelli di circolazione generale dell’atmosfera (AGCM). Durante gli eventi di IOD, le anomalie fredde delle SST a ovest dell’arcipelago indonesiano introducono una circolazione anticiclonica anomala ai livelli inferiori sopra l’Australia, che a sua volta riduce l’attività delle precipitazioni su questa regione.
IOD e le oscillazioni intrastagionali
l’IOD e le oscillazioni intrastagionali interagiscono tra loro in modi complessi che possono influenzare i modelli di precipitazione e vento in regioni come l’India, il Sud-Est e l’Est asiatico e gli oceani adiacenti. Per esempio, durante la fase attiva dell’IOD, non si verificano oscillazioni intrastagionali significative nei venti zonali equatoriali dell’Oceano Indiano. Durante gli anni di dipolo negativo, l’attività convettiva generata nell’Oceano Indiano sud-orientale è associata a una circolazione ciclonica. Queste perturbazioni sub-mensili si propagano verso sud-ovest, generando venti equatoriali da ovest nell’Oceano Indiano orientale e centrale e venti da nord-ovest vicino alla costa di Sumatra. Durante gli anni di grande dipolo positivo, l’attività convettiva è in gran parte soppressa nell’Oceano Indiano sud-orientale e quindi non viene generato alcun vento equatoriale da ovest. Queste dinamiche possono avere un impatto significativo sui modelli di precipitazione e vento nella regione.
Un MJO (Madden-Julian Oscillation) attivo è caratterizzato dal lento movimento verso est di precipitazioni e venti occidentali più forti della media (Madden e Julian, 1972). Nei mesi del monsone estivo (giugno-settembre), le anomalie di pioggia e vento si propagano anche verso nord su scala intrastagionale sull’India, il sud-est e l’Asia orientale e gli oceani adiacenti (Sikka e Gadgil, 1980; Yasunari, 1980). Entrambe queste propagazioni sono fortemente modulate dall’IOD (Indian Ocean Dipole) (Shinoda e Han, 2005; Ajayamohan et al., 2008 2009). Durante la fase attiva dell’IOD, non si verificano oscillazioni intrastagionali significative nei venti zonali equatoriali dell’Oceano Indiano (Rao e Yamagata, 2004) e le oscillazioni di 6-90 giorni nei venti e nell’OLR (Outgoing Longwave Radiation) tendono ad attenuarsi (Shinoda e Han, 2005). Durante gli anni di dipolo negativo, la convezione sub-mensile (6-30 giorni) generata nell’Oceano Indiano sud-orientale è associata a una circolazione ciclonica. Queste perturbazioni sub-mensili 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. Durante gli anni di grande dipolo positivo, l’attività convettiva sub-mensile è largamente soppressa nell’Oceano Indiano sud-orientale e quindi non viene generato alcun vento equatoriale occidentale. La propagazione polare delle oscillazioni intrastagionali durante il monsone estivo è coerente (incoerente) da 5S a 25N durante gli anni IOD negativi (positivi) (Fig. 17). La struttura media della convergenza dell’umidità e la distribuzione dell’umidità specifica meridionale subiscono cambiamenti radicali negli anni IOD contrastanti, che a loro volta influenzano la propagazione meridionale delle oscillazioni intrastagionali dell’estate boreale (Ajayamohan e Rao, 2008; Ajayamohan et al., 2009).
L’influenza dell’IOD (Indian Ocean Dipole) su altri sistemi climatici globali
L’influenza dell’IOD (Indian Ocean Dipole) su altri sistemi climatici globali è molto meno esplorata. Una delle principali difficoltà è che molti degli eventi IOD positivi degli anni recenti sono associati a forti eventi El Nino e risulta difficile separare l’influenza dell’IOD da quella di El Nino. Tuttavia, quando l’influenza dell’ENSO viene rimossa, nelle regioni tropicali che circondano l’Oceano Indiano, si osserva un chiaro schema di anomalie di temperatura calda sulle terre a ovest e di anomalie fredde sulle regioni a est dell’Oceano Indiano (Saji e Yamagata, 2003). Nelle regioni extra-tropicali, 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 sulla regione centrale del Brasile e sul bacino subtropicale de La Plata durante la primavera australe è influenzata dall’IOD, con un IOD positivo associato a un aumento delle precipitazioni sul bacino subtropicale de La Plata, mentre è associato a una diminuzione delle precipitazioni nella regione centrale del Brasile (Chan et al., 2008). Un altro impatto dell’IOD riguarda le precipitazioni ‘Maha’ nello Sri Lanka da settembre a dicembre. Le anomalie di SST (Sea Surface Temperature) calda nel WEIO (Western Equatorial Indian Ocean) associate all’evento IOD portano a una maggiore convergenza nella troposfera inferiore sul WEIO, che si estende in realtà 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 El Nino portano a un aumento delle precipitazioni ‘Maha’ (Ropelewski e S., 1987; Rasmusson e Carpenter, 1983). Pertanto, l’influenza dell’IOD e dell’ENSO sulle precipitazioni dello Sri Lanka è interconnessa. Tuttavia, l’influenza dell’IOD è altamente significativa anche quando l’influenza dell’ENSO è statisticamente rimossa (Lareef et al., 2003). Alcuni studi recenti suggeriscono che l’evoluzione dell’ENSO stesso sia influenzata dalle variazioni della SST nell’Oceano Indiano (Yu et al., 2002), in particolare dagli eventi IOD (Behera e Yamagata, 2003; Annamalai et al., 2005). Pertanto, l’influenza degli eventi IOD non è limitata al clima regionale. I meccanismi delle teleconnessioni globali degli eventi IOD devono ancora essere chiaramente compresi.
Figura 17. (a) Anomalie filtrate e regresse delle precipitazioni CMAP (mm giorno-1) mediate su 70-95E in funzione della latitudine e del ritardo temporale durante il periodo 1980-2004. Come in (a), ma per gli anni IOD (b) negativi e (c) positivi. L’intervallo dei contorni è 0.6. Sono tracciate solo le anomalie statisticamente significative (livello di significatività 0.1 utilizzando un test t) (tratto da Ajayamohan et al. (2008)).
Nota: CMAP sta per “Climate Prediction Center (CPC) Merged Analysis of Precipitation”, che è un dataset globale di precipitazioni.
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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.
http://www.ccpo.odu.edu/~klinck/Reprints/PDF/vinayachandranCTS2009.pdf