Gli eventi di El Niño e La Niña, che si manifestano nel Pacifico tropicale, svolgono un ruolo cruciale nel modulare la circolazione atmosferica e oceanica a livello globale. Questa dinamica, nota come Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO), estende il suo impatto ben oltre la troposfera, influenzando in modo significativo la struttura e la dinamica della stratosfera, sia nei tropici che nelle regioni polari di entrambi gli emisferi.

Impatti di El Niño sulla Stratosfera

Durante gli eventi di El Niño, si osserva un riscaldamento e un indebolimento del vortice polare stratosferico, che si estende attraverso gli emisferi. Contemporaneamente, la stratosfera tropicale inferiore mostra segni di raffreddamento. Questi fenomeni sono interconnessi da un’intensificazione della circolazione di Brewer-Dobson, che porta a un aumento dell’onda anomala di propagazione verso l’alto nelle regioni extratropicali.

La Risposta della Stratosfera a La Niña

In contrasto con El Niño, gli eventi di La Niña tendono a produrre effetti opposti, con un raffreddamento e un rafforzamento del vortice polare stratosferico, e un’influenza inversa sulla circolazione e sulla composizione della stratosfera.

Impatti Sulla Superficie e Previsioni

L’influenza della stratosfera sul clima e sul tempo di superficie è significativa, estendendosi su vaste aree del pianeta. Grazie alla durata prolungata di questi impatti, comprendere le variazioni nella stratosfera può migliorare notevolmente le previsioni meteorologiche e climatiche a medio termine, con un orizzonte che va da alcune settimane a diversi mesi.

Meccanismi di Connessione e Questioni Aperte

Negli ultimi anni, la ricerca ha compiuto notevoli progressi nel chiarire i meccanismi attraverso i quali l’ENSO interagisce con la stratosfera, sia nei tropici che nelle regioni extratropicali. Tuttavia, permangono numerose questioni, tra cui le non linearità nelle teleconnessioni, il ruolo della diversità degli eventi ENSO, e come il cambiamento climatico e la variabilità possano influenzare questi processi.

Il presente studio offre una panoramica approfondita di questi temi, mirando a sintetizzare le conoscenze attuali e a identificare le aree che necessitano di ulteriori indagini, al fine di migliorare la nostra comprensione e capacità di previsione degli impatti globali di El Niño e La Niña.

Riassunto Semplice: Le Connessioni a Distanza di El Niño e La Niña con la Stratosfera

Gli eventi di El Niño e La Niña sono fenomeni climatici che causano il riscaldamento e il raffreddamento irregolari delle acque del Pacifico tropicale, verificandosi ogni pochi anni. Questi eventi hanno effetti di vasta portata in tutto il mondo, noti come “teleconnessioni”, che si estendono fino alla stratosfera, uno strato dell’atmosfera situato a partire da circa 10 km sopra la superficie terrestre.

Durante gli eventi di El Niño, si osserva un aumento della temperatura della stratosfera in entrambi gli emisferi, mentre la parte inferiore della stratosfera tropicale tende a raffreddarsi. Questi cambiamenti sono il risultato di una circolazione stratosferica rafforzata, che sposta l’aria dai tropici verso le regioni polari. Inoltre, El Niño è associato a una maggiore frequenza di disgregazione del vortice polare stratosferico, una zona di forti venti orientali situata nella stratosfera polare.

Al contrario, durante gli eventi di La Niña, gli effetti tendono ad essere opposti. Tuttavia, questi non sono sempre costanti o prevedibili, indicando la presenza di fenomeni non lineari o variabili nel tempo, oltre a tendenze e variabilità di lungo periodo nelle teleconnessioni tra questi eventi e la stratosfera.

Il registro delle osservazioni disponibili non è ancora sufficientemente ampio da permetterci di trarre conclusioni definitive. Inoltre, i modelli attuali che tentano di simulare queste teleconnessioni suggeriscono che potrebbero essere più lineari rispetto a quanto indicato dalle osservazioni attuali. Questo suggerisce la necessità di ulteriori ricerche per distinguere con maggiore precisione le teleconnessioni legate a El Niño e La Niña da altri fenomeni climatici, e per capire fino a che punto esistano effettivamente dinamiche non lineari o variabili nel tempo.

1. Introduzione all’Oscillazione Meridionale El Niño e le Sue Teleconnessioni Globali

L’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO), rappresentata dalle fasi di riscaldamento (El Niño) e di raffreddamento (La Niña) del sistema accoppiato atmosfera-oceano dell’equatore Pacifico, esercita un’influenza profonda e disturbante sulla circolazione atmosferica e oceanica a livello mondiale. Questa dinamica complessa, esaminata più dettagliatamente nella sezione 2.1, è stata collegata a vari fenomeni climatici globali attraverso le cosiddette teleconnessioni, una rete di effetti climatici che si estendono ben oltre la regione del Pacifico tropicale.

Durante gli anni caratterizzati da El Niño, le teleconnessioni si manifestano in diverse forme, inclusa la siccità in Australia e nel continente marittimo, una notevole riduzione delle precipitazioni nella regione del Sahel e nell’Africa Orientale, un inizio più debole e ritardato del monsone indiano e una diminuzione dell’attività dei cicloni tropicali nell’Atlantico. Questi effetti illustrano l’ampio raggio d’azione dell’ENSO, che può alterare i pattern climatici in zone molto distanti tra loro.

Oltre ai tropici, gli effetti di El Niño e La Niña si estendono anche alle regioni extratropicali, come approfondito nelle sezioni 2.2.2 e 2.2.3. L’ENSO può innescare onde planetarie di grande scala che si propagano dai tropici verso i poli, influenzando fenomeni come l’approfondimento della bassa pressione delle Aleutine sul Pacifico settentrionale, variazioni climatiche regionali sull’America del Nord che includono piogge sopra la media in California, e variazioni nelle modalità climatiche dominanti come l’Oscillazione Atlantica del Nord (NAO) e la Modalità Annuale del Nord (NAM) e del Sud (SAM). Questi pattern di pressione atmosferica sono cruciali per determinare la variabilità delle traiettorie delle tempeste in entrambi gli emisferi.

Durante gli anni di La Niña, si osservano spesso effetti contrari a quelli di El Niño, sebbene la loro consistenza e prevedibilità possano variare, suggerendo la presenza di dinamiche complesse, non lineari o variabili nel tempo. Queste interazioni evidenziano la complessità e l’interconnessione dei sistemi climatici globali, sottolineando l’importanza dell’ENSO come motore di variazioni climatiche significative su scala mondiale.

Negli ultimi decenni, le ricerche hanno rivelato che l’ENSO (Oscillazione Meridionale El Niño), un fenomeno climatico caratterizzato dalle fasi di riscaldamento (El Niño) e di raffreddamento (La Niña) nell’oceano Pacifico equatoriale, influisce su aree molto distanti, inclusa la stratosfera. Questo strato dell’atmosfera, che si estende a partire da circa 10 km sopra la superficie terrestre, risente degli effetti dell’ENSO sia in termini di temperatura che di dinamica dei venti. Inoltre, El Niño ha un impatto significativo sul bilancio radiativo e sulla composizione chimica dell’atmosfera, come evidenziato in diverse ricerche e simulazioni modello (ad esempio, Calvo et al., 2008; Hamilton, 1993a, 1993b; Manzini, 2009).

