Interazioni tra tre oceani e variabilità climatica: una revisione e prospettiva

INTRODUZIONE
Lo studio “Three-ocean interactions and climate variability: a review and perspective” di Chunzai Wang analizza il complesso sistema di interazioni che avvengono tra l’Oceano Pacifico, l’Oceano Atlantico e l’Oceano Indiano, evidenziando il ruolo che queste interazioni hanno nella variabilità climatica globale. L’articolo si concentra in particolare su come gli scambi di calore e umidità tra i tre bacini oceanici possano influenzare fenomeni come El Niño-Southern Oscillation (ENSO), l’Oscillazione Atlantica (Atlantic Meridional Overturning Circulation – AMOC) e l’Oscillazione del Dipolo dell’Oceano Indiano (Indian Ocean Dipole – IOD). La ricerca fornisce una sintesi dello stato attuale delle conoscenze e delle domande ancora aperte, delineando al contempo possibili strade future per lo studio delle dinamiche oceaniche e della loro influenza sul clima globale.

CONTESTO E IMPORTANZA DEL PROBLEMA
L’oceano copre circa il 71% della superficie terrestre ed è la principale riserva di calore e umidità per il sistema climatico. Le fluttuazioni di temperatura superficiale del mare (SST), le correnti oceaniche e le interazioni aria-mare sono fondamentali per la formazione e la variabilità del clima. Tuttavia, spesso ci si focalizza solo sul Pacifico o sull’Atlantico o sull’Indiano come singoli bacini, trascurando il fatto che questi oceani sono interconnessi in maniera complessa. Le variazioni in uno possono infatti innescare reazioni a catena che si riflettono sugli altri. Ad esempio, variazioni della circolazione termoalina nell’Atlantico (AMOC) possono influenzare il bilancio energetico del Pacifico, che a sua volta può modulare eventi ENSO, con conseguenti effetti globali su precipitazioni e temperature.

MECCANISMI DI INTERAZIONE TRA I TRE OCEANI

1. Scambi di calore e circolazioni oceaniche:
   Le correnti superficiali e profonde connettono i tre oceani, trasportando calore, sale e sostanze nutritive. La circolazione termoalina (la cosiddetta “nastro trasportatore” globale) è un esempio di come l’acqua superficiale calda proveniente dal Pacifico si raffreddi e affondi nell’Atlantico settentrionale, per poi ritornare verso sud, connettendo infine anche l’Oceano Indiano. Questi flussi influiscono sulle condizioni di temperatura superficiale e, di conseguenza, sulla circolazione atmosferica globale.
2. Effetti atmosferici e teleconnessioni:
   Le cosiddette ‘teleconnessioni’ si verificano quando cambiamenti di pressione e temperatura in un bacino provocano variazioni climatiche anche in luoghi geografici distanti. Un esempio classico è l’ENSO, che prende origine nel Pacifico tropicale ma provoca effetti sulle precipitazioni di regioni lontane, come l’Africa o il Sudamerica. Allo stesso modo, anomalie termiche nell’Atlantico tropicale o nell’Indiano possono influenzare i monsoni asiatici e africani, oltre che la frequenza di uragani e cicloni tropicali.
3. Fenomeni specifici di ogni bacino (ENSO, AMOC, IOD):
   • El Niño-Southern Oscillation (ENSO):
     È il principale motore della variabilità climatica interannuale nel Pacifico e presenta due fasi opposte: El Niño (riscaldamento anomalo delle acque superficiali) e La Niña (raffreddamento anomalo). ENSO influenza la circolazione atmosferica e i regimi di pioggia su scala globale, ma può anche essere modulato da variazioni termiche e di circolazione provenienti dagli altri oceani.
   • Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC):
     Questa circolazione profonda dell’Atlantico regola il trasporto di calore dalle latitudini tropicali verso il Nord Atlantico. Un indebolimento dell’AMOC può provocare un raffreddamento in Europa e un impatto sulle precipitazioni tropicali. Inoltre, la forza dell’AMOC è in parte influenzata dall’interscambio di calore e salinità con il Pacifico e l’Indiano.
   • Indian Ocean Dipole (IOD):
     È una modalità di variabilità climatica caratterizzata dalla differenza di temperatura superficiale tra le regioni occidentali e orientali dell’Oceano Indiano. L’IOD influisce sui monsoni asiatici e africani e, in combinazione con ENSO, può esacerbare o attenuare fenomeni meteorologici estremi (come siccità o alluvioni) in varie parti del mondo.

RUOLO DEL RISCALDAMENTO GLOBALE
Nel contesto del cambiamento climatico, l’aumento delle temperature atmosferiche ha un impatto significativo sugli oceani: dal riscaldamento delle acque superficiali all’aumento del livello del mare, fino all’acidificazione. Questi cambiamenti possono alterare gli equilibri di circolazione (superficiale e profonda) e influenzare i pattern di variabilità climatica naturale come ENSO, IOD e AMOC. L’articolo sottolinea che la comprensione di come il riscaldamento globale modifichi le interazioni a tre oceani è cruciale per poter migliorare le previsioni climatiche stagionali, interannuali e decennali.

SINERGIA TRA MODELLI CLIMATICI E OSSERVAZIONI
Per studiare le interazioni fra i tre oceani, Wang evidenzia l’importanza di integrare modelli climatici avanzati con ampie campagne di osservazione. I dati satellitari e le reti di boe oceaniche (come il sistema TAO/TRITON nel Pacifico e PIRATA nell’Atlantico) sono fondamentali per misurare in tempo reale la temperatura, la salinità e i flussi di calore. Tuttavia, la copertura osservativa in molte regioni, specialmente negli oceani meridionali, rimane insufficiente. L’articolo sostiene che ulteriori sforzi di monitoraggio e miglioramenti nella risoluzione dei modelli siano essenziali per comprendere appieno i meccanismi di accoppiamento tra oceani e atmosfera.

PRINCIPALI SCOPERTE E RISULTATI

1. Influenza reciproca:
   Le interazioni tra Pacifico, Atlantico e Indiano non sono unidirezionali. Ciascun bacino può “risuonare” alle anomalie di temperatura e di circolazione generate in un altro, innescando processi di feedback positivo o negativo.
2. Ruolo dei vortici di mesoscala e delle correnti costiere:
   Oltre alle grandi correnti come la Corrente del Golfo o la Kuroshio, anche strutture di scala minore (vortici, filamenti, upwelling costieri) possono influenzare la distribuzione di calore e nutrienti, con effetti che a volte si propagano su bacini distanti.
3. Importanza delle oscillazioni multidecadali:
   Le ricerche mostrano che alcune interazioni tra i tre oceani avvengono su scale temporali molto lunghe (decenni o addirittura secoli). Le fluttuazioni multidecadali dell’Atlantico e del Pacifico (come l’Atlantic Multidecadal Oscillation – AMO e il Pacific Decadal Oscillation – PDO) possono interagire con l’Oceano Indiano, influenzando gradualmente la circolazione atmosferica globale.
4. Proiezioni future con i modelli climatici:
   I modelli suggeriscono che, con l’aumento dei gas serra, potremmo assistere a variazioni più frequenti di eventi estremi (come El Niño intensi o fasi IOD positive/negative di grande ampiezza). Inoltre, eventuali cambiamenti nella salinità dell’Atlantico o la riduzione dei ghiacci polari potrebbero modificare la forza dell’AMOC, con ripercussioni a catena su Pacifico e Indiano.

PROSPETTIVE E SFIDE FUTURE
Wang sottolinea che per una comprensione ancora più completa sono necessarie:

1. Ricerche interdisciplinari:
   Le scienze dell’atmosfera, dell’oceano e la biogeochimica devono cooperare per fornire un quadro più esaustivo.
2. Maggiore risoluzione dei modelli globali:
   Solo con modelli in grado di catturare fenomeni di piccola scala (come i vortici di mesoscala) sarà possibile riprodurre accuratamente i feedback tra i tre oceani.
3. Reti osservative più fitte:
   Servono più boe, più dati da satellite, più misure dirette, specialmente nelle regioni remote e negli oceani meridionali.
4. Comprensione dei processi multiscala:
   È cruciale saper interpretare il ruolo delle variabilità di breve periodo (interannuale) all’interno di trend di lungo periodo (decennale o secolare) dovuti al cambiamento climatico.

CONCLUSIONI
Lo studio di Chunzai Wang evidenzia la necessità di un approccio “globale” nello studio dei fenomeni climatici: le variazioni di un singolo oceano non possono essere comprese se isolate dagli effetti e dai feedback provenienti dagli altri due. Le tre grandi distese d’acqua formano un unico sistema interconnesso che, interagendo con l’atmosfera, controlla gran parte della variabilità climatica su scale temporali che vanno da mesi a decenni e secoli. Capire a fondo queste interazioni a tre oceani è essenziale per prevedere con maggiore affidabilità i cambiamenti climatici futuri, fornendo informazioni fondamentali per la gestione sostenibile delle risorse, la pianificazione strategica e la riduzione dei rischi legati agli eventi meteorologici estremi.

Interazioni tra tre oceani e variabilità climatica: una revisione e prospettiva
Chunzai Wang1
Ricevuto: 23 Aprile 2019 / Accettato: 5 Agosto 2019 / Pubblicato online: 12 Agosto 2019
© Gli autori 2019
Riassunto
Le interazioni tra gli oceani Pacifico, Atlantico e Indiano attraverso l’accoppiamento oceano-atmosfera possono iniziare e/o modulare la variabilità climatica. L’oceano Pacifico ospita l’ENSO, che influisce sugli altri oceani attraverso ponti atmosferici e il flusso oceanico indonesiano (ITF). Un Oceano Indiano caldo può produrre onde Kelvin atmosferiche che si propagano verso est e aumentare le anomalie dei venti equatoriali orientali nel Pacifico occidentale, raffreddando così la temperatura superficiale del mare (SST) del Pacifico orientale. Un dipolo positivo dell’Oceano Indiano stabilisce una forza di gradiente di pressione sud-ovest nella regione dell’ITF, che aumenta il trasporto dell’ITF e diminuisce il contenuto di calore oceanico nel Pacifico occidentale e può raffreddare la SST del Pacifico orientale. L’Oceano Indiano può anche influenzare l’Atlantico tramite un ponte atmosferico e la perdita di Agulhas a sud dell’Africa. Le SST del Nord Atlantico a medie latitudini possono influenzare la variabilità climatica del Pacifico: (1) L’oscillazione multidecennale dell’Atlantico (AMO) influisce sulla variabilità del Nord Pacifico; (2) La fase calda dell’AMO aumenta l’occorrenza dell’El Niño di tipo CP (Pacifico centrale); (3) La fase calda dell’AMO aiuta a indurre una circolazione ciclonica anomala nel Pacifico occidentale tropicale; e (4) Un Oceano Atlantico nordico a medie latitudini freddo in estate può innescare un El Niño nell’anno successivo tramite la teleconnessione Est Atlantico/Ovest Russia. Un Atlantico tropicale nord caldo in primavera può indurre una La Niña di tipo CP nella successiva stagione invernale, attraverso due percorsi del Pacifico orientale tropicale nord e sud. Infine, il Niño (Niña) dell’Atlantico in estate, attraverso la circolazione di Walker e la dinamica oceanica, aiuta a indurre una La Niña (El Niño) di tipo Pacifico orientale nella successiva stagione invernale. Il Niño dell’Atlantico può anche riscaldare l’Oceano Indiano occidentale tropicale e indebolire le piogge del monsone indiano.

1 Introduzione
Il clima può essere considerato come le condizioni meteorologiche medie che sperimentiamo, o come la statistica del tempo su lunghi periodi. Il clima varia naturalmente su una vasta gamma di scale temporali e queste variazioni possono avere impatto profondo sulla Terra e, di conseguenza, il clima è di vitale importanza sia per la nostra economia che per la società. A causa della sua importanza, il clima è stato studiato intensamente negli ultimi 20-30 anni. Gli studi climatici degli ultimi 20-30 anni hanno raggiunto un consenso sul fatto che l’interazione oceano-atmosfera, specialmente sopra gli oceani tropicali, può formare vari fenomeni climatici o variabilità climatica. Normalmente, la parola “clima” indica l’interazione oceano-atmosfera o è sinonimo di interazione oceano-atmosfera.

L’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO) è il primo fenomeno climatico che si ipotizzava fosse il risultato dell’interazione tra l’oceano e l’atmosfera (Bjerknes 1969). Data un’anomalia della temperatura della superficie del mare (SST) calda nell’equatoriale Pacifico orientale, il gradiente di SST est-ovest nel Pacifico tropicale si riduce. La risposta atmosferica è una riduzione del gradiente est-ovest della pressione al livello del mare (SLP), e di conseguenza si verifica un indebolimento della circolazione di Walker e dei venti alisei orientali. L’indebolimento dei venti alisei orientali fa sì che l’acqua calda del bacino caldo del Pacifico occidentale si sposti verso est, potenziando così l’anomalia iniziale di SST calda nell’equatoriale Pacifico orientale. Questo feedback di Bjerknes continua ad amplificare e potenziare le perturbazioni iniziali di SST in un riscaldamento su larga scala nel Pacifico orientale tropicale – un evento El Niño. Oltre al feedback di Bjerknes, sono stati proposti e ipotizzati anche altri processi di feedback oceano-atmosfera dopo gli anni ’90. Ad esempio, è stato proposto un feedback positivo vento-evaporazione-SST (WES) per causare la variabilità della zona di convergenza intertropicale (ITCZ) (Xie e Philander 1994) e per produrre la variabilità nord-sud dell’Atlantico tropicale (Chang et al. 1997). Philander et al. (1996) hanno introdotto un feedback positivo SST-nuvole-raggiungimento solare breve per le variazioni climatiche nel Pacifico sudorientale tropicale. Wang e Enfeld (2003) hanno suggerito un feedback positivo SST-nuvole-raggiungimento solare lungo nella regione del bacino caldo dell’emisfero occidentale.

Sebbene questi processi di feedback locali oceano-atmosfera possano formare e spiegare i fenomeni climatici, non rappresentano l’intera storia del clima. In particolare, le interazioni tra oceani possono iniziare e/o modulare le variazioni climatiche sui mari globali (in questo documento, le interazioni inter-oceaniche, inter-bacino e tra tre oceani sono usate alternativamente). Lo studio delle interazioni inter-oceaniche è ancora in una fase embrionale, ma è stato dimostrato che sono molto importanti per il clima globale. Lo scopo di questo articolo è rivedere le ricerche passate sugli influssi delle interazioni tra i tre oceani (Pacifico, Atlantico e Indiano) sul clima e fornire una prospettiva su questo argomento. Il documento esamina solo le interazioni tra i tre oceani su scale temporali superiori a quelle stagionali. Le variazioni su scale temporali più brevi, come quelle intrastagionali, possono anche collegare un bacino oceanico agli altri; tuttavia, questa recensione non discute di queste. La revisione non include neanche gli oceani polari e l’Oceano Meridionale. Le interazioni inter-oceaniche stanno emergendo come un argomento di ricerca importante nella comunità climatica. La presente revisione è tempestiva su questo argomento, complementare ma distinta da una recente revisione indipendente di Cai et al. (2019). Cai et al. (2019) si sono concentrati solo sulle interazioni tra i tre oceani tropicali tramite ponti atmosferici. La presente revisione include anche processi di interazione tra i tre oceani operati attraverso le medie latitudini e i percorsi oceanici. Inoltre, questa revisione è comprensiva delle influenze dell’Atlantico sugli Oceani Pacifico e Indiano. Il documento è organizzato come segue. La Sezione 2 riassume gli studi precedenti sull’influenza dell’Oceano Pacifico sul clima indiano e atlantico. La Sezione 3 discute l’influenza dell’Oceano Indiano sul clima del Pacifico e dell’Atlantico. La Sezione 4 offre una panoramica sull’influenza dell’Oceano Atlantico sul clima del Pacifico e dell’Indiano. Infine, un riassunto e i lavori futuri sono presentati nella Sez. 5.

2 Influenza dell’Oceano Pacifico sul clima indiano e atlantico

Tra i tre oceani, l’Oceano Pacifico è il più grande in termini di dimensioni e ospita anche il più grande segnale climatico di ENSO nel clima moderno della Terra. Poiché il Pacifico è la sede dell’ENSO, è stato ampiamente studiato e la sua variabilità climatica e influenza sugli altri bacini oceanici sono state relativamente ben comprese ed enfatizzate in passato. Le influenze dell’Oceano Pacifico sugli altri bacini oceanici possono essere esercitate tramite ponti atmosferici e percorsi oceanici.

2.1 Ponti atmosferici

2.1.1 Circolazioni di Walker e Hadley

Dal nome, i ponti atmosferici indicano processi o modelli atmosferici che possono collegare e unire due o più siti distanti. Un esempio di ponti atmosferici è la circolazione di Walker e la circolazione di Hadley, che possono collegare l’Oceano Pacifico ad altri bacini oceanici. L’occorrenza di un evento El Niño nel Pacifico ridistribuisce le fonti di riscaldamento atmosferico e poi modifica la convezione e la circolazione atmosferica. El Niño può anche indurre un riscaldamento troposferico che produce cambiamenti atmosferici e della temperatura superficiale del mare (SST) lontano dal Pacifico (Chiang e Sobel 2002; Chiang e Lintner 2005). Klein et al. (1999) hanno presentato uno schema della circolazione anomala di Walker e Hadley associata agli eventi El Niño utilizzando alcuni dati misurati da satelliti e navi (Fig. 1). Analizzando i prodotti di rianalisi atmosferica, Wang (2002a, b) ha ulteriormente confermato le circolazioni di Walker e Hadley modificate dall’ENSO simili alla Fig. 1. A causa della ridistribuzione del riscaldamento causata da El Niño, la circolazione atmosferica globale è alterata: il Pacifico equatoriale centrale e orientale è caratterizzato da un’ascesa anomala, mentre l’Atlantico equatoriale e il Pacifico indo-occidentale presentano una discesa anomala. Di conseguenza, quando si verifica un El Niño nel Pacifico tropicale, le circolazioni di Walker nel Pacifico e nell’Atlantico sono indebolite. In senso meridionale, le circolazioni di Hadley regionali sono anch’esse modificate in associazione con El Niño. La Figura 1 mostrava che l’ascesa anomala nel Pacifico equatoriale è associata a una subsidenza anomala nel Pacifico subtropicale, e una discesa anomala nell’Indiano equatoriale e nell’Atlantico corrisponde a un’ascesa anomala nell’Indiano subtropicale e nell’Atlantico. Di conseguenza, la circolazione di Hadley regionale è rafforzata nel Pacifico orientale, ma le circolazioni di Hadley regionali sono indebolite nei bacini dell’Atlantico e del Pacifico indo-occidentale.

Queste modifiche nelle circolazioni di Walker e Hadley forniscono una connessione degli eventi ENSO con altri oceani lontani dall’Oceano Pacifico equatoriale centrale e orientale. Le modifiche delle circolazioni di Walker e Hadley sono associate all’ascesa e alla discesa anomale, che risultano in cambiamenti del vento atmosferico, umidità, copertura nuvolosa e così via. Questi cambiamenti a loro volta influenzano i flussi di calore superficiale, il vento e la circolazione oceanica, risultando in variazioni della temperatura superficiale del mare (SST) in altri oceani. Pertanto, quando un evento El Niño si sviluppa e matura, si verificano simultaneamente o nella primavera successiva un Oceano Pacifico settentrionale freddo, un Oceano Pacifico occidentale nord tropicale freddo (WNP), un Oceano Indiano caldo sul lato del bacino (IOB) e un Oceano Atlantico Nord tropicale caldo (Figura 2). Poiché l’oceano impiega tempo a rispondere alle influenze di El Niño, l’influenza remota massima di El Niño sugli altri bacini oceanici di solito subisce un ritardo di una stagione, come mostrato nella Figura 2d. Tuttavia, El Niño può anche influenzare altri bacini oceanici in una fase precoce, come durante la fase di sviluppo dell’anno di El Niño. Un esempio è l’influenza sul dipolo dell’Oceano Indiano (IOD) durante l’anno di sviluppo di El Niño, con anomalie di SST fredde nell’Oceano Indiano orientale e anomalie di SST calde nell’Oceano Indiano occidentale (Figura 2b). La parte fredda orientale dell’IOD è di breve durata, durando solo alcuni mesi. Le anomalie di SST fredde nell’Oceano Indiano orientale scompaiono rapidamente dopo l’autunno dell’anno di sviluppo di El Niño. Poi il riscaldamento sul lato del bacino dell’IOB si sviluppa rapidamente in inverno e raggiunge il picco nella primavera successiva (Figura 2c e d).

La figura 1 rappresenta uno schema delle circolazioni di Walker e Hadley modificate associato a un evento di El Niño. Durante un evento El Niño:

• Le circolazioni di Walker, rappresentate dai flussi orizzontali blu e rosso, sono indebolite sia nell’Oceano Pacifico che nell’Oceano Atlantico. Questo indebolimento influisce sui modelli globali di precipitazione e temperatura superficiale del mare, alterando così le condizioni climatiche in varie regioni del mondo.
• La circolazione di Hadley, evidenziata dai flussi verticali, subisce delle modifiche significative: essa è rafforzata sopra l’Oceano Pacifico orientale, indicato dal flusso ascendente blu più ampio, il che può provocare un incremento delle precipitazioni e cambiamenti nei regimi climatici di quella regione.
• Contemporaneamente, la circolazione di Hadley è indebolita sopra l’Atlantico e il Pacifico indo-occidentale, come mostrato dai flussi verticali blu più piccoli. Questo indebolimento può risultare in una riduzione della convezione e modificazioni nelle precipitazioni in queste aree.

In conclusione, questa figura illustra come un evento di El Niño possa avere un impatto significativo sulle grandi circolazioni atmosferiche, che a loro volta collegano e influenzano il clima in diverse regioni globali, modificando sostanzialmente le dinamiche climatiche su scala mondiale.

La figura 2 presenta le regressioni dell’indice Niño3.4 di DJF sulle anomalie globali della temperatura superficiale del mare (SST), evidenziando l’impatto di El Niño sui mari globali in diversi periodi dell’anno di El Niño e dell’anno successivo. Ogni pannello rappresenta le anomalie delle SST correlate con l’indice Niño3.4 durante specifici trimestri:

• (a) JJA[0]: Rappresenta le anomalie durante Giugno, Luglio, Agosto dell’anno di El Niño.
• (b) SON[0]: Rappresenta le anomalie durante Settembre, Ottobre, Novembre dell’anno di El Niño.
• (c) DJF[1]: Rappresenta le anomalie durante Dicembre, Gennaio, Febbraio dell’anno successivo a quello di El Niño.
• (d) MAM[1]: Rappresenta le anomalie durante Marzo, Aprile, Maggio dell’anno successivo a quello di El Niño.

La scala di colori, che varia dal blu al rosso, indica l’intensità delle anomalie di temperatura, con i toni blu che indicano anomalie negative (temperature più fredde) e i toni rossi che indicano anomalie positive (temperature più calde). I valori espressi variano da -1.2 a 1.2 °C per °C, mostrando l’entità del cambiamento della temperatura superficiale del mare per ogni incremento unitario dell’indice Niño3.4.

Analisi dettagliata dei pannelli:

• Pannello (a) JJA[0]: Mostra predominanti anomalie calde nel Pacifico orientale, tipiche di El Niño durante l’estate dell’evento.
• Pannello (b) SON[0]: Verso l’autunno, le anomalie calde si estendono e intensificano, soprattutto nel Pacifico centrale e orientale.
• Pannello (c) DJF[1]: Nel pieno dell’inverno successivo, l’effetto di El Niño raggiunge il picco con estese anomalie calde nel Pacifico e cambiamenti significativi anche in altre regioni oceaniche.
• Pannello (d) MAM[1]: Nella primavera successiva, sebbene l’evento di El Niño inizi a regredire, si notano ancora significative anomalie calde, benché con una distribuzione più eterogenea.

Questa figura dimostra efficacemente come le fasi di El Niño influenzino globalmente la distribuzione e l’intensità delle anomalie della temperatura superficiale del mare, evidenziando le variazioni stagionali significative indotte dall’evento climatico.

La figura 3 presenta uno schema delle anomalie dell’altezza geopotenziale nella troposfera media e alta associate al Pacific-North American (PNA) pattern. Questo pattern è uno dei principali modelli di teleconnessione atmosferica che influenzano il clima in Nord America, particolarmente evidente durante gli eventi di El Niño. Di seguito sono dettagliati gli elementi chiave rappresentati nella figura:

• “H” e “L”: Le lettere “H” e “L” indicano rispettivamente anomalie di altezza geopotenziale alta e bassa. Le anomalie di alta altezza geopotenziale (H) sono generalmente associate a condizioni di alta pressione e tempo più stabile e secco, mentre le anomalie di bassa altezza geopotenziale (L) sono collegate a bassa pressione e condizioni atmosferiche più instabili e umide.
• Ombreggiatura rossa: L’area colorata in rosso denota le regioni di pioggia intensa associate a El Niño, che tipicamente influenzano la costa occidentale degli Stati Uniti. Durante gli eventi di El Niño, modifiche significative nelle precipitazioni e temperature nella regione del Pacifico orientale vicino all’equatore possono alterare i pattern climatici anche a latitudini più settentrionali.
• Linea nera tratteggiata con frecce: Questa rappresenta il getto subtropicale, un flusso di vento forte e veloce situato ad alta quota nella regione subtropicale. Variazioni nella posizione e intensità di questo getto durante gli eventi di El Niño possono influenzare la distribuzione delle precipitazioni e alterare i pattern climatici attraverso gli Stati Uniti e altre parti del Nord America.

La figura illustra come il PNA interagisca con le condizioni atmosferiche modificate da El Niño per influenzare i pattern meteorologici, in particolare in termini di precipitazioni e pressione atmosferica. Questi cambiamenti hanno impatti significativi sul clima regionale e rappresentano un aspetto fondamentale dello studio delle interazioni oceano-atmosfera che caratterizzano gli eventi di El Niño.

2.1.2 Modello Pacifico-Nord Americano

Oltre alle circolazioni di Walker e Hadley, l’ENSO può anche influenzare indirettamente luoghi remoti tramite altre connessioni teleconnettive atmosferiche. Un esempio delle connessioni teleconnettive atmosferiche verso altre latitudini medio-alte è il modello Pacifico-Nord Americano (PNA) (Wallace e Gutzler, 1981). Questo modello di teleconnessione PNA è spesso generato da una fonte di calore nel Pacifico tropicale (Fig. 3; Horel e Wallace, 1981). Un El Niño produce anomalie positive di pioggia nel Pacifico equatoriale centrale che riscaldano l’atmosfera. In risposta al riscaldamento, viene prodotto un treno d’onda PNA: la troposfera media e superiore è caratterizzata da un’alta pressione nel Pacifico tropicale del Nord, una bassa pressione nel Pacifico del Nord, un’alta pressione nel nord-ovest dell’America e una bassa pressione nel sud-est degli Stati Uniti e nel Golfo del Messico. Il modello PNA ha una struttura barotropica, quindi le anomalie della pressione a livello del mare (SLP) hanno lo stesso segno di quelle nella troposfera. Le anomalie di bassa SLP nel Pacifico del Nord aumentano i venti occidentali nel Pacifico del Nord che incrementano il flusso di calore dalla superficie oceanica e l’avvezione oceanica verso sud associata al trasporto di Ekman (Alexander et al., 2002). Entrambi questi effetti servono a raffreddare l’Oceano Pacifico del Nord, spiegando l’Oceano Pacifico del Nord freddo associato a El Niño mostrato in Fig. 2. Allo stesso modo, le anomalie di bassa SLP sopra il sud-est degli Stati Uniti e il Golfo del Messico corrispondono a un indebolimento dei venti alisei orientali e quindi a una diminuzione del flusso di calore latente (Enfield e Mayer, 1997). La diminuzione della perdita di flusso di calore dall’oceano, insieme ai processi locali come il feedback radiazione infrarossa-nuvole-SST di Wang e Enfield (2003), porta al riscaldamento nell’Atlantico Nord tropicale durante la primavera successiva di El Niño come mostrato in Fig. 2d.

2.1.3 Modello Pacifico-Sud Americano

Il modello Pacifico-Sud Americano (PSA) è il corrispettivo dell’emisfero sud del PNA (Mo, 2000). Gli eventi di El Niño, con riscaldamento atmosferico e convezione nel Pacifico equatoriale centrale, possono anche eccitare un modello di PSA di treno d’onda di Rossby che si propaga dal Pacifico tropicale alle alte latitudini dell’emisfero sud (Hoskins e Karoly, 1981; Rasmusson e Mo, 1993). Il modello PSA si manifesta come anomalie di bassa pressione a ovest della Nuova Zelanda, anomalie di alta pressione sopra il mare di Amundsen, e anomalie di bassa pressione in Sud America. Le anomalie di bassa pressione del modello PSA in Sud America alterano la circolazione atmosferica e causano anomalie di pioggia sul Sud America. È stato anche riscontrato che il PSA modula i venti occidentali nel Pacifico del Sud che a loro volta influenzano la pioggia in Nuova Zelanda, la temperatura dell’aria e il ghiaccio marino nella penisola antartica e gli eventi di blocco nelle alte latitudini del Pacifico del Sud (Kwok e Comiso, 2002; Renwick, 2002). In sintesi, gli eventi di El Niño possono eccitare sia i modelli di teleconnessione PNA che PSA che influenzano a distanza le latitudini medio-alte di entrambi gli emisferi.

2.1.4 Modello Pacifico-Giappone

La connessione teleconnettiva tropico-extratropicale include anche il modello Pacifico-Giappone (PJ) che presenta una struttura alternata di anomalie negative e positive meridionali nella circolazione troposferica inferiore e anomalie di pioggia nel WNP, fornendo un collegamento tra i tropici e gli extratropici nel WNP (Nitta 1986, 1987; Kosaka e Nakamura 2006). Il modello PJ positivo è caratterizzato da anomalie di SLP alta, bassa e alta rispettivamente nei WNP tropicale, medio ed extratropicale, come mostrato in Fig. 4a (vedi anche Huang e Sun 1992; Kubota et al. 2015). La distribuzione corrispondente delle piogge è di anomalie di pioggia negative e positive nei WNP tropicale e medio (Fig. 4b). Sono stati ipotizzati due meccanismi per spiegare l’esistenza del modello PJ: (1) una modalità interna dell’atmosfera (Kosaka e Nakamura 2010; Hirota e Takahashi 2012) e (2) una modalità forzata dalla SST (Nitta 1987). Il lobo tropicale del modello PJ è un anticiclone nel WNP tropicale, spesso osservato durante le fasi di picco e declino di El Niño. I meccanismi, basati su feedback relativi alla SST locale e forzature SST remote dall’Oceano Indiano per spiegare l’anticiclone nel WNP tropicale, possono quindi funzionare per il modello PJ (ad es., Srinivas et al. 2018).

2.2 Vie oceaniche

2.2.1 Grande cintura trasportatrice oceanica

La “Grande Cintura Trasportatrice” di Broecker (1987, 1991) enfatizza l’interconnessione di tutti gli oceani e la redistribuzione del calore tramite la circolazione oceanica. La cintura trasportatrice globale inizia sulla superficie dell’Oceano Atlantico del Nord ed è guidata da una circolazione oceanica chiamata circolazione termoalina nell’Atlantico o circolazione meridionale di ribaltamento dell’Atlantico (AMOC) (Fig. 5). Nell’Oceano Atlantico del Nord, la Corrente del Golfo trasporta verso nord l’acqua salina e calda superficiale. Man mano che l’acqua superficiale calda e salina si muove verso nord, l’oceano riscalda l’atmosfera nelle fredde latitudini settentrionali. Questa perdita di calore all’atmosfera rende l’acqua più fredda e densa sull’Oceano Atlantico del Nord, causando il suo affondamento sul fondo dell’oceano. Nell’oceano profondo dell’Atlantico, l’acqua fluisce verso sud e entra nell’Oceano Australe e poi raggiunge l’Oceano Indiano e l’Oceano Pacifico del Nord in profondità. L’acqua fredda del fondo risale in superficie nell’Oceano Indiano e nel Pacifico del Nord. L’acqua di superficie risalita nell’Oceano Pacifico si muove verso l’Oceano Indiano attraverso il flusso indonesiano (ITF), il flusso del Mare Cinese Meridionale (SCSTF) e la perdita di Tasman (TL), e si unisce all’acqua risalita nell’Oceano Indiano e ritorna infine all’Oceano Atlantico del Nord tramite la perdita di Agulhas (AL) dove il ciclo inizia di nuovo per circondare il globo. Un circuito completo della cintura trasportatrice oceanica globale richiede mille anni o più. Tuttavia, l’ITF, il SCSTF, il TL e l’AL impiegano meno tempo per il collegamento e il trasporto tra l’Oceano Pacifico e l’Oceano Indiano e tra l’Oceano Indiano e l’Oceano Atlantico.

La Figura 4 illustra la struttura del modello Pacifico-Giappone (PJ) mediante le anomalie della pressione a livello del mare (SLP) e le anomalie di precipitazioni, calcolate mediante regressione contro il primo componente principale della velocità del vento zonale media stagionale di JJA a 850 hPa, moltiplicato per il parametro di Coriolis nella regione del Pacifico nord-occidentale (10°–55°N, 100°–160°E) per il periodo dal 1979 al 2014.

Panello (a) – Anomalie della Pressione a Livello del Mare (SLP):

• Presenta una distribuzione di anomalie con valori positivi (colorati in rosso) e negativi (in blu) attraverso la regione. Le aree con puntinatura indicano una significatività statistica al 95%, verificata mediante il test t di Student, sottolineando l’affidabilità delle anomalie osservate.
• Le anomalie positive di SLP sono concentrate in prossimità di 40°N, 160°E, mentre quelle negative sono localizzate più a sud, circa a 20°N.

Panello (b) – Anomalie di Pioggia:

• Mostra le anomalie di precipitazione espressi in mm al giorno, con le aree in arancione che rappresentano anomalie positive e quelle in azzurro indicano anomalie negative.
• Le anomalie positive sono predominanti nella parte centrale del Pacifico occidentale, in corrispondenza con le alte pressioni nel pannello (a), mentre le anomalie negative si trovano in una banda che si estende più a sud, coerentemente con le basse pressioni rilevate.

Interpretazione Complessiva:

• Questi pattern di anomalie indicano una interazione significativa tra la circolazione atmosferica e le modifiche dei regimi di precipitazioni nell’area. La correlazione tra le anomalie di SLP e quelle delle precipitazioni evidenzia il forte legame tra la dinamica atmosferica e i cambiamenti nei pattern di precipitazioni.
• L’evidenza di aree con significanza statistica (puntinatura) conferma che questi risultati non sono frutto del caso, ma riflettono piuttosto le influenze sistematiche del modello PJ sulla regione del Pacifico occidentale.

In sintesi, questa visualizzazione è fondamentale per comprendere come specifiche variazioni nella circolazione atmosferica possano avere impatti diretti sul clima del Pacifico occidentale, sottolineando l’importanza di monitorare tali dinamiche per predire e comprendere le variazioni climatiche regionali.

2.2.2 Flusso Indonesiano

Il flusso indonesiano (ITF) trasporta l’acqua calda e dolce dell’Oceano Pacifico occidentale verso l’Oceano Indiano. Numerose misure oceaniche sono state implementate nei vari canali della regione ITF nel passato (ad esempio, Gordon et al. 2008; Sprintall et al. 2009). Come riveduto da Feng et al. (2018), la stima del trasporto dell’ITF è di circa 15 Sv (1 Sv = 10⁶ m³/s) anche se questo numero potrebbe essere leggermente superiore rispetto a quello delle misurazioni precedenti (ad esempio, Gordon et al. 2008). A differenza dell’ITF, non esistono misurazioni dirette di lungo periodo per il flusso del Mare Cinese Meridionale (SCSTF). Tuttavia, i modelli numerici indicano che il SCSTF è importante per l’ITF e probabilmente è la principale ragione per cui l’ITF forma una velocità massima sottomarina e presenta variabilità stagionale (Tozuka et al. 2007, 2009; Wang et al. 2011a).

Il vento atmosferico è un fattore importante per determinare la forza del trasporto dell’ITF. Poiché il vento superficiale negli oceani Pacifico e Indiano tropicale mostra variazioni diverse su diverse scale temporali, anche l’ITF sperimenta variazioni su diverse scale temporali. Osservazioni dirette hanno mostrato che su scale temporali interannuali, l’ENSO influisce notevolmente sul trasporto dell’ITF. Poiché La Niña (El Niño) è associata a un rafforzamento (indebolimento) dei venti alisei orientali nel Pacifico, l’ITF è forte (debole) durante La Niña (El Niño) con un’ampiezza di circa 5 Sv (ad esempio, Meyers 1996). Le onde Kelvin e Rossby, generate dai venti zonali remoti lungo l’equatore di entrambi gli oceani Indiano e Pacifico, cambiano il livello del mare e la termoclina (Clarke e Liu 1994; Wijfels e Meyers 2004). Il trasporto dell’ITF varia quindi con le variazioni del livello del mare indotte dagli eventi ENSO. Tuttavia, il trasporto dell’ITF in realtà segue l’ENSO con un ritardo di 9 mesi a causa dei lenti processi oceanici (England e Huang 2005).

Per quanto riguarda l’influenza dell’Oceano Indiano, un evento IOD positivo è associato a acqua fredda e basso livello del mare nell’Oceano Indiano orientale, il che potenzia il trasporto dell’ITF (Potemra e Schneider 2007; Sprintall e Révelard 2014; Liu et al. 2015). Poiché l’IOD positivo si verifica normalmente durante l’autunno dell’anno di sviluppo di El Niño, gli effetti dell’IOD e di El Niño sul trasporto dell’ITF in realtà si compensano a vicenda. Tuttavia, l’IOD è di breve durata e dura solo pochi mesi durante l’autunno dell’anno di sviluppo di El Niño, quindi l’influenza di El Niño sull’ITF dovrebbe predominare.

Un esempio dell’influenza del Pacifico ENSO sull’Oceano Indiano tramite il flusso indonesiano (ITF) è il riscaldamento della SST lungo la costa occidentale dell’Australia, denominato Ningaloo Niño da Feng et al. (2013). Un Ningaloo Niño si verifica spesso durante un evento La Niña nel Pacifico, quando i venti orientali nell’equatoriale Pacifico occidentale rafforzano l’ITF e quindi guidano una corrente di Leeuwin più forte verso sud. La corrente oceanica più forte verso sud, insieme alle connessioni teleconnettive atmosferiche e ai processi locali oceano-atmosfera, porta il Ningaloo Niño alla sua fase di picco (Kataoka et al. 2013; Marshall et al. 2015; Tozuka et al. 2014). Zhang e Han (2018) hanno recentemente dimostrato che il Ningaloo Niño può a sua volta influenzare attivamente il Pacifico tropicale. In altre parole, potrebbe esistere un ciclo di feedback positivo tra l’ENSO e il Ningaloo Niño associato ai processi di interazione inter-oceanica.

Le variazioni dei venti nel Pacifico tropicale guidano anche il trasporto decennale dell’ITF. Le variazioni decennali degli oceani Pacifico e Indiano tropicale sono dominate dall’oscillazione decennale del Pacifico (PDO) poiché la variabilità decennale nell’Oceano Indiano è debole (Han et al. 2014). Pertanto, il PDO gioca un ruolo importante nelle variazioni decennali del trasporto dell’ITF (Zhuang et al. 2013). Come negli eventi El Niño e La Niña, la fase calda (fredda) del PDO corrisponde a venti alisei orientali più deboli (più forti) del normale. Di conseguenza, la fase calda (fredda) del PDO indebolisce (rafforza) il trasporto dell’ITF (Wainwright et al. 2008; Liu et al. 2010, 2015; Feng et al. 2011; Lee et al. 2015).

Su scale temporali più lunghe o in scenari di riscaldamento globale, il trasporto stimato dell’ITF si basa su modelli numerici a causa della mancanza di osservazioni a lungo termine dell’ITF. Feng et al. (2017) hanno mostrato un indebolimento dell’ITF modellato del 32% durante il XXI secolo sotto uno scenario di riscaldamento globale, associato a riduzioni dell’upwelling oceanico profondo netto nel Pacifico tropicale e meridionale. La riduzione del 32% dell’ITF nelle simulazioni del modello è simile alla percentuale ridotta dell’AMOC proiettata dai modelli climatici CMIP5 (Cheng et al. 2013; Reintges et al. 2017). Le riduzioni simili dell’ITF e dell’AMOC nelle simulazioni future del modello potrebbero essere un caso, ma potrebbero anche indicare che l’ITF è collegato con l’AMOC su scale temporali più lunghe.

La Figura 5 illustra la circolazione globale degli oceani attraverso la “Grande Cintura Trasportatrice”, un concetto introdotto da Broecker nel 1987. Questa mappa evidenzia l’interconnessione dei diversi componenti della circolazione oceanica a scala globale:

1. AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation): Essenziale per la cintura trasportatrice, l’AMOC inizia nell’Oceano Atlantico del Nord, dove trasporta acque calde e salate verso le latitudini superiori sulla superficie. Queste acque, raffreddandosi e aumentando di densità, affondano e contribuiscono al flusso di acqua fredda e profonda verso sud.
2. Acqua Calda di Superficie (indicata in rosso): Rappresenta le correnti oceaniche superficiali che trasportano acqua calda dalle regioni tropicali verso latitudini più elevate.
3. Acqua Fredda Profonda (indicata in blu): Indica le correnti profonde che percorrono il sottosuolo oceanico, essenziali per la circolazione termoalina globale.
4. ITF (Indonesian Throughflow): Questo flusso di acqua calda si sposta dall’Oceano Pacifico all’Indiano attraverso le isole indonesiane, fungendo da ponte tra i due bacini.
5. SCSTF (South China Sea Throughflow): Illustra il movimento di acqua attraverso il Mar Cinese Meridionale, che collega ulteriormente il Pacifico e l’Indiano.
6. AL (Agulhas Leakage) e TL (Tasman Leakage): Sono punti chiave dove l’acqua calda si distacca dai percorsi principali, influenzando altri sistemi di corrente, con l’AL che modifica il flusso nell’Oceano Atlantico e il TL che incide sull’Oceano Pacifico.
7. ACC (Antarctic Circumpolar Current): La corrente che circonda l’Antartide, collegando gli Oceani Atlantico, Indiano e Pacifico, svolge un ruolo cruciale nella distribuzione delle acque e del calore a livello globale.

La mappa fornisce una visione chiara di come queste correnti interagiscano tra loro e con gli oceani mondiali, formando un sistema di circolazione complesso che ha un impatto significativo sul clima globale e sul trasporto di energia e nutrienti in tutto il mondo.

2.2.3 Perdita di Tasman

Oltre al flusso indonesiano (ITF), la perdita di Tasman (TL) collega anch’essa l’Oceano Pacifico e l’Oceano Indiano (ad esempio, Rintoul e Sokolov 2001; van Sebille et al. 2014). La TL è definita come tutta l’acqua che passa a sud dell’Australia in rotta dal Pacifico subtropicale all’Oceano Indiano subtropicale. La TL è alimentata dalla corrente dell’est Australia—la corrente di confine occidentale dell’Oceano Pacifico meridionale. Questa corrente che scorre verso sud si biforca a circa 35°S. La maggior parte dell’acqua poi scorre verso est lungo il fronte di Tasman con una parte dell’acqua che continua verso sud, principalmente sotto forma di eddies e filamenti (Suthers et al. 2011). La TL è la parte di questa acqua che scorre verso sud, passa attorno alla Tasmania e raggiunge l’Oceano Indiano. Rispetto all’ITF, la TL è meno studiata e compresa. Le misurazioni e il monitoraggio della TL sono difficili perché la TL coinvolge eddies e filamenti oceanici. Uno studio recente ha mostrato che la TL potrebbe trasportare fino a 10 Sv di acqua del Pacifico nell’Oceano Indiano (Qu et al. 2019). Le variazioni della TL su varie scale temporali e le loro relazioni con la variabilità climatica devono essere studiate.

3 Influenza dell’Oceano Indiano sul clima del Pacifico e dell’Atlantico

Fino a poco tempo fa, l’Oceano Indiano tropicale era considerato un oceano non interattivo in termini di interazione oceano-atmosfera ed era spesso trattato come un oceano “schiavo”—ovvero le dinamiche oceaniche non erano considerate importanti. Tuttavia, studi recenti hanno dimostrato che questa visione e trattamento non sono corretti. I processi di feedback tra oceano e atmosfera operano effettivamente nell’Oceano Indiano, e le variazioni della termoclina e delle correnti oceaniche giocano ruoli importanti nella distribuzione del calore negli strati superiori dell’oceano. A causa dell’interazione oceano-atmosfera e dell’influenza dell’ENSO, l’Oceano Indiano tropicale possiede due grandi modi climatici dell’IOB e dell’IOD. Le variazioni dell’Oceano Indiano associate a questi due modi possono a loro volta influenzare il clima del Pacifico e dell’Atlantico tramite ponti atmosferici e percorsi oceanici.

3.1 Influenza tramite l’atmosfera

Quando si verifica un El Niño, la SST (temperatura superficiale del mare) dell’equatoriale orientale e centrale del Pacifico è calda. Come mostrato e discusso nella sezione precedente, la calda SST del Pacifico modifica la circolazione di Walker su scala globale, risultando in un movimento anomalo di discesa nell’Oceano Indiano equatoriale. Il movimento di discesa ridistribuisce i venti superficiali nell’Oceano Indiano. I venti correlati all’El Niño nell’Oceano Indiano orientale inducono onde oceaniche di Rossby che si propagano verso ovest e riscaldano l’Oceano Indiano. Questa dinamica delle onde oceaniche, insieme ad altri processi e feedback come il feedback WES, causa un riscaldamento su scala del bacino dell’IOB nella primavera successiva all’El Niño (Fig. 2c, d). La Figura 6a conferma che la correlazione positiva e persistente tra gli indici Nino3.4 e IOB si verifica quando l’indice Nino3.4 anticipa l’IOB di circa una stagione. La Figura 6a mostra anche una correlazione significativa ma negativa con l’IOB che precede di circa un anno, suggerendo che l’IOB possa influenzare l’ENSO del Pacifico.

Molti studi hanno investigato l’influenza dell’IOB sul Pacifico (ad es., Watanabe e Jin 2002; Wu e Kirtman 2004; Annamalai et al. 2005; Kug et al. 2006; Xie et al. 2009, 2016; Du et al. 2009; Wu et al. 2009a, b, 2017; Li et al. 2017). Il riscaldamento nell’Oceano Indiano può produrre onde atmosferiche di Kelvin che si propagano verso est e quindi inducono o aumentano le anomalie dei venti alisei equatoriali nell’ovest del Pacifico. Infatti, la correlazione tra l’indice IOB e le anomalie del vento zonale nella regione Nino5 dell’equatoriale occidentale del Pacifico (120°–140°E, 5°S–5°N) mostra una correlazione negativa con l’IOB che precede di circa 2-3 mesi dopo gli anni ’50 (Fig. 7a) [Gli indici ENSO nel Pacifico occidentale sono stati definiti in Wang et al. (1999)]. Questo intero processo riguardo l’effetto dell’influenza dell’Oceano Indiano sul Pacifico è chiamato “effetto condensatore dell’Oceano Indiano” (Xie et al. 2009), che opera tramite l’atmosfera. Xie et al. (2016) e Li et al. (2017) hanno fornito revisioni dettagliate dell’effetto condensatore dell’Oceano Indiano.

Tuttavia, è degno di nota che le anomalie dei venti Nino5 durante l’ENSO sono iniziate e associate a processi oceanici (Weisberg e Wang 1997; Wang et al. 1999; Wang e Weisberg 2000). Quando si verifica un evento El Niño, le anomalie positive della SST nell’equatoriale orientale del Pacifico producono una coppia di cicloni anomali nella regione fuori-equatoriale e anomalie dei venti occidentali nella regione equatoriale (Gill 1980). Associated with the pair of anomalous cyclones is the off-equatorial wind stress curl which shallows the thermocline by Ekman pumping and produces westward propagating oceanic Rossby waves. Questi processi oceanici innalzano la termoclina nella regione Nino6 del Pacifico occidentale fuori-equatoriale (140°–160°E, 8°–16°N), in linea con la grande variazione osservata nella profondità della termoclina in quella regione. Sebbene la termoclina media nel Pacifico occidentale sia relativamente profonda rispetto a quella nel Pacifico orientale, la variazione della termoclina fuori-equatoriale poco profonda può innescare le anomalie della SST fredda nella regione Nino6 (Wang et al. 1999). Le anomalie della SST fredda risultano in anomalie di alta pressione a livello del mare (SLP) Nino6 che producono le anomalie dei venti alisei equatoriali Nino5.

Più tardi, Wang et al. (2000) hanno suggerito che il feedback locale WES sviluppa ulteriormente e mantiene le anomalie della SST fredda e l’anticiclone anomalo nel WNP. La Figura 7b mostra una alta correlazione tra le anomalie della SLP Nino6 e le anomalie del vento zonale Nino5 senza ritardo. La correlazione parziale, rimuovendo l’effetto dell’IOB nella Figura 7c, mostra un pattern di correlazione simile a quello nella Figura 7b nonostante una leggera riduzione dell’ampiezza di correlazione. Ciò suggerisce che le anomalie dei venti equatoriali orientali nel Pacifico occidentale sono per lo più iniziate e indotte da processi locali associati all’evento ENSO. L’effetto condensatore dell’Oceano Indiano può mantenere e persistere le anomalie dei venti equatoriali orientali e l’anticiclone nel WNP durante la fase di declino di El Niño.

Oltre all’IOB, l’Oceano Indiano ospita anche la modalità IOD (ad es., Saji et al. 1999; Webster et al. 1999) che è causata sia da ENSO sia dall’interazione locale oceano-atmosfera. La correlazione scorrevole di 21 anni tra gli indici IOD e Niño3.4 nella Figura 6b mostra una correlazione positiva con l’IOD che precede di circa 3 mesi dopo gli anni ’70. Questo riflette il fatto che gli eventi IOD si verificano e raggiungono il picco in autunno durante l’anno di sviluppo di ENSO, ma gli eventi ENSO maturano nell’inverno successivo. Dopo gli anni ’50, una correlazione negativa con l’IOD che precede di più di un anno suggerisce che gli eventi IOD possono causare eventi ENSO nel Pacifico tropicale con un ritardo temporale. Infatti, Izumo et al. (2010, 2014) hanno mostrato che la fase negativa (positiva) dell’IOD può causare El Niño (La Niña). Durante un evento IOD negativo, il sud-est dell’Oceano Indiano sperimenta anomalie della SST calda che raggiungono il picco in autunno. Il riscaldamento del sud-est dell’Oceano Indiano produce le anomalie dei venti orientali nel Pacifico occidentale. Queste anomalie orientali aiutano ad accumulare acqua calda nel Pacifico occidentale e fungono da precondizione per l’occorrenza di El Niño. Dopo l’autunno, il polo orientale dell’IOD collassa rapidamente. La rapida scomparsa dell’anomalia dell’IOD in inverno induce poi un collasso improvviso delle anomalie dei venti orientali sull’Oceano Pacifico, che porta allo sviluppo di El Niño. Il contrario è vero per la fase positiva dell’IOD.

L’influenza dell’Oceano Indiano sul clima atlantico non è stata ben studiata. Eseguendo una serie di esperimenti di modellazione numerica con un modello di circolazione generale atmosferico, Bader e Latif (2003) hanno mostrato che il riscaldamento dell’Oceano Indiano tropicale potrebbe aver contribuito al rafforzamento dell’oscillazione nord-atlantica e potrebbe anche aver avuto un ruolo importante nel guidare il trend decennale di aridità osservato nel Sahel occidentale. Tuttavia, non hanno fornito i meccanismi dettagliati per queste influenze remote del riscaldamento dell’Oceano Indiano. In altre parole, resta poco chiaro come l’Oceano Indiano influenzi il clima atlantico sebbene le onde di Rossby atmosferiche indotte dall’Oceano Indiano e/o le circolazioni atmosferiche possano essere candidate.

La Figura 6 illustra le correlazioni lead-lag tra l’ENSO (El Niño-Southern Oscillation) e il clima indiano, mostrando le correlazioni scorrevoli di 21 anni tra:

(a) Gli indici Nino3.4 e IOB (Indian Ocean Basin). (b) Gli indici Nino3.4 e IOD (Indian Ocean Dipole).

Dettagli delle sottosezioni:

• Panello (a): Presenta le correlazioni tra gli indici Nino3.4 e IOB. La scala dei colori varia dal blu al rosso, indicando correlazioni da negative (blu) a positive (rosso). Le aree ombreggiate indicano dove la correlazione supera il livello di confidenza del 95%, basato sul test t di Student, suggerendo che queste correlazioni sono statisticamente significative.
• Panello (b): Mostra le correlazioni tra gli indici Nino3.4 e IOD, con lo stesso schema di colorazione e indicazione di significatività del panello (a).

Asse Y: Rappresenta il tempo di lead e lag in mesi, dove i numeri positivi indicano che l’indice Nino3.4 guida gli indici IOB o IOD, mentre i numeri negativi indicano che gli indici IOB o IOD guidano l’indice Nino3.4.

Dati Utilizzati: I dati ERSST (Extended Reconstructed Sea Surface Temperature) dal 1900 al 2017 sono stati utilizzati. Le tendenze lineari dal 1900 al 2017 sono state rimosse prima del calcolo delle correlazioni per evitare distorsioni dovute a cambiamenti di lungo periodo nelle temperature superficiali del mare.

Interpretazione:

• Panello (a): Le zone con forti correlazioni positive (in rosso) e negative (in blu) suggeriscono periodi durante i quali vi è stata una forte interdipendenza tra le anomalie di temperatura del mare nell’area Nino3.4 e le variazioni climatiche nell’Oceano Indiano, misurate dall’indice IOB.
• Panello (b): Similmente, le correlazioni tra Nino3.4 e IOD indicano come l’ENSO influenzi il Dipolo dell’Oceano Indiano, con periodi di forte interazione evidenziati dalle aree ombreggiate.

Questa figura è cruciale per comprendere come i fenomeni climatici globali come l’ENSO interagiscano con il clima regionale dell’Oceano Indiano, influenzando i modelli climatici locali attraverso meccanismi oceanici e atmosferici.

La Figura 7 mostra le correlazioni lead-lag tra il vento Nino5 e le variazioni di pressione a livello del mare (SLP) Nino6 e l’indice IOB (Indian Ocean Basin). Queste correlazioni sono rappresentate come correlazioni scorrevoli di 21 anni tra:

(a) L’indice IOB e le anomalie del vento zonale di superficie Nino5, (b) La SLP Nino6 e le anomalie del vento zonale di superficie Nino5, (c) La correlazione parziale tra la SLP Nino6 e le anomalie del vento zonale di superficie Nino5, eliminando l’effetto dell’IOB.

Dettagli specifici dei pannelli:

• Panello (a): Mostra le correlazioni tra l’indice IOB e le anomalie del vento zonale di superficie Nino5. Le aree ombreggiate indicano correlazioni statisticamente significative che superano il livello di confidenza del 95%, secondo il test t di Student. I colori variano dal blu (correlazioni negative) al rosso (correlazioni positive).
• Panello (b): Illustra le correlazioni tra la SLP Nino6 e le anomalie del vento zonale di superficie Nino5. Similmente, le aree ombreggiate rappresentano significatività statistica.
• Panello (c): Rappresenta le correlazioni parziali, rimuovendo l’effetto dell’IOB, tra la SLP Nino6 e le anomalie del vento zonale di superficie Nino5. Questo aiuta a isolare l’influenza diretta della SLP Nino6 sulle anomalie del vento, indipendentemente dall’IOB.

Informazioni aggiuntive:

• Regione Nino5: Definita nell’equatoriale occidentale del Pacifico tra 120°–140°E, 5°S–5°N.
• Regione Nino6: Situata nell’occidentale del Pacifico fuori-equatoriale tra 140°–160°E, 8°–16°N.
• Asse Y: Mostra i tempi di lead e lag in mesi, indicando i ritardi o gli anticipi temporali delle correlazioni.

Dati e metodi:

• Si sono utilizzati dati ERSST (Extended Reconstructed Sea Surface Temperature) e analisi del 20° secolo dal 1900 al 2014.
• Le tendenze lineari dal 1900 al 2014 sono state rimosse prima del calcolo delle correlazioni per garantire che le correlazioni identificate non siano influenzate da tendenze a lungo termine.

La Figura 7 è fondamentale per comprendere le interazioni complesse tra le variazioni climatiche nell’Oceano Indiano e le dinamiche atmosferiche nel Pacifico, in particolare come variazioni specifiche nella pressione e nel vento possano essere collegate agli eventi ENSO e influenzare reciprocamente le condizioni atmosferiche e oceaniche tra questi due bacini oceanici.

La Figura 8 illustra schematicamente l’influenza dell’Oceano Indiano sul Pacifico tramite il flusso indonesiano (ITF). Questo schema evidenzia come un evento di Dipolo dell’Oceano Indiano positivo (IOD+) sia associato a un abbassamento del livello del mare nell’Oceano Indiano orientale. Ecco i dettagli chiave rappresentati nel diagramma:

1. Evento IOD positivo (IOD+): Localizzato nell’Oceano Indiano occidentale (marcato in rosso sulla mappa), l’IOD positivo è caratterizzato da un aumento della temperatura superficiale del mare (SST), generalmente coincidente con un abbassamento del livello del mare nell’Oceano Indiano orientale (area blu).
2. Livello del mare più basso: Nell’Oceano Indiano orientale, il livello del mare ridotto facilita un aumento del trasporto attraverso il flusso indonesiano (ITF), che è il flusso di acqua calda che si muove dall’Oceano Pacifico all’Indiano attraverso i canali marittimi indonesiani.
3. Deficit di Contenuto di Calore Oceanico (OHC): L’aumento del trasporto attraverso l’ITF porta a una riduzione del contenuto di calore oceanico nell’Oceano Pacifico occidentale, come indicato dall’area etichettata “OHC Deficit”.
4. Propagazione di un’Onda di Kelvin: Il deficit di OHC nell’Oceano Pacifico occidentale si propaga verso est sotto forma di un’onda di Kelvin risalente, che è un tipo di onda oceanica che trasporta energia lungo l’equatore. Questo processo è rappresentato dalla freccia che collega l’etichetta “OHC Deficit” all’etichetta “Kelvin wave“.
5. Effetti su El Niño e La Niña: L’onda di Kelvin che risale può contribuire a terminare un evento di El Niño o a innescare un evento di La Niña nel Pacifico tropicale. Questo è rappresentato dalla zona etichettata “Cold SST” nel Pacifico orientale, indicando che l’acqua più fredda risalente può influenzare le temperature superficiali del mare in questa regione.

In sintesi, la Figura 8 mostra come le variazioni nel livello del mare e nel contenuto di calore oceanico nell’Oceano Indiano, causate da eventi IOD, possano influenzare significativamente il clima nel Pacifico attraverso meccanismi oceanici, alterando potenzialmente i cicli di El Niño e La Niña.

3.2 Influenza attraverso gli oceani

L’influenza dell’Oceano Indiano sul clima del Pacifico può anche avvenire tramite l’ITF (Indonesian Throughflow). Basandosi su dati osservativi, Yuan et al. (2013) hanno proposto che un evento positivo dell’IOD (Indian Ocean Dipole) possa contribuire a raffreddare l’Oceano Pacifico centrale e orientale un anno dopo. Durante un evento positivo dell’IOD, il livello del mare nell’Oceano Indiano orientale è inferiore alla norma (vedi Fig. 8). Il livello marino più basso nell’Oceano Indiano orientale stabilisce una forza di gradiente di pressione verso sudovest nella regione dell’ITF, che aumenta il trasporto dell’ITF dall’Oceano Pacifico occidentale all’Oceano Indiano. A causa dell’aumento del trasporto dell’ITF, il contenuto di calore oceanico (OHC) nel strato superiore dell’Oceano Pacifico occidentale diminuisce. Yuan et al. (2013) hanno sostenuto che il deficit di OHC nel Pacifico occidentale si propaga verso est come un’onda oceanica di Kelvin di risalita, terminando l’El Niño o innescando la La Niña nel Pacifico orientale tropicale. Questa ipotesi fornisce una nuova idea per l’influenza dell’Oceano Indiano sul clima del Pacifico tramite l’ITF. Tuttavia, i processi dettagliati e i meccanismi devono essere ulteriormente testati e studiati. In particolare, l’onda oceanica di Kelvin di risalita non è necessariamente indotta da e associata al deficit di OHC indotto dall’ITF. Come mostrato in precedenza (Wang et al. 1999; Boulanger e Menkes 2001; Boulanger et al. 2003), l’onda oceanica di Kelvin di risalita può essere forzata da anomalie dei venti orientali nell’equatore del Pacifico occidentale che sono indotte localmente dall’anticiclone nel WNP e/o sono potenziate dall’IOB (vedi Fig. 7).

L’Oceano Indiano può influenzare l’Oceano Atlantico tramite la corrente di Agulhas verso ovest e il suo deflusso a sud dell’Africa. La corrente di Agulhas, che è guidata dallo stress del vento dovuto alla curvatura tra i venti alisei del sud-est e i venti occidentali nell’Oceano Indiano meridionale, scorre verso sud-ovest come una corrente di limite occidentale (Lutjeharms 2006). Quando la corrente di Agulhas raggiunge il sud Africa, si incurva in senso antiorario e ritorna indietro come la riflessione di Agulhas (Gordon 2003). La riflessione di Agulhas perde anelli, vortici e filamenti verso ovest, che rappresentano un deflusso delle acque dell’Oceano Indiano nell’Oceano Atlantico (Gordon et al. 1992; Schouten et al. 2000; Boebel et al. 2003). Le misurazioni dirette continue della perdita di Agulhas (AL) sono molto difficili a causa della sua natura intermittente e della posizione variabile. Su scale temporali interannuali, l’IOD può modulare la corrente di Agulhas e il suo deflusso. Un IOD negativo (positivo) rafforza (indebolisce) i giri tropicali e subtropicali dell’Oceano Indiano meridionale, come osservato nei dati satellitari (Schouten et al. 2002; Palastanga et al. 2006). Questi cambiamenti nei giri aumentano o diminuiscono le fonti della corrente di Agulhas, influenzando la frequenza del distacco dei vortici e quindi l’influenza dell’Oceano Indiano. Su scale temporali più lunghe, si osserva una tendenza all’aumento della AL correlata a uno spostamento verso i poli dei venti occidentali negli ultimi tre decenni (Biastoch et al. 2009b; Rouault et al. 2009). Questo fenomeno è previsto continuare nel corso del XXI secolo a causa del riscaldamento globale (Sen Gupta et al. 2009; Cai 2006). Lo studio della corrente di Agulhas e del suo deflusso è importante poiché possono essere collegati all’AMOC e al clima globale. Per i dettagli sulla corrente di Agulhas e il suo deflusso, vedere Biastoch et al. (2008, 2009a, b); Beal e Elipot (2016).

La Figura 9 illustra le anomalie medie della temperatura superficiale del mare (SST), calcolate come differenze tra i valori di SST predetti dai modelli climatici CMIP5 e i valori osservati dall’ERSST (Extended Reconstructed Sea Surface Temperature). La scala di colori varia dal blu al rosso, indicando rispettivamente bias negativi e positivi nella stima della temperatura, con valori che oscillano tra -3.0 e +3.0 gradi Celsius.

I punti neri mappati indicano le regioni in cui almeno 18 dei 22 modelli, equivalenti all’82%, condividono lo stesso segno del bias, segnalando una consistenza significativa tra i modelli in tali aree. Le caselle evidenziate rappresentano le regioni di focus nell’analisi condotta da Wang et al. (2014), sottolineando le zone di particolare interesse per gli studi citati.

Questa rappresentazione è cruciale per identificare le aree dove i modelli climatici tendono a deviare sistematicamente dai dati osservati, offrendo indicazioni preziose per il miglioramento della precisione dei modelli climatici futuri.

4 Influenza dell’Oceano Atlantico sul clima del Pacifico e dell’Indiano

Nonostante le sue dimensioni ridotte rispetto all’Oceano Pacifico, l’Oceano Atlantico mostra numerosi fenomeni climatici importanti su varie scale temporali. Questi includono l’Atlantico Niño, la modalità meridionale dell’Atlantico tropicale, la piscina calda atlantica (AWP), l’oscillazione multidecennale atlantica (AMO) e l’AMOC. Questi fenomeni climatici si manifestano in variazioni della temperatura superficiale del mare (SST) in diverse regioni dell’Oceano Atlantico, influenzando il clima del Pacifico e dell’Indiano. Le loro influenze sono quindi riassunte in base alle regioni dell’Atlantico. Le influenze sono presentate nell’ordine del Nord Atlantico a medie latitudini, del Nord Atlantico tropicale e dell’Atlantico equatoriale.

4.1 Il Nord Atlantico a medie latitudini

4.1.1 Influenza sul clima del Nord Pacifico

L’AMO rappresenta le variazioni della SST su scala bacino nel Nord Atlantico a nord dell’equatore, che sembra essere correlata alla variabilità dell’AMOC (ad esempio, Delworth e Mann 2000; Knight et al. 2005). Zhang e Delworth (2007) hanno dimostrato che l’AMO nel Nord Atlantico può influenzare la variabilità del Nord Pacifico come il PDO. L’influenza dell’AMO sulle variazioni del Pacifico è anche evidenziata negli esperimenti di waterhosing del Nord Atlantico (Stoufer et al. 2006). L’esperimento di waterhosing con una forzatura di acqua dolce di 1 Sv nelle alte latitudini del Nord Atlantico ha mostrato che l’AMOC rallenta rapidamente, risultando in un raffreddamento della SST nel Nord Atlantico e un spostamento verso sud della ZCIT a causa di un cambiamento del trasporto di calore oceanico (ad esempio, Wu et al. 2008). Con il rallentamento o l’arresto dell’AMOC, anche il Pacifico mostra una risposta robusta con il raffreddamento dell’Oceano Pacifico Nord, l’intensificazione dei venti occidentali, e l’approfondimento del minimo aleutiano invernale (ad esempio, Timmermann et al. 2007). L’influenza del Nord Atlantico sul Nord Pacifico è anche dimostrata in uno studio che valuta i bias della SST dei modelli globali (Wang et al. 2014). Nell’emisfero settentrionale, quasi tutti i modelli climatici partecipanti al Progetto di Interconfronto dei Modelli Accoppiati fase 5 (CMIP5) mostrano bias freddi della SST sia nel Nord Atlantico che nel Nord Pacifico (Fig. 9). I modelli CMIP5 mostrano che l’AMOC simulato è strettamente correlato ai bias freddi nel Nord Atlantico e nel Nord Pacifico. I modelli con un AMOC debole mostrano un bias freddo della SST nel Nord Atlantico a causa del debole trasporto di calore oceanico, il che è in accordo con la risposta della SST del modello alla forzatura di acqua dolce del Nord Atlantico (Zhang e Delworth 2005; Wu et al. 2008). Il bias freddo della SST nel Nord Atlantico influisce sul bias freddo della SST nel Nord Pacifico attraverso il meccanismo del modo atmosferico “annulare“, come dimostrato in Wang et al. (2014). In altre parole, il bias della SST dell’Atlantico Nord in Fig. 9, che è correlato all’AMOC simulato debole, può causare a distanza il bias della SST del Nord Pacifico.

4.1.2 Impatto dell’AMO sugli eventi di El Niño di tipo CP

Yu et al. (2015) hanno utilizzato dati osservativi ed esperimenti con modelli numerici per dimostrare che una fase calda dell’AMO può avere una connessione a distanza con la regione subtropicale del Pacifico e poi causare eventi di El Niño di tipo CP (Central Pacific). Si è mostrato che le anomalie positive della SST nell’Atlantico Nord durante la fase calda dell’AMO intensificano l’alta subtropicale del Pacifico, che è associata a venti alisei di sottofondo più forti. A causa del rafforzato meccanismo di feedback WES (Xie e Philander 1994), l’accoppiamento oceano-atmosfera è potenziato nel Pacifico subtropicale. I processi di interazione oceano-atmosfera portano infine a una variabilità interannuale della SST nell’equatore centrale del Pacifico. Si conclude quindi che la fase calda dell’AMO nell’Atlantico Nord è favorevole per la comparsa degli eventi di El Niño di tipo CP nel Pacifico tropicale.

Lo studio di Yu et al. (2015) spiega il passaggio a occorrenze più frequenti degli eventi di El Niño di tipo CP alla fine degli anni ’90. L’AMO passa dalle fasi fredde alle calde intorno al 1995, il che è coerente con l’aumentata frequenza degli eventi di El Niño di tipo CP negli ultimi decenni. Questo studio fornisce un’alternativa all’argomentazione di Yeh et al. (2009) che il riscaldamento globale aumenta gli eventi di El Niño di tipo CP utilizzando i dati dei modelli climatici CMIP3. Tuttavia, la conclusione di Yeh et al. (2009) non può essere ottenuta o confermata dai modelli climatici CMIP5 (Power et al. 2013; Xu et al. 2017). Inoltre, l’argomento del riscaldamento globale non può spiegare perché l’aumento degli eventi di El Niño di tipo CP si verifica solo dopo la fine degli anni ’90, poiché il riscaldamento globale ha luogo prima degli anni ’90. Tutto ciò indica che il riscaldamento globale potrebbe non essere la causa principale del recente aumento degli eventi di El Niño di tipo CP.

4.1.3 Impatto dell’AMO sul WNP tropicale

L’AMO può influenzare a distanza la variabilità multidecennale della circolazione atmosferica nel WNP (Western North Pacific) tropicale (Sun et al. 2017). La fase calda dell’AMO induce un’ascesa anomala locale nell’Atlantico Nord, con una divergenza anomala nella troposfera superiore. La divergenza a livello superiore fluisce verso il Pacifico Nord, risultando in una subsidenza anomala e un alto anomalo nel Pacifico Nord. L’alto anomalo indebolisce il minimo delle Aleutine e le associate anomalie dei venti orientali diminuiscono il vento medio occidentale nel Pacifico Nord subtropicale. La diminuzione della velocità del vento riduce la perdita di flusso di calore latente dall’oceano, riscaldando così la SST del Pacifico subtropicale. La risposta del vento superficiale atmosferico al riscaldamento della SST tende a convergere verso il centro di SST calda dai tropici, producendo una bassa pressione anomala e una circolazione ciclonica nel WNP tropicale. Allo stesso tempo, il feedback positivo SST-nuvole-raggiungimento infrarosso, proposto da Wang e Enfeld (2003), aiuta anche a sviluppare ed intensificare le anomalie di SST calda associate alla circolazione ciclonica anomala nel WNP tropicale.

Le circolazioni cicloniche e anticicloniche anomale nel WNP tropicale sono importanti per la variabilità climatica in Asia perché possono cambiare il trasporto di umidità dall’oceano verso il sud-est asiatico. La circolazione ciclonica indotta dall’AMO nel WNP tropicale fornisce un meccanismo per spiegare il collegamento dell’AMO e il suo impatto sul clima asiatico. Tuttavia, Sun et al. (2017) non hanno menzionato e discusso se la fase fredda dell’AMO sia in grado di produrre una circolazione anticiclonica anomala nel WNP tropicale.

4.1.4 Iniziazione di un evento El Niño nel Pacifico

Le sezioni 4.1.1–4.1.3 esaminano solo le influenze dell’Atlantico Nord sul Pacifico tramite processi che si estendono verso ovest. Le influenze remote dell’Oceano Atlantico Nord sul Pacifico possono anche avvenire attraverso un processo o meccanismo che si estende verso est attraverso l’Eurasia e l’Asia. L’influenza si vede dal fatto che la correlazione tra le anomalie estive della SST dell’Atlantico Nord e l’indice ENSO è significativamente negativa quando le anomalie della SST dell’Atlantico Nord precedono l’indice ENSO di 5–13 mesi (Wang et al. 2009b, 2011b). Ciò implica che un Oceano Atlantico Nord freddo in estate è possibilmente seguito dall’inizio di un evento El Niño nella primavera successiva nel Pacifico tropicale. Il meccanismo del collegamento della SST dell’Atlantico Nord con El Niño avviene tramite un modello di teleconnessione atmosferica simile alla teleconnessione dell’Atlantico Est/Russia Ovest (Barnston e Livezey 1987). Le anomalie della SST dell’Atlantico Nord producono un treno di onde caratterizzato da un ciclone nell’Atlantico Nord, un anticiclone vicino all’Inghilterra e un ciclone vicino al Mar Caspio e un anticiclone nel Lago Baikal (Fig. 10). L’anticiclone vicino al Lago Baikal rafforza i venti settentrionali continentali e intensifica il monsone invernale dell’Asia orientale. Questi cambiamenti in inverno sono seguiti da un ciclone anomalo nell’ovest del Pacifico equatoriale durante la primavera successiva. Il ciclone induce anomalie di venti occidentali nel Pacifico equatoriale occidentale che possono aiutare ad iniziare un evento El Niño nel Pacifico. In altre parole, è probabile che un evento El Niño venga iniziato durante la primavera dopo che un Oceano Atlantico Nord freddo si verifica nell’estate precedente.Esperimenti con modelli di circolazione generale atmosferica sono stati eseguiti per confermare l’influenza derivata dai dati della SST (temperatura superficiale del mare) dell’Atlantico Nord sul Pacifico (Wang et al. 2013). Gli esperimenti con i modelli hanno mostrato che le anomalie di SST fredde nell’Atlantico Nord producono un modello di teleconnessione simile a un’onda di Rossby che rafforza l’Alto Siberiano durante l’inverno e la primavera successiva. L’Alto Siberiano più forte aumenta i venti settentrionali continentali sull’Asia orientale ed è associato al ciclone anomalo sul WNP (Western North Pacific), favorevole per la comparsa di raffiche di vento occidentali. I venti settentrionali più forti sull’Asia orientale possono anche indurre frequenti ondate di freddo, che tendono a produrre anomalie di vento equatoriali occidentali nel Pacifico occidentale. Le raffiche di vento occidentali e le variazioni del vento occidentale aiutano a innescare un evento El Niño nel Pacifico tropicale. Tuttavia, i risultati del modello di circolazione generale atmosferica devono essere confermati e ulteriormente studiati, specialmente utilizzando modelli accoppiati oceano-atmosfera-terra.

La Figura 10 illustra il modello di teleconnessione Atlantico Est/Russia Ovest (EA/WR), caratterizzato da temperature superficiali del mare più fredde nell’Atlantico Nord. Questo modello climatico si manifesta attraverso specifiche configurazioni di circolazione atmosferica che influenzano variabili meteorologiche a scala globale.

Nel diagramma, le aree in blu rappresentano le regioni con anomalie negative di SST (temperatura superficiale del mare), mentre le zone in rosso indicano zone di alta pressione atmosferica, identificate come configurazioni anticicloniche (denotate dal segno “+”). Queste configurazioni si trovano vicino all’Inghilterra e al Lago Baikal, e sono cruciali per la dinamica dei venti continentali settentrionali e l’intensificazione del monsone invernale dell’Asia orientale.

Le aree contrassegnate dal segno “-” indicano configurazioni cicloniche, localizzate sopra l’Atlantico Nord e vicino al Mar Caspio. Queste aree di bassa pressione sono fondamentali per modulare i pattern di vento regionali e influenzare i modelli meteorologici prevalenti.

Inoltre, il modello evidenzia una connessione significativa tra queste configurazioni atmosferiche e il rafforzamento dei venti occidentali nel Pacifico tropicale occidentale (indicato dalle frecce rosse tratteggiate). Questi venti occidentali intensificati sono direttamente collegati all’iniziazione di eventi El Niño, dimostrando l’interconnessione tra variazioni climatiche regionali e fenomeni meteorologici globali attraverso complesse interazioni atmosferiche.

4.2 L’Atlantico Nord Tropicale

L’influenza dell’Atlantico Nord Tropicale sul Pacifico tropicale può operare attraverso due vie: (1) il Pacifico nord-est tropicale (Rong et al. 2010; Ham et al. 2013; Ding et al. 2017; Wang et al. 2017) e (2) il Pacifico sud-est tropicale (Wang et al. 2006, 2010, 2014). Il primo studio di Rong et al. (2010) ha mostrato che le anomalie di SST dell’Atlantico Nord Tropicale possono produrre un anticiclone anomalo sul WNP tropicale, che è un componente importante degli eventi El Niño e un ponte che collega gli eventi El Niño con il clima asiatico. Successivamente, diversi studi recenti hanno ulteriormente dimostrato che le anomalie positive di SST nell’Atlantico Nord Tropicale in primavera possono indurre una La Niña di tipo CP nel Pacifico durante l’inverno successivo. Basandosi sull’atmosfera di Gill (1980), le anomalie calde di SST nell’Atlantico Nord Tropicale durante la primavera boreale inducono una coppia di cicloni anomali di basso livello nel Pacifico orientale come risultato della risposta dell’onda di Rossby atmosferica. Il ciclone settentrionale è situato sul Pacifico nord-est tropicale. A ovest di questo ciclone, l’oceano si raffredda a causa dell’avvezione meridionale fredda e dell’aumento del flusso di calore latente. La SST fredda è ulteriormente sviluppata e produce un flusso anticiclonico di basso livello sul WNP tropicale nei mesi successivi. Questo flusso genera anomalie di vento equatoriale orientale sul Pacifico occidentale e centrale che raffreddano il Pacifico equatoriale e possono innescare un evento La Niña di tipo CP nel successivo inverno.

La seconda via è attraverso un’influenza inter-emisferica sul Pacifico sud-est tropicale (Wang et al. 2006, 2010, 2014). Stagionalmente, l’AWP è la fonte di riscaldamento per la circolazione di Hadley durante l’estate boreale nell’emisfero occidentale. L’AWP in estate induce un moto ascendente che attraversa l’equatore nella troposfera superiore e fluisce verso il basso e scende sul Pacifico sud-est tropicale. L’aria fluisce verso l’equatore nella troposfera inferiore nel Pacifico sud-est tropicale, risultando in anomalie di vento da sud-est. Interannalmente, quando l’AWP è insolitamente grande in estate/autunno, la circolazione di Hadley regionale è rafforzata. Questa circolazione meridionale anomala e la subsidenza associata rafforzano l’anticiclone subtropicale del Pacifico Sud, e di conseguenza portano a un potenziamento delle nuvole basse, un rafforzamento dei venti alisei da sud-est e quindi una diminuzione della SST. Ciò indica che un grande AWP può portare a un Oceano Pacifico tropicale freddo o a un evento La Niña di tipo CP tramite il cambiamento della circolazione di Hadley.

4.3 L’Atlantico Equatoriale

Il feedback di Bjerknes opera anche nell’Atlantico equatoriale e forma l’Atlantico Niño, come avviene nell’equatoriale Pacifico per l’El Niño. L’El Niño del Pacifico può influenzare l’Atlantico Niño, ma dipende dalla pre-condizione dell’Atlantico (Chang et al. 2006). L’Atlantico Niño influisce anche sull’El Niño del Pacifico tramite il cambiamento della circolazione di Walker dell’Atlantico (Wang 2006). L’El Niño del Pacifico non correla simultaneamente con l’Atlantico Niño a causa dei lenti processi di adeguamento oceanico e dell’intervento di processi locali. Tuttavia, un riscaldamento o raffreddamento anomalo dei due oceani equatoriali può modificare la circolazione di Walker e influenzarsi reciprocamente. In altre parole, il riscaldamento o raffreddamento nell’equatoriale Pacifico e Atlantico forma una variabilità del gradiente di SST inter-bacino che produce anomalie dei venti zonali superficiali sull’America del Sud equatoriale e su alcune regioni di entrambi i bacini oceanici in associazione con la circolazione di Walker anomala. Questi, insieme ai processi oceanici e atmosferici locali, potenziano ulteriormente il riscaldamento o raffreddamento equatoriale e quindi rafforzano il gradiente di SST inter-Pacifico-Atlantico. Attraverso il gradiente di SST inter-bacino, che è associato alla circolazione di Walker sovrastante, l’Atlantico Niño è in grado di influenzare l’equatoriale Pacifico. L’influenza dell’Atlantico Niño sulla variabilità dell’ENSO tramite la circolazione di Walker è stata successivamente indagata da molti ricercatori (ad es., Jansen et al. 2009; Frauen e Dommenget 2012; Rodríguez-Fonseca et al. 2009; Ding et al. 2012; Kucharski et al. 2011, 2015; Polo et al. 2015). L’Atlantico Niño raggiunge il picco in estate, il che può alterare la circolazione atmosferica tropicale favorendo lo sviluppo della La Niña del Pacifico nell’inverno successivo.

Il meccanismo coinvolge la variazione della circolazione di Walker dell’Atlantico indotta dall’Atlantico Niño, caratterizzata da un’ascesa anomala sull’Atlantico e una discesa anomala sul Pacifico centrale. Di conseguenza, le anomalie dei venti superficiali orientali nel Pacifico centrale accumulano acqua calda nel Pacifico occidentale, e appiattiscono la termoclina e raffreddano la SST nel Pacifico orientale. A causa dei lenti processi di adeguamento oceanico, un Atlantico Niño in estate è in grado di produrre una La Niña di tipo EP nel Pacifico tropicale nell’inverno successivo. Similmente, un Atlantico Niña può successivamente indurre un El Niño di tipo EP nel Pacifico.

L’Atlantico Niño influenza anche l’Oceano Indiano, inducendo un riscaldamento nell’Oceano Indiano occidentale tropicale e un indebolimento delle precipitazioni del monsone estivo indiano (Kucharski et al. 2008, 2009; Wang et al. 2009a). Le anomalie calde di SST equatoriali dell’Atlantico dell’Atlantico Niño producono un’onda Kelvin atmosferica che si propaga verso est fino all’Oceano Indiano secondo la fisica di Gill (1980). Associati all’onda Kelvin ci sono anomalie di venti superficiali orientali nell’Oceano Indiano occidentale tropicale. Le anomalie di vento orientale diminuiscono l’evaporazione e indeboliscono l’upwelling costiero, tutto ciò può riscaldare la SST nell’Oceano Indiano occidentale tropicale. Il riscaldamento nell’Oceano Indiano occidentale tropicale, assistito dal feedback di Bjerknes, può contribuire a sviluppare un evento IOD positivo nell’Oceano Indiano. Tuttavia, i processi attraverso cui un Atlantico Niño può indurre un IOD positivo devono essere ulteriormente studiati e confermati. Inoltre, il monsone estivo indiano è associato a un vento medio da sud-ovest nell’Oceano Indiano settentrionale. Poiché l’Atlantico Niño induce le anomalie di vento orientale sull’Oceano Indiano, le anomalie di vento orientale riducono il vento medio da sud-ovest e quindi possono indebolire il monsone estivo indiano. In breve, un Atlantico Niño è in grado di indurre un evento IOD positivo e può anche indebolire il monsone estivo indiano.

4.4 Riscaldamento a lungo termine dell’Atlantico tropicale

Negli ultimi decenni, gli oceani tropicali globali sono caratterizzati dal riscaldamento nell’Atlantico, dal raffreddamento nel Pacifico orientale e dal riscaldamento nel Pacifico indo-occidentale. Questo modello di tendenza di riscaldamento-raffreddamento a lungo termine è attribuito al riscaldamento nell’Atlantico tropicale (Li et al. 2016). I processi indotti dal riscaldamento dell’Atlantico tropicale che causano il raffreddamento e il riscaldamento di altri oceani hanno due fasi. Il primo passo avviene attraverso la risposta di Gill e il feedback WES. Il riscaldamento dell’Atlantico tropicale genera una convezione atmosferica profonda anomala, con l’onda di Kelvin che si propaga verso est e l’onda di Rossby che si propaga verso ovest, come mostrato dal modello di Gill. Le anomalie dei venti orientali indotte dall’onda di Kelvin sull’Oceano Indiano riducono la velocità del vento superficiale e sopprimono l’evaporazione, il che riscalda l’Oceano Indiano equatoriale-settentrionale attraverso il feedback WES. La risposta del Pacifico al riscaldamento dell’Atlantico tropicale è un raffreddamento indotto dall’onda di Rossby nel Pacifico orientale fuori-equatoriale. Questo raffreddamento fuori-equatoriale si propaga verso l’equatore e verso ovest tramite il meccanismo WES (Xie 1999), risultando nel raffreddamento nel Pacifico centrale e orientale. Il riscaldamento nel Pacifico occidentale e il raffreddamento nel Pacifico orientale formano un gradiente di SST est-ovest sopra il Pacifico tropicale.

Il secondo passo coinvolge il feedback di Bjerknes con la dinamica dell’Oceano Pacifico dopo che il gradiente di SST est-ovest sopra il Pacifico tropicale è stato stabilito nel primo passo. Il gradiente di SST est-ovest rafforza i venti alisei orientali nel Pacifico tropicale che cambiano la circolazione oceanica e la termoclina e aumentano l’upwelling oceanico nell’equatoriale Pacifico orientale. Questi processi dinamici oceanici raffreddano ulteriormente la lingua fredda nel Pacifico orientale e riscaldano il bacino caldo nel Pacifico occidentale. Questi processi e il feedback di Bjerknes producono infine il modello di tendenza della SST a forma di doppio con il raffreddamento nel Pacifico orientale e il riscaldamento nell’Atlantico e nel Pacifico indo-occidentale negli ultimi decenni, che è associato alla “pausa del riscaldamento globale” nella letteratura.In sintesi, le SST (Temperature della Superficie del Mare) variabili spazialmente e temporalmente nell’Atlantico hanno numerose influenze sugli Oceani Pacifico e Indiano. Primo, l’AMO può causare variabilità nel Pacifico settentrionale, l’occorrenza di El Niño di tipo CP e una circolazione ciclonica anomala nel WNP tropicale; e le anomalie di SST fredde dell’Atlantico settentrionale a medie latitudini possono innescare un El Niño. Secondo, un caldo Atlantico tropicale settentrionale può indurre una La Niña di tipo CP. Terzo, l’Atlantico Niño (Niña) aiuta a indurre una La Niña di tipo EP (El Niño). L’Atlantico Niño può anche riscaldare l’Oceano Indiano occidentale tropicale e indebolire le precipitazioni del monsone indiano. Infine, il riscaldamento dell’Atlantico tropicale negli ultimi decenni è attribuito al raffreddamento nel Pacifico tropicale orientale e al riscaldamento nel Pacifico indo-occidentale.

Queste influenze atlantiche appaiono complesse, e alcune sembrano contraddirsi a vicenda. Per esempio, il potenziamento degli eventi di El Niño di tipo CP dalla fase calda dell’AMO, l’induzione di una La Niña di tipo CP dall’Atlantico tropicale settentrionale caldo, e l’iniziazione di un El Niño dalle anomalie fredde di SST dell’Atlantico settentrionale a medie latitudini sembrano essere incoerenti. Appaiono incoerenti perché la fase calda dell’AMO è associata al riscaldamento di tutto l’Atlantico settentrionale anche se le massime anomalie di SST sono alle alte latitudini. Ruprich-Robert et al. (2017) hanno utilizzato modelli numerici per mostrare che la maggior parte degli impatto globali simulati dell’AMO sono guidati dalla parte tropicale dell’AMO. Tuttavia, dovremmo tenere presente che le influenze atlantiche riassunte in questa sezione sono su scale temporali e spaziali diverse. Primo, l’AMO varia su scale temporali pluridecennali e è un modo di ampio bacino con il massimo riscaldamento alle alte latitudini. L’occorrenza di El Niño di tipo CP è aumentata durante il periodo pluridecennale della fase calda dell’AMO. Secondo, il caldo Atlantico tropicale settentrionale si verifica in primavera e la sua influenza nell’indurre una La Niña di tipo CP è su scale temporali interannuali. Terzo, le anomalie fredde di SST dell’Atlantico settentrionale a medie latitudini sono in estate, e la loro influenza nell’iniziare un evento El Niño è anche su scale temporali interannuali. Se si considerano tutte queste differenze temporali e spaziali, potrebbe non essere sorprendente vedere queste diverse influenze atlantiche. Tuttavia, le influenze dell’Atlantico sugli altri due oceani devono essere studiate in modo sistematico e integrato.

La Figura 11 mostra un diagramma schematico che riassume i processi di interazione tra tre oceani. Questo schema illustra le connessioni dinamiche tra l’Atlantico, il Pacifico e l’Oceano Indiano attraverso vari meccanismi di trasporto oceanico e atmosferico.

1. Ponti Atmosferici: Le frecce spesse e curve rappresentano i processi del “ponte atmosferico“. Queste frecce indicano come le variazioni climatiche in un oceano possano influenzare gli altri. Le frecce a senso unico indicano un processo in cui un oceano influenza un altro in modo unidirezionale. Le frecce a doppio senso indicano che ci può essere un’influenza reciproca tra due oceani.
2. Interazioni Oceaniche Specifiche:
   • ENSO (El Niño-Southern Oscillation) nel Pacifico può influenzare il IOD/IOB (Indian Ocean Dipole/Indian Ocean Basin) e viceversa. Queste interazioni sono raffigurate con una freccia a due vie tra queste regioni.
   • CP-ENSO (Central Pacific El Niño) e EP-ENSO (Eastern Pacific El Niño) rappresentano diversi tipi di El Niño, che mostrano come le variazioni nella regione centrale ed orientale del Pacifico possano avere impatti differenziati.
3. Percorsi Oceanici:
   • ITF (Indonesian Throughflow), AL (Agulhas Leakage) e TL (Tasman Leakage) sono rappresentati da frecce rosse. Questi indicano le vie attraverso cui le correnti oceaniche trasportano l’acqua calda tra i vari oceani, influenzando i pattern climatici globali.
   • AWP (Atlantic Warm Pool) e TNA (Tropical North Atlantic) sono specifiche aree di riscaldamento nell’Atlantico che influenzano i fenomeni climatici come l’Atlantico Niño.

Questo schema evidenzia la complessità delle interazioni climatiche su scala globale, mostrando come i cambiamenti in un’area possano avere ripercussioni a distanza, contribuendo a fenomeni come El Niño, La Niña, e variazioni nel monsone indiano. Queste interazioni sono cruciali per comprendere e prevedere i cambiamenti climatici globali e regionali.

5 Prospettive e lavori futuri

Trattare i fenomeni climatici come un problema accoppiato oceano-atmosfera ha iniziato prevalentemente negli anni ’80, con l’attenzione originaria focalizzata sull’ENSO. Nel corso degli ultimi decenni, la parola “clima” è stata quasi sinonimo di interazione oceano-atmosfera. Infatti, il concetto di interazione oceano-atmosfera ha rivelato e scoperto molti enigmi delle variazioni oceaniche e atmosferiche sui mari globali. Tuttavia, concentrarsi sull’interazione oceano-atmosfera non racconta tutta la storia del clima ed è insufficiente per lo studio del clima. Come esaminato nelle Sezioni 2-4, le interazioni tra i tre oceani possono giocare un ruolo importante nell’iniziare e modulare i fenomeni climatici su tutti e tre gli oceani. La Figura 11 presenta i processi di interazione tra oceani riassunti e recensiti in questo documento. I processi dominanti coinvolti nelle interazioni tra tre oceani sono probabilmente i ponti atmosferici come mostrato in Figura 11. Tuttavia, i percorsi oceanici del flusso attraverso l’Indonesia (ITF), la perdita del Tasman (TL) e la perdita di Agulhas (AL) sono anche importanti per collegare la variabilità climatica tra i tre oceani.

L’obiettivo finale della ricerca climatica, osservazionale e di modellizzazione è prevedere il clima e servire la società. Nonostante alcuni progressi e successi nella previsione del clima, abbiamo ancora molto lavoro da fare per raggiungere questo obiettivo. Un buon esempio è la previsione dell’ENSO che viene regolarmente aggiornata dall’IRI/CPC. Tutti i modelli di previsione dell’ENSO nel mondo nella primavera del 2014 prevedevano l’arrivo di un El Niño, ma l’El Niño non si è verificato nel 2014. Nella primavera del 2015, quasi tutti i modelli non prevedevano un El Niño, eppure un forte El Niño è apparso nel 2015. Le sezioni 3-4 hanno mostrato e discusso che sia le variazioni dell’Oceano Atlantico che dell’Oceano Indiano possono indurre e/o modulare gli eventi ENSO, oltre al feedback locale oceano-atmosfera di tipo Bjerknes nel Pacifico tropicale. La rappresentazione insufficiente delle interazioni inter-oceaniche e l’influenza sull’ENSO nei modelli climatici potrebbe essere una delle ragioni per la causa dell’incertezza nella previsione dell’ENSO. Analizzare e studiare i processi di interazione inter-oceanica in questi modelli di previsione climatica è un passo necessario per migliorare la previsione dell’ENSO.

Un altro problema sono i bias dei modelli climatici. Come mostrato nella Figura 9, la maggior parte dei modelli accoppiati oceano-atmosfera nel mondo soffre di bias grandi e comuni, con bias medi della SST che variano da -3 °C a +3 °C. Pertanto, i modelli climatici attuali sono lontani dal soddisfare i requisiti della nostra ricerca e previsione climatica e necessitano di miglioramenti. Come recensito nella Sezione 4, i processi di interazione tra oceani possono causare i bias globali della SST, sebbene i processi oceanici e atmosferici locali nei singoli oceani siano anche responsabili dei bias dei modelli. Migliorare i modelli climatici non può essere ridotto al miglioramento della rappresentazione dei processi regionali. Una migliore comprensione delle teleconnessioni globali o delle interazioni tra oceani è necessaria per migliorare le prestazioni dei modelli climatici.

Altre domande e questioni sul tema delle interazioni tra oceani e clima che necessitano di essere affrontate e risolte sono:

• Quali sono i meccanismi dettagliati e i processi delle interazioni tra oceani?
• Come le interazioni tra oceani influenzano la variabilità climatica e i cambiamenti climatici?
• Le interazioni tra oceani cambiano o modulano le nostre precedenti visioni del clima e dei cambiamenti climatici?
• I modelli climatici CMIP5/6 hanno la capacità di simulare i meccanismi e i processi delle interazioni tra oceani? Se no, perché? Possiamo risolvere i problemi?
• Come può essere migliorata la prevedibilità e la previsione del clima considerando le interazioni tra oceani?
• Le interazioni tra oceani possono migliorare la nostra comprensione degli impatti del clima sugli eventi meteorologici estremi?

Si spera che avremo risposte o risposte parziali a queste domande nel prossimo futuro.