Gli eventi di El Niño portano a un riscaldamento e a un indebolimento del vortice polare stratosferico durante l’inverno in entrambi gli emisferi. Questo fenomeno può culminare in quello che viene definito un Riscaldamento Stratosferico Improvviso Maggiore (SSW), caratterizzato da una completa inversione dei venti occidentali tipici di questa stagione. Questi eventi di SSW hanno un impatto diretto sul clima e sulle condizioni meteorologiche dell’Emisfero Settentrionale, influenzandole per giorni o addirittura settimane dopo l’evento.

L’analisi delle interazioni tra El Niño, La Niña, e gli SSW è fondamentale per la previsione meteorologica a medio e lungo termine, soprattutto per quanto riguarda le condizioni invernali nell’Emisfero Settentrionale. Le ricerche indicano che El Niño è associato a un leggero aumento nella frequenza degli SSW, un legame meno evidente quando si considera La Niña. Tuttavia, questa relazione rimane complessa e in parte ambigua a causa della variabilità delle osservazioni, della sensibilità alla classificazione degli eventi ENSO e SSW, e delle potenziali distorsioni presenti nei modelli di simulazione.

Comprendere in modo approfondito come El Niño e La Niña influenzino gli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso e, di conseguenza, il tempo atmosferico invernale, rimane quindi una sfida chiave per la comunità scientifica. Questa comprensione è cruciale per migliorare le capacità di previsione del tempo e del clima, specialmente per le previsioni stagionali e sub-stagionali.

Negli ultimi dieci anni, la nostra comprensione delle connessioni a distanza tra l’ENSO (Oscillazione Meridionale El Niño) e la stratosfera ha fatto passi da gigante, ampliando quanto esposto da Brönnimann nel 2007 riguardo al cammino stratosferico della teleconnessione ENSO verso l’Europa. Il registro osservativo è stato arricchito da un numero significativo di eventi ENSO, tra cui spicca l’eccezionale evento El Niño del 2015/2016, e da vari episodi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), come dettagliato nella Tabella 1. Nonostante ciò, vista la cadenza biennale degli eventi ENSO, il volume di dati osservativi disponibili per studiare la teleconnessione ENSO-stratosfera rimane limitato, soprattutto considerando l’epoca satellitare che ha garantito osservazioni più accurate della stratosfera.

Oltre ai progressi nel comprendere come l’ENSO influenzi la stratosfera, si è avanzato molto anche nello studio dell’effetto della stratosfera sulla troposfera e nelle potenzialità predittive che derivano da questa interazione. La stratosfera è stata identificata come un importante fattore modulante per gli impatti remoti generati da varie fonti, inclusa l’ENSO, offrendo così basi per la prevedibilità da sub-stagionale a stagionale. Di conseguenza, un numero maggiore di modelli climatici ora dedica più risorse alla rappresentazione della variabilità stratosferica.

Sebbene sia cruciale simulare le teleconnessioni attraverso i modelli a causa del limitato archivio di dati osservativi, confermare la correttezza con cui i modelli rappresentano queste connessioni rimane una sfida. Spesso, i modelli descrivono le teleconnessioni in maniera più lineare rispetto a quanto osservato nella realtà, e persiste un’incertezza su se tale discrepanza sia attribuibile alla scarsità di dati osservativi, a un pregiudizio intrinseco dei modelli, o a una combinazione dei due.

Questa revisione mira a esplorare quanto sia attualmente compreso l’impatto dell’ENSO sulla stratosfera e l’importanza di questa comprensione per interpretare la variabilità stratosferica. In questo modo, fornisce un aggiornamento completo sulla diversità di eventi ENSO e sui loro effetti in entrambi gli emisferi, includendo l’influenza di altri fenomeni che potrebbero causare comportamenti non stazionari o non lineari nelle teleconnessioni. Infine, si conclude con una prospettiva sulle questioni di ricerca ancora aperte, delineando il cammino per gli studi futuri.

2. Panoramica sull’ENSO e le Sue Teleconnessioni con la Troposfera

2.1 Descrizione dell’ENSO e della Sua Diversità

L’ENSO, caratterizzato da variazioni irregolari nella forza dei venti alisei e nella termoclina oceanica del Pacifico tropicale, gioca un ruolo cruciale nel determinare la separazione tra le calde acque superficiali e quelle più fredde e ricche di nutrienti delle profondità. Questa variabilità è legata a diversi schemi di temperatura superficiale del mare (SST) e all’attività convettiva ad essi correlata. El Niño e La Niña emergono su cicli irregolari di circa 2-7 anni e generalmente raggiungono il loro apice a dicembre. Durante la fase calda, o fase di El Niño, la termoclina oceanica si appiattisce a causa del rilassamento dei venti alisei tropicali, causando uno spostamento verso est delle SST calde e delle zone di attività convettiva nel Pacifico equatoriale.

Questi cambiamenti nelle SST influenzano l’atmosfera tropicale tramite modifiche nella circolazione di Walker, un sistema di circolazione zonale nei tropici alimentato dalla convezione atmosferica, che provoca variazioni di pressione attraverso il Pacifico tropicale, conosciute come Oscillazione Meridionale. Al contrario, durante La Niña, i venti alisei si intensificano, ammassando l’acqua calda nella parte occidentale del bacino pacifico, mentre la termoclina si eleva verso la superficie nel Pacifico orientale, permettendo alle acque più fredde di emergere.

Approfondimenti maggiori sul fenomeno ENSO e sulla sua complessità possono essere trovati in opere come quelle di McPhaden (2015), Trenberth (2001, 2017) e Timmermann et al. (2018), che esaminano dettagliatamente la dinamica, gli effetti e le conseguenze di questi cicli climatici irregolari.

Per classificare gli eventi ENSO, sono attualmente utilizzati una varietà di indici: l’Indice di Oscillazione Meridionale (SOI) e l’Indice Niño Oceanico (ONI) proposti dal Centro di Previsione Climatica della NOAA (CPC), l’Indice ENSO Multivariato (MEI; Wolter & Timlin, 1998), l’Indice Trans-Niño (TNI; Trenberth & Stepaniak, 2001) e l’indice della lingua fredda (CTI; Deser & Wallace, 1990), oltre alle medie delle temperature superficiali del mare (SST) in diverse regioni del Pacifico tropicale, denominate Niño1+2, Niño3, Niño3.4 e Niño4.

Questi indici consentono di tenere conto dell’ampia variabilità tra gli eventi ENSO, che differiscono significativamente sia nella magnitudine che nella posizione geografica nel Pacifico tropicale, dove si osservano le massime anomalie delle SST. È interessante notare come la distribuzione dell’ampiezza degli eventi tenda ad essere inclinata verso eventi El Niño più intensi rispetto a quelli La Niña, un fenomeno spesso descritto come “asimmetria” o “non linearità” dell’ENSO. Tra gli eventi particolarmente intensi si annoverano quelli del 1982/1983, 1997/1998 e 2015/2016.

L’asimmetria nella posizione delle anomalie SST è inclinata verso una localizzazione più orientale per gli eventi El Niño, i quali mostrano una variazione più ampia nella posizione longitudinale dell’anomalia massima delle SST nel Pacifico equatoriale. Mentre gli eventi La Niña tendono a manifestarsi più a ovest nel Pacifico equatoriale, gli eventi El Niño forti possono esibire l’anomalia massima delle SST da una gamma longitudinale che va dal Pacifico centrale fino all’estremo orientale del Pacifico equatoriale, al largo della costa dell’Ecuador.

Gli eventi El Niño del Pacifico Centrale (CP), noti anche come eventi Modoki, vedono le anomalie delle SST raggiungere il picco nel Pacifico equatoriale centrale, mentre per gli eventi El Niño del Pacifico Orientale (EP o canonici), le anomalie delle SST raggiungono il picco nel Pacifico equatoriale orientale. La distinzione tra eventi EP e CP ENSO non è sempre netta, e i metodi comuni per distinguerli si basano sul confronto degli indici Niño3 e Niño4 o sull’indice Modoki. Gli eventi CP tendono generalmente ad essere meno intensi degli eventi EP.

Per quanto riguarda La Niña, il raffreddamento anomalo tende ad essere più debole e situato più centralmente nel Pacifico equatoriale rispetto al riscaldamento associato con El Niño EP. Questo comportamento può essere dovuto alla modulazione (possibilmente non lineare) delle anomalie da parte dei feedback atmosfera-oceano, portando al termine “non linearità” per descrivere questi processi.

L’ENSO è prevedibile con diversi mesi di anticipo, anche se prevedere l’occorrenza e l’intensità di un evento ENSO rimane una sfida. La difficoltà nel prevedere la posizione e la forza dell’ENSO implica sfide anche nella previsione delle teleconnessioni derivanti da un evento ENSO, poiché queste dipendono probabilmente dalle caratteristiche specifiche dell’ENSO. Questa recensione adotta i termini “asimmetria” per descrivere le differenze tra El Niño e La Niña e “non linearità” per i processi che mostrano un comportamento non lineare, offrendo un approfondimento sulla diversità dell’ENSO e sulle sue implicazioni per la prevedibilità climatica.

La Figura 1 presenta una serie di mappe composite che illustrano le anomalie climatiche durante gli inverni influenzati da El Niño (colonna di sinistra) e La Niña (colonna di destra). Le anomalie sono rappresentate per due livelli atmosferici, a 500 millibar (mb) e a 50 mb, che corrispondono rispettivamente a circa 5.5 km (metà della troposfera) e a circa 20 km di altezza (stratosfera inferiore), dove la pressione atmosferica è ridotta a questi valori.

Le prime due righe di mappe mostrano le anomalie dell’altezza geopotenziale in metri, con sfumature di colore che indicano variazioni rispetto alla media climatologica del periodo 1980-2010. Colori caldi come il rosso e l’arancione indicano valori superiori alla media, suggerendo un’atmosfera più calda o una maggiore massa d’aria, mentre colori freddi come il blu indicano valori inferiori, che possono riflettere un’atmosfera più fredda o una minore massa d’aria.

Le due righe inferiori mostrano le anomalie di temperatura in kelvin alla superficie terrestre e a 50 mb. Ancora una volta, le tonalità calde indicano temperature più alte della media e le tonalità fredde indicano temperature più basse.

Le aree punteggiate indicano dove le anomalie sono statisticamente significative al livello del 95%, suggerendo che queste differenze non sono dovute al caso, ma sono influenzate dai fenomeni El Niño o La Niña.

I dati provengono dall’analisi JRA-55 dal 1958 al 2016 e sono stati detrendizzati, il che significa che l’effetto di qualsiasi tendenza lineare a lungo termine (come il riscaldamento globale) è stato rimosso per isolare meglio le anomalie specifiche attribuibili agli eventi El Niño e La Niña.

In poche parole, questa figura evidenzia come El Niño e La Niña influenzano diversamente la struttura della nostra atmosfera, con effetti misurabili non solo al livello della superficie ma anche a grandi altezze, rivelando l’ampio impatto che questi fenomeni possono avere sul clima globale.

La Tabella 1 è un archivio storico che documenta gli anni in esame, identificando lo stato dell’ENSO per ognuno, nonché le condizioni associate della stratosfera e l’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). In particolare, fornisce i dettagli seguenti:

• Anno: Elenca gli anni in cui sono stati analizzati lo stato dell’ENSO e le relative condizioni atmosferiche.
• Stato ENSO: Specifica se in un dato anno si è verificato un evento El Niño, La Niña o se le condizioni erano neutrali.
• Tipo ENSO (per CP/EP): Classifica gli eventi ENSO in eventi El Niño o La Niña del Pacifico Centrale (CP), del Pacifico Orientale (EP), o Modoki, che rappresenta una categoria specifica di El Niño.
• SSW (Riscaldamento Stratosferico Improvviso): Indica la presenza e le date degli eventi di SSW, quando un rapido riscaldamento della stratosfera polare si verifica, con potenziali impatti significativi sul clima a latitudini settentrionali.
• D/J/F Niño anom (60°-80° N): Presenta le anomalie di temperatura della superficie del mare (SST) nei mesi di dicembre, gennaio e febbraio nell’emisfero nord tra 60° e 80° di latitudine.
• D/J/F zonal wind anom (60°-80° N): Mostra le anomalie dei venti zonali, che sono venti che soffiano da ovest verso est, nei mesi invernali e nella stessa fascia di latitudine.
• D/J/F NAO index: Fornisce il valore dell’indice NAO, un indicatore delle variazioni di pressione atmosferica al livello del mare che hanno effetti significativi sui modelli meteorologici, soprattutto in inverno, nell’emisfero nord.

Questa tabella è uno strumento utile per gli studiosi di clima per identificare le correlazioni tra i fenomeni ENSO e altre variazioni climatiche significative, come il riscaldamento stratosferico improvviso, e per prevedere gli effetti sul clima a scala regionale e stagionale. Il dettaglio degli anni e degli eventi permette ai ricercatori di tracciare i cambiamenti e le tendenze nel corso del tempo e di valutare la prevedibilità di eventi climatici futuri basandosi su modelli storici.

La tabella estende l’archivio storico precedentemente descritto, coprendo gli anni dal 1990 al 2017. Per ogni inverno, viene classificato lo stato dell’ENSO utilizzando i dati della temperatura della superficie del mare e dell’indice Oceanic Niño. Ogni anno è contrassegnato come El Niño, La Niña o neutrale. La tabella si divide in diverse colonne che forniscono informazioni specifiche:

• La prima colonna elenca gli anni, indicando con ogni anno il gennaio dell’inverno corrispondente (ad esempio, il 1990 si riferisce all’inverno 1989-1990).
• La seconda colonna classifica l’inverno in termini di El Niño, La Niña, o neutrale.
• Le terze e quarte colonne offrono due metodologie per determinare se gli eventi El Niño appartengono al Pacifico Centrale (CP) o al Pacifico Orientale (EP), inclusi gli eventi Modoki, con righe in grassetto che mostrano una classificazione identica tra i due metodi.
• La quinta colonna registra le date di eventuali Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) rilevati, noti per il loro effetto significativo sul clima a latitudini settentrionali.
• La sesta colonna presenta l’anomalia della temperatura della superficie del mare nella regione Niño3.4 nei mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio, con valori particolarmente elevati o bassi evidenziati in grassetto.
• La settima colonna mostra le anomalie del vento zonale tra 60° e 80° N durante l’inverno, con valori in grassetto che superano una deviazione standard dalla media.
• L’ottava colonna fornisce la media dell’indice NAO invernale, un indicatore della variabilità atmosferica nell’Atlantico Nord, detrendizzato e standardizzato.

In sintesi, questa tabella rappresenta uno strumento prezioso per tracciare e correlare l’impatto degli eventi ENSO con altre dinamiche climatiche e meteorologiche, come i Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi e le variazioni dell’indice NAO, offrendo ai ricercatori uno sguardo approfondito sui pattern climatici stagionali e sulla loro prevedibilità.

La Figura 2 ci presenta una serie temporale dell’Indice Oceanico Niño (ONI), mostrando le variazioni termiche stagionali nella regione del Pacifico equatoriale nota come Niño 3.4. L’ONI è calcolato come la media su tre mesi delle anomalie della temperatura della superficie del mare (SST) e viene usato per monitorare e classificare gli eventi di El Niño e La Niña.

Le anomalie positive, rappresentate dai picchi verso l’alto colorati di rosso, indicano periodi di El Niño, durante i quali le temperature della superficie del mare sono superiori alla media. Al contrario, le anomalie negative, segnate dai picchi verso il basso in blu, corrispondono agli eventi La Niña, periodi in cui le SST sono inferiori alla media.

Il grafico copre un arco temporale che va dal 1950 al 2017, offrendo una visione storica dettagliata dell’andamento termico del Pacifico equatoriale. I dati sono basati su periodi di base di 30 anni, aggiornati ogni cinque anni, per riflettere al meglio le tendenze climatiche di lungo termine. L’ONI è uno strumento fondamentale per i climatologi, in quanto permette di tracciare la frequenza e l’intensità dei fenomeni di El Niño e La Niña, che sono fattori critici nel comprendere le variazioni e i cambiamenti climatici globali.

2.2 Teleconnessioni Troposferiche dell’ENSO e il Loro Impatto sulla Stratosfera

Questa sezione esamina brevemente i principali impatti dell’ENSO sulla troposfera, con un focus particolare sugli effetti di rilievo per la stratosfera. Per una disamina più estesa delle teleconnessioni dai tropici alle regioni polari, si consiglia di consultare i lavori di X. Yuan et al. (2018) e la raccolta tematica “Connettere i Tropici alle Regioni Polari” pubblicata nel Journal of Climate nel 2014.

Iniziamo osservando alcune difficoltà intrinseche nella comprensione delle teleconnessioni ENSO. L’ampia variabilità atmosferica interna, in particolare nelle zone extratropicali, può complicare l’isolamento degli impatti climatici delle teleconnessioni ENSO. Deser et al. (2017) hanno rilevato che persino corse di modelli ensemble, impostate con le stesse anomalie di SST tropicali (e quindi con la stessa fase e ampiezza dell’ENSO), hanno prodotto una significativa diversità nelle teleconnessioni ENSO a causa della variabilità atmosferica interna. Ciò significa che, anche quando le teleconnessioni sono individuabili nelle osservazioni, non è detto che i modelli siano sempre capaci di riprodurle fedelmente (X. Yang & DelSole, 2012). Le teleconnessioni possono dipendere in modo non lineare dall’ampiezza dell’anomalia delle SST legata all’evento ENSO. Se è vero che eventi El Niño più intensi tendono a generare teleconnessioni più forti, queste relazioni non sono necessariamente proporzionali (Hoerling et al., 1997, 2001; Jong et al., 2016). La precipitazione nel Pacifico tropicale aumenta in modo non lineare con l’SST e il suo gradiente meridionale (Cai et al., 2014; Chung & Power, 2015), con cambiamenti non lineari anche nella risposta delle precipitazioni (Hoerling et al., 2001). Tuttavia, le non linearità nel Pacifico tropicale non assicurano analoghe non linearità nelle risposte del Pacifico settentrionale extratropicale (Frauen et al., 2014). Inoltre, la diversità dell’ENSO può influenzare le teleconnessioni: le risposte troposferiche ai due tipi di El Niño (CP ed EP) sono nettamente diverse, per esempio, sull’Australia (Taschetto & England, 2009), nell’Atlantico tropicale (Taschetto et al., 2016) e nel Pacifico settentrionale (Frauen et al., 2014; Garfinkel, Weinberger, et al., 2018). Queste differenze dovute alla diversità dell’ENSO vengono discusse più approfonditamente nella sezione 4. Infine, è importante notare che le teleconnessioni ENSO possono mostrare comportamenti non stazionari e subire l’influenza di cambiamenti a lungo termine dovuti a forzanti interne o esterne, argomento trattato nella sezione 5.

La Figura 3 mostra tre distinti pattern di anomalie della temperatura della superficie del mare (SST) associati a diversi tipi di eventi ENSO, come osservato nel Pacifico equatoriale da novembre a gennaio nel periodo 1957-2017. Ogni mappa rivela l’intensità e la distribuzione geografica di queste anomalie.

Nella mappa superiore, gli El Niño del Pacifico Orientale sono illustrati da marcature di colore rosso che indicano riscaldamenti significativi dell’oceano, talvolta oltre i 3°C, concentrati principalmente nella parte orientale del Pacifico equatoriale. Questi eventi sono stati individuati per un totale di 12 volte nel periodo in esame.

Al centro, gli El Niño del Pacifico Centrale mostrano un riscaldamento più focalizzato al centro del Pacifico, con anomalie termiche meno estese rispetto alla versione orientale, ma comunque evidenti e distintive, rappresentate per 7 eventi.

Infine, la mappa inferiore presenta gli eventi La Niña, contraddistinti da estese aree di colore blu che rivelano un notevole raffreddamento delle acque, a volte scendendo sotto i -3°C. Sono stati registrati 18 eventi La Niña, caratterizzati da un abbassamento delle temperature soprattutto nella parte centrale e orientale del Pacifico equatoriale.

I contorni neri sulle mappe corrispondono ai livelli di anomalia segnati sulla barra dei colori, aiutando a delineare con chiarezza le zone di riscaldamento e raffreddamento a intervalli di 1°C. Questi dati derivano dal set di dati di SST NOAA Optimum Interpolation, e le anomalie sono calcolate in riferimento alla climatologia standard dal 1981 al 2017.

Queste mappe compositive sono strumentali per evidenziare le differenze tra gli eventi ENSO Centrali e Orientali e per sottolineare come La Niña possa avere un impatto raffreddante. Queste differenze sono essenziali per comprendere come gli ENSO influenzano non solo le condizioni climatiche locali, ma anche le teleconnessioni atmosferiche a scala globale.

2.2.1 Teleconnessioni della Troposfera Tropicale dell’ENSO

L’ENSO esercita un impatto significativo sulla circolazione atmosferica tropicale nel Pacifico, con conseguenze che si estendono anche ai bacini oceanici Indiano e Atlantico. Cambiamenti rilevanti per la risposta stratosferica includono alterazioni della circolazione di Walker e delle onde tropicali, e ci concentriamo su questi aspetti della risposta dell’ENSO.

L’Oscillazione Meridionale, che è la componente atmosferica dell’ENSO, si manifesta essenzialmente come un andamento a altalena della pressione atmosferica a livello del mare tra il centro-sud del Pacifico e la regione di bassa pressione vicina al nord Australia. Durante gli eventi di El Niño, si osserva una pressione a livello del mare insolitamente alta sopra il nord Australia e anormalmente bassa sul centro-sud del Pacifico, e il contrario si verifica durante gli eventi di La Niña. Questa oscillazione, scoperta quasi un secolo fa, è la firma a livello di pressione superficiale di una circolazione di Walker del Pacifico indebolita durante El Niño, che è evidente anche nelle variazioni delle precipitazioni e dei venti.

La convezione intensificata nel Pacifico centrale e orientale associata all’ENSO innesta una risposta sotto forma di onda di Kelvin verso est e un’onda di Rossby che si allarga da entrambi i lati dell’equatore verso ovest, seguendo la teoria classica di Gill. Queste onde si manifestano nel campo delle temperature; specificamente, temperature troposferiche elevate vicino ai 140° Ovest e ai 15° Nord e Sud sono correlate, attraverso l’equazione ipsometrica, a cicloni di alto livello che si estendono dall’equatore e sono dinamicamente associati a un movimento discendente nella troposfera libera e al conseguente riscaldamento adiabatico. Questi cicloni di alto livello si posizionano vicino alla longitudine della massima risposta convettiva e non più a ovest, parzialmente a causa della presenza di un flusso medio. Le perturbazioni termiche si propagano poi nella troposfera delle medie latitudini, collegate ancora una volta attraverso l’equazione ipsometrica alle anomalie dell’altezza geopotenziale che verranno discusse nelle prossime sottosezioni.

L’ENSO estende la sua influenza ben oltre il Pacifico, stabilendo collegamenti significativi anche con l’Atlantico tropicale e subtropicale. Questa vasta rete di interazioni include i Niños dell’Atlantico, fenomeni climatici che, dopo alcuni mesi di ritardo, si legano agli eventi ENSO nel Pacifico tropicale. È stato osservato che questi Niños dell’Atlantico possono persino influenzare a loro volta le condizioni nel Pacifico tropicale, creando un circuito di feedback tra i due oceani.

L’impatto dell’ENSO sull’Atlantico tropicale potrebbe avere ripercussioni sul clima europeo attraverso diversi meccanismi, inclusa la modulazione della Cellula di Hadley Atlantica, costituendo così un’ulteriore via troposferica attraverso cui l’ENSO raggiunge l’Europa. Questo percorso potrebbe aiutare a spiegare le osservate risposte non lineari del clima Euro-Atlantico agli eventi ENSO: ad esempio, perché gli eventi El Niño più intensi non si traducono necessariamente in un indice NAO nettamente negativo, ma piuttosto in un pattern climatico alternativo. Tale complessità nel rapporto tra ENSO e clima Euro-Atlantico suggerisce un intreccio di fattori che governano le risposte climatiche regionali a questi potenti fenomeni oceanici e atmosferici.

La Figura 4 è uno schema che rappresenta la complessa rete di reazioni scatenate da un evento El Niño nell’atmosfera della Terra, focalizzandosi sulle risposte sia tropicali che extratropicali, specialmente nella stratosfera. Al centro della mappa, le anomalie delle temperature della superficie del mare durante il notevole evento El Niño del 2015/2016 sono visualizzate con tonalità che variano dal blu (più freddo) al rosso (più caldo), con linee di contorno che segnano incrementi di 1°C.

L’immagine cattura diversi fenomeni chiave:

• Nell’emisfero settentrionale (NH), osserviamo un riscaldamento della stratosfera e un incremento di ozono, che contribuisce all’indebolimento del vortice polare stratosferico.
• La circolazione atmosferica sopra il Pacifico e l’America del Nord evidenzia un profondo basso pressorio nelle Aleutine e uno spostamento verso sud dei percorsi delle tempeste, in linea con un modello positivo Pacifico-Nord America.
• Nell’emisfero meridionale (SH), si rileva una situazione simile con un riscaldamento della stratosfera e un indebolimento del vortice polare.

La figura mette anche in risalto come El Niño stimoli una convezione potenziata e una spostamento della circolazione di Walker, che si traduce in temperature superficiali del mare più elevate.

Allo stesso tempo, si nota una dinamica complessa nell’oceano e nell’atmosfera circostante l’Antartico, con cambiamenti nel Modo Annuale del Sud e un basso pressorio più marcato nella zona di Amundsen.

In aggiunta a questi effetti locali, El Niño può alterare significativamente i processi globali come la circolazione di Brewer-Dobson, che a sua volta modula la temperatura della stratosfera tropicale inferiore e la concentrazione di ozono.

Questo schema evidenzia anche la maggiore probabilità di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso e spiega la non linearità delle risposte climatiche Euro-Atlantico a eventi El Niño potenti, fornendo un quadro più ampio su come tali eventi possano influenzare i modelli climatici globali.

La Figura 5 fornisce un’analisi visiva dell’impatto della temperatura legato agli eventi ENSO, attraverso l’uso di una regressione lineare multipla applicata ai dati di temperatura raccolti dai satelliti nel periodo dal 1979 al 2014. Le mappe (a) e (b) catturano l’andamento per i mesi di novembre e dicembre, mentre le mappe (c) e (d) si focalizzano sui mesi di gennaio e marzo.

La puntinatura indica le zone in cui i cambiamenti di temperatura correlati all’ENSO sono significativi con un alto grado di certezza statistica. Questo metodo di visualizzazione aiuta a identificare le parti del mondo più influenzate dai cambiamenti di temperatura legati a El Niño e La Niña.

Le mappe si dividono in due gruppi: (a) e (c) mostrano i dati relativi alla stratosfera inferiore, mentre (b) e (d) visualizzano l’impatto sulla troposfera nel suo complesso. La presenza di contorni a intervalli di 0.2 K per deviazione standard permette di distinguere l’intensità delle variazioni di temperatura.

L’indice Niño3.4 standardizzato è stato utilizzato come predittore primario per l’ENSO. Altre variabili chiave nella regressione includono concentrazioni di CO2, cloro stratosferico efficace, irraggiamento solare totale, profondità ottica degli aerosol e i principali componenti del vento zonale medio, che insieme offrono una rappresentazione complessa di come l’ENSO e altri fattori atmosferici interagiscono per influenzare il clima terrestre.

2.2.2 Teleconnessioni Troposferiche NH dell’ENSO

Nelle latitudini extratropicali, le teleconnessioni legate all’ENSO sono prevalentemente generate da treni di onde di Rossby. Queste strutture sono caratterizzate da pattern di alta e bassa pressione quasi stazionari che possiamo vedere nella Figura 1. Questi schemi di pressione possono essere sostenuti da interazioni tra le onde atmosferiche e la circolazione di flusso medio nelle medie latitudini.

Per comprendere più a fondo i meccanismi dietro alle teleconnessioni globali dell’ENSO, si rimanda a studi più dettagliati come quelli di Z. Liu e Alexander (2007), Nigam e Baxter (2015), e Stan et al. (2017). Gli studi teorici hanno illustrato come la risposta atmosferica a un riscaldamento termico costante vicino all’equatore sia rappresentata da un treno di onde di Rossby che si estende poliward dai tropici e si piega verso est, come illustrato nella Figura 1. Onde di lunghezza maggiore, le cosiddette onde planetarie, si spingono più verso i poli, mentre onde più corte rimangono confinate verso il getto subtropicale.

Questi modelli semplificati di forzante termico tropicale riproducono con notevole accuratezza le caratteristiche generali delle teleconnessioni ENSO osservate nelle zone extratropicali, come discusso da Bjerknes nel 1969 e Wallace & Gutzler nel 1981.

Una delle più significative tra queste teleconnessioni nelle extratropici dell’emisfero nord è il Pattern Pacifico-Nord Americano (PNA). Nella sua fase positiva, il PNA è contrassegnato da un più profondo basso delle Aleutine a sud delle isole Aleutine nel Pacifico settentrionale, una anomalia di alta pressione sopra il Canada occidentale e vicino alle Hawaii, e una anomalia di bassa pressione sopra il sud-est degli Stati Uniti. Gli eventi El Niño sono generalmente associati con la fase positiva del PNA e uno spostamento verso sud della traiettoria delle tempeste del Pacifico, mentre La Niña con la fase negativa e uno spostamento verso nord.

Queste teleconnessioni Pacifiche influenzate dai tropici sono osservabili su un continuum di scale temporali; ad esempio, su scale intrastagionali il PNA è probabilmente influenzato dall’Oscillazione Madden-Julian, mentre su scale interannuali i pattern simili al PNA sono più strettamente legati all’ENSO.

Oltre alle già note teleconnessioni, l’ENSO interagisce anche con l’Oscillazione del Pacifico Settentrionale (NPO), particolarmente connessa agli eventi El Niño che avvengono nel Pacifico Centrale. Come evidenziato dalla Figura 1, queste connessioni influenzano direttamente le condizioni di superficie, apportando un contributo significativo alle capacità di previsione del clima legate all’ENSO, specialmente per aree come il Nord America. Queste dinamiche giocano anche un ruolo nel modellare le interazioni tra l’atmosfera e l’oceano a distanza, le quali possono a loro volta influenzare le teleconnessioni atmosferiche.

La presenza di un robusto getto subtropicale zonale può intrappolare le onde che si propagano verso i poli, facendole avanzare verso est lungo il percorso delle onde subtropicali. Durante gli eventi El Niño del Pacifico Centrale, si ipotizza che questo “ponte” subtropicale possa generare un treno di onde che si estende zonalmente dal Pacifico all’Atlantico, collegato a una fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e a un aumento della ciclogenesi nella regione della Corrente del Golfo. Si ritiene anche che una maggiore propagazione di eddies transitorie, o di natura più zonale, dal Pacifico Settentrionale all’Atlantico Settentrionale possa indurre una fase negativa dell’NAO.

L’attività convettiva associata agli eventi ENSO ha effetti anche sulle onde che influenzano la tropopausa sia subtropicale che delle medie latitudini. Durante un evento El Niño, una propagazione verso l’alto e una dissipazione anomala delle onde planetarie nelle latitudini medie e alte e delle onde di gravità nelle subtropicali rinforzano la circolazione di Brewer-Dobson, provocando un raffreddamento della parte più bassa della stratosfera tropicale e un riscaldamento di quella polare. Questi complessi impatti globali sulla stratosfera saranno analizzati più in dettaglio nella sezione 4.

2.2.3 Teleconnessioni Troposferiche dell’ENSO nell’Emisfero Meridionale

L’Emisfero Meridionale (SH) ha ricevuto meno attenzione rispetto all’Emisfero Settentrionale (NH), sebbene alcune delle teleconnessioni troposferiche più evidenti e consistenti dell’ENSO colpiscano proprio quest’area, influenzando in modo particolare il Pacifico Meridionale, il Sud America e l’Australia (Brands, 2017; vedi Figura 1).

Il comportamento delle regioni extratropicali dell’SH è regolato principalmente dal Modo Annuale del Sud (SAM), che negli ultimi decenni ha mostrato una tendenza al rafforzamento, associata a un intensificarsi dei venti occidentali sul bordo polare del getto aereo e quindi a un loro spostamento polare. Si pensa che questa tendenza sia legata all’aumento dei gas serra e alla riduzione dello strato di ozono stratosferico (Dameris et al., 2014; Thompson et al., 2000). Anche se il SAM presenta una struttura più circolare rispetto al suo omologo nell’NH, anche la sua variabilità è dominata da anomalie di bassa pressione semipermanenti, che includono tre grandi sistemi di bassa pressione intorno all’Antartide, con una predominanza del basso pressorio nel Mare di Amundsen nel Pacifico subpolare meridionale. Questa configurazione è strettamente collegata al modello Pacifico Sud America (PSA), l’equivalente SH del modello PNA dell’NH.

La variabilità esterna, ovvero le anomalie generate dalle teleconnessioni, tende a proiettarsi principalmente sul modello PSA, manifestandosi in una delle sue fasi. El Niño si esprime attraverso un dipolo di pressione nel Pacifico Meridionale, che è associato sia al PSA che alla fase negativa del SAM, ovvero all’espansione equatoriale dei venti occidentali e allo spostamento equatoriale dei sistemi di bassa pressione.

Un confronto con la risposta troposferica NH mostra simmetrie emisferiche in risposta alla forzante tropicale, come ulteriormente documentato in vari studi. L’ENSO spiega circa il 25% della variabilità del SAM durante l’estate australe, anche se l’impatto esatto varia a seconda della stagione e dipende dall’origine del treno di onde di Rossby tropicali. Inoltre, El Niño influenza i getti subtropicali dell’SH e l’attività ondulatoria transitoria, cambiamenti questi ritenuti importanti per gli impatti stratosferici di El Niño, che verranno discussi nella sezione 4.

La variabilità SH indotta dall’ENSO è sovrapposta a cambiamenti e tendenze troposferiche di lungo termine, che possono essere influenzati dalla forzante tropicale, così come dalla forzante stratosferica, come la risposta alla riduzione dell’ozono stratosferico.

3. Panoramica della Circolazione Stratosferica

La stratosfera è uno strato dell’atmosfera che si estende dai 10 ai 50 km sopra la superficie terrestre, collocata tra la tropopausa e la stratopausa. Questa regione è notevolmente più stabile della troposfera, principalmente perché vi si registra un incremento della temperatura con l’altitudine, dovuto alla presenza dello strato di ozono. In passato, si riteneva che la stratosfera non avesse un ruolo cruciale nelle previsioni delle variazioni dinamiche della troposfera e del clima di superficie. Tuttavia, le ricerche degli ultimi decenni hanno rivelato un’influenza marcata della variabilità stratosferica sulla troposfera, con conseguenze significative per il clima di superficie, un tema che verrà approfondito nella sezione 3.4. Inoltre, la composizione chimica della stratosfera incide sul bilancio radiativo dell’atmosfera e, quindi, sul clima terrestre.

Per comprendere la reazione della stratosfera agli eventi ENSO, è essenziale conoscere i fattori che influenzano questo strato atmosferico e i meccanismi dietro a tale influenza. Le sezioni successive offriranno un’introduzione alla circolazione stratosferica nelle regioni tropicali e extratropicali di entrambi gli emisferi, per valutare in modo adeguato gli effetti dell’ENSO sulla stratosfera. Per dettagli più tecnici sulla dinamica della stratosfera e l’interazione con la troposfera, si rimanda a pubblicazioni di esperti nel campo come Geller (1979, 2010), Haynes (2005), Kidston et al. (2015), Plumb (2010) e Waugh e Polvani (2010).

3.1 Lo Strato della Tropopausa Tropicale e la Stratosfera Tropicale

Lo strato della tropopausa tropicale e la stratosfera tropicale sono influenzati da movimenti ascensionali su vasta scala, dalla radiazione, da venti zonali che variano nel tempo e dalla mescolanza. Queste caratteristiche sono trattate approfonditamente in diversi articoli di Reviews of Geophysics (Baldwin et al., 2001; Butchart, 2014; Fueglistaler et al., 2009; Holton et al., 1995; Waugh, 2002).

Riassumendo, il movimento ascendente delle masse d’aria associato alla circolazione stratosferica meridionale residua, noto come il ramo ascendente della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), si verifica principalmente nei tropici ed è legato a temperature basse vicino alla tropopausa tropicale. Le temperature più fredde si riscontrano sul Pacifico occidentale e sul continente marittimo durante l’inverno boreale, il cosiddetto “punto freddo”, paragonabili a quelle osservate al Polo Sud in inverno (Butchart, 2014). Questi fenomeni di innalzamento e basse temperature controllano le concentrazioni di vapore acqueo e ozono nella bassa stratosfera e, attraverso la mescolanza con le masse d’aria delle extratropici, influenzano anche la composizione della stratosfera inferiore extratropicale (Holton et al., 1995; Waugh, 2002). Nella bassa stratosfera tropicale si osservano nette asimmetrie zonali, guidate dalla convezione sottostante: le regioni con maggiore attività convettiva presentano temperature più basse, mentre quelle con minore attività convettiva hanno temperature più alte (Fueglistaler et al., 2009; Highwood & Hoskins, 1998).

Inoltre, le onde che generano questi pattern di temperatura zonalmente asimmetrici, insieme a onde di gravità di scala più piccola, alimentano l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), il principale schema di variabilità stratosferica tropicale, prevedibile con oltre un anno di anticipo (Scaife et al., 2014). La QBO si caratterizza per la discesa di regimi di venti orientali e occidentali tra circa 20°S e 20°N, con la massima ampiezza all’equatore (Baldwin et al., 2001). I cicli individuali della QBO durano da 22 a 34 mesi, con una media di circa 28 mesi (Baldwin et al., 2001). La QBO influisce anche sulle temperature e sulle concentrazioni di gas traccia nella stratosfera tropicale, oltre a impattare sui vortici polari stratosferici attraverso l’effetto Holton-Tan, contribuendo a incrementare la prevedibilità della stratosfera extratropicale su tempi substagionali (Garfinkel, Schwartz, et al., 2018).

3.2 La Stratosfera dell’Emisfero Nord

La stratosfera dell’Emisfero Nord è caratterizzata dalla presenza di un vortice polare che si forma nell’autunno boreale e si dissolve in primavera. Nell’ambito di questa rassegna, il termine “vortice polare” si riferisce specificatamente al vortice polare stratosferico; per una distinzione tra i vortici polari troposferici e stratosferici, si consiglia la consultazione di Waugh et al. (2017). A metà stratosfera, a 10 hPa e 60°N, il vortice raggiunge velocità del vento occidentale di circa 35 m/s nella media di gennaio, con punte locali di velocità significativamente superiori. I venti nella stratosfera polare nord variano notevolmente da novembre a marzo, principalmente a causa delle perturbazioni e della mescolanza indotte da onde planetarie di larga scala, in particolare dai numeri d’onda zonali 1-3 (McIntyre & Palmer, 1984). Queste onde trasportano momento dalle loro aree di origine fino alle regioni in cui si dissolvono, rallentando i venti occidentali nella zona di rottura delle onde. Le onde stazionarie, che non si muovono in direzione zonale, possono propagarsi verticalmente nella stratosfera solo quando i venti zonali sono occidentali e inferiori a una certa soglia critica (Charney & Drazin, 1961), motivo per cui sono inibite durante l’estate, quando prevalgono i venti orientali nella stratosfera extratropicale (Plumb, 1989). Questa finestra di propagazione cambia per velocità di fase zonali diverse da zero, il che può portare a una maggiore propagazione delle onde prima degli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) (Domeisen, Martius, et al., 2018). La rottura delle onde contribuisce anche al funzionamento della circolazione di Brewer-Dobson, associata a una subsidenza sopra il cappuccio polare (Butchart, 2014).

Quando le onde planetarie portano a un indebolimento dei venti zonali stratosferici attorno al cappuccio polare, i venti zonali occidentali medi invernali a 10 hPa e 60°N possono completamente invertirsi, diventando orientali, definendo così un evento SSW maggiore. Questi eventi si verificano circa sei volte per decennio nell’NH (Charlton & Polvani, 2007), benché esista una notevole variabilità decennale, con decenni caratterizzati da pochi eventi SSW (come negli anni ’90, che hanno registrato solo due eventi SSW) e altri con un’elevata frequenza di SSW (come negli anni 2000, durante i quali si sono verificati nove eventi SSW). È interessante notare che gli anni ’90 hanno coinciso con un periodo eccezionale per il Pacifico tropicale, con un’ampiezza dell’ENSO molto debole nella prima metà del decennio, seguita dall’evento record del 1997/1998, anche se non è chiaro se esista un collegamento con la ridotta frequenza degli eventi SSW in quegli anni.

Durante un evento SSW, il vortice polare stratosferico può essere spostato fuori dal polo (evento di spostamento o onda-1) o diviso in due vortici figli (evento di scissione o onda-2; Mitchell et al., 2011). Un evento in cui il vortice è perturbato e il gradiente di temperatura meridionale sopra il cappuccio polare si inverte, ma la circolazione media zonale a 10 hPa e 60°N non passa agli orientali, è spesso descritto come un riscaldamento minore. Con il ritorno della luce solare nelle regioni polari dell’NH in primavera, il gradiente di temperatura meridionale stratosferico si riduce radiativamente, portando al collasso del vortice in un riscaldamento finale, che si verifica generalmente tra l’inizio di marzo e maggio. I venti stratosferici extratropicali rimangono quindi orientali per tutta l’estate boreale.

3.3 La Stratosfera dell’Emisfero Meridionale

La stratosfera invernale dell’Emisfero Meridionale è considerevolmente più fredda e relativamente meno perturbata rispetto a quella dell’Emisfero Nord. Questa regione è nota per la significativa perdita di ozono durante la primavera, fenomeno comunemente riferito come il “buco dell’ozono”. Per una comprensione più approfondita della teoria e della storia del depauperamento dell’ozono, si consigliano le letture di P. A. Newman (2010) e Solomon (1999). Mentre il depauperamento dell’ozono si verifica anche nell’NH, l’effetto nell’SH è molto più pronunciato a causa della minore forza delle onde troposferiche, che permette un vortice polare SH più robusto e temperature polari più fredde. Le temperature più basse nell’SH favoriscono la formazione di nuvole stratosferiche polari, avviando con il ritorno della luce solare in primavera la reazione a catena che porta alla distruzione dell’ozono mediata dai clorofluorocarburi (CFC). L’isolamento del cappuccio polare meridionale durante l’inverno e all’inizio della primavera, dovuto al forte vortice polare, impedisce l’ingresso di ozono dalle latitudini inferiori che potrebbe compensare l’ozono chimicamente ridotto in primavera.

Si prevede che i livelli di ozono stratosferico si riprenderanno nella seconda metà di questo secolo, grazie al Protocollo di Montreal, stipulato negli anni ’80 per proteggere lo strato di ozono riducendo progressivamente la produzione di CFC. Sebbene siano stati proposti recentemente i primi possibili segnali di recupero del buco dell’ozono antartico (Solomon et al., 2016; Strahan & Douglass, 2018), la conferma di tale recupero e la sua attribuzione alla riduzione dei CFC rimangono temi di dibattito (Ball et al., 2018; Chipperfield et al., 2017).

Nel complesso, la diminuzione dell’ozono ha causato un raffreddamento della stratosfera SH nella primavera e nell’estate australi (Randel & Wu, 1999), mentre dal 1979 si è notata una tendenza al riscaldamento con asimmetrie zonali significative nella stratosfera polare SH durante l’inverno australe, probabilmente legata al riscaldamento delle temperature della superficie del mare e all’incremento della propagazione delle onde dalla troposfera (Y. Hu & Fu, 2009; Wang et al., 2013).

L’evoluzione stagionale della stratosfera nell’Emisfero Meridionale (SH) non è semplicemente l’opposto di quella nell’Emisfero Nord (NH) a causa delle diverse dinamiche ondulatorie e degli effetti dell’ozono. Particolarmente rilevante è il fatto che il vortice polare nella stratosfera SH raggiunga una velocità massima media di circa 80 m/s a 60°N in agosto, per poi ritornare ai venti orientali in novembre, rendendo il vortice polare SH notevolmente più forte di quello NH. La relativa tranquillità della stratosfera SH durante l’inverno si riflette nella bassa frequenza degli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) maggiori: sebbene siano stati osservati eventi di riscaldamento minori nell’SH, finora è stato registrato solo un evento SSW maggiore nel settembre 2002. Questo evento si è distinto per la divisione del vortice polare.

L’anomalo inverno del 2002 ha ricevuto ampia attenzione nella ricerca, come dimostrato da numerose pubblicazioni, tra cui un numero speciale del Journal of Atmospheric Sciences. Per una panoramica della stratosfera SH prima dell’evento SSW del 2002, sono consigliate le rassegne di Labitzke e van Loon (1972) e Randel e Newman (1998). A differenza del NH, la variabilità temporale del riscaldamento finale nella stratosfera SH è meno marcata, a causa della sua natura generalmente più calma durante l’inverno. Tuttavia, è stata notata una tendenza verso un ritardo nella dissoluzione del vortice polare, correlato alla tendenza al raffreddamento stratosferico, con significative implicazioni per la troposfera SH, suggerendo possibili impatti a lungo termine sul clima dell’Emisfero Meridionale.

La Figura 6 offre una rappresentazione grafica delle anomalie climatiche verificatesi nei 60 giorni successivi agli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), come registrato dal sistema di ri-analisi JRA-55.

(a) Le anomalie della pressione media al livello del mare sono illustrate con un gradiente di colori dove le tonalità di rosso indicano pressioni inferiori alla media e le tonalità di blu pressioni superiori. Queste variazioni di pressione possono avere implicazioni sulle condizioni meteo, influenzando venti e temperature a livello locale.

(b) Le anomalie della temperatura di superficie sono visualizzate in maniera simile, con il rosso che indica aree più calde del normale e il blu aree più fredde. Questo può rivelare gli effetti degli SSW sul clima, potenzialmente portando a condizioni più miti o più rigide del solito in varie parti del mondo.

(c) Infine, le anomalie delle precipitazioni sono segnate da un’alternanza di colori che spazia dal marrone al blu, indicando dove le precipitazioni sono state rispettivamente superiori o inferiori rispetto alla media climatologica. Questo può tradursi in periodi insolitamente secchi o piovosi che possono influenzare l’agricoltura, le risorse idriche e la gestione del rischio di disastri naturali.

Le regioni con stippling denotano dove le anomalie sono significative con un livello di confidenza del 95%, suggerendo una forte connessione tra gli eventi SSW e le variazioni osservate. La mappa è stata pubblicata da Butler et al. (2017) ed è riprodotta con il loro permesso.

3.4 L’Impatto della Stratosfera sul Clima di Superficie e la Prevedibilità

Lo studio della stratosfera è stato motivato non solo dal problema del deperimento dell’ozono, ma anche dal suo legame con il clima di superficie. È stato scoperto che la stratosfera durante l’inverno e la primavera può avere un impatto considerevole sul tempo atmosferico e sul clima a livello del suolo. La stratosfera è considerata una fonte essenziale di prevedibilità per una gamma di scale temporali, da quelle sub-stagionali e stagionali fino a quelle decennali e più lunghe.

Nell’Emisfero Nord, gli effetti sulla superficie si manifestano quando il vortice polare è dinamicamente perturbato, come accade, per esempio, durante un evento di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW). Sebbene gli eventi SSW siano generalmente prevedibili a livello meteorologico, le anomalie stratosferiche conseguenti tendono a influenzare il clima superficiale per settimane o mesi. Questo fenomeno incrementa la probabilità di una fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e del Modo Annuale Nordico (NAM). Una fase negativa della NAO è associata con un clima più freddo sugli Stati Uniti orientali, sul nord Europa e in Siberia, un clima più caldo sulla Groenlandia e anomalie pluviometriche sull’Europa occidentale. Al contrario, un vortice polare insolitamente forte può influenzare la troposfera nel senso opposto, aumentando le chance di una fase positiva della NAO.

L’influenza stratosferica si è rivelata utile per migliorare le previsioni climatiche dell’Emisfero Nord extratropicale durante l’inverno boreale, sia per modelli statistici che dinamici, e specialmente per l’Europa. Questa interazione tra stratosfera e clima di superficie offre nuove opportunità per migliorare la nostra capacità di previsione climatica su vari orizzonti temporali.

La capacità dei modelli meteorologici di prevedere con certezza l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) è limitata a pochi giorni, anche se teoricamente potrebbe estendersi fino a circa tre settimane. Tuttavia, su scale temporali più ampie, gli effetti a distanza possono migliorare la prevedibilità statistica. La prevedibilità a medio termine, che abbraccia periodi di settimane o mesi, è spesso ristretta agli inverni con intensa variabilità stratosferica, come quelli segnati da eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), soprattutto quando si tengono in conto gli effetti indiretti dell’ENSO.

Verso la fine dell’inverno, si nota che il riscaldamento finale stratosferico ha una correlazione più marcata con la NAO, in particolare se inizia prima nella medio-stratosfera piuttosto che nella stratosfera superiore, incrementando così la prevedibilità dei fenomeni climatici di superficie.

Il meccanismo attraverso cui la stratosfera influisce sulla troposfera non è ancora completamente chiarito. All’interno della stratosfera stessa, l’influenza discendente è regolata dall’interazione tra le onde e il flusso medio. Si ritiene che l’effetto delle anomalie stratosferiche inferiori sulla troposfera nasca e persista tramite il feedback delle eddies sinottiche troposferiche, dalle onde planetarie e dall’adattamento della circolazione bilanciata. I lavori di Tripathi, Baldwin, et al. (2015) e Kidston et al. (2015) offrono una visione comprensiva dei meccanismi suggeriti per l’impatto discendente della stratosfera extratropicale sulla troposfera.

Nell’Emisfero Meridionale, l’impatto che si propaga verso il basso è dominato dall’effetto dell’ozono. Poiché l’ozono mostra sia un marcato ciclo stagionale, dovuto principalmente alla sua riduzione durante la primavera dell’Emisfero Meridionale, sia un trend di lungo periodo, la sua influenza a livello di superficie si manifesta sia come variazione stagionale che come trend pluri-decennale. La perdita di ozono è considerata la causa principale dello spostamento verso i poli del getto troposferico nell’Emisfero Meridionale. L’accoppiamento discendente si evidenzia anche attraverso la variabilità interannuale e l’impatto del riscaldamento finale stratosferico.

Nei tropici, si è recentemente scoperto che l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) potrebbe influenzare in modo significativo la troposfera tropicale, in particolare il Madden-Julian Oscillation (MJO). La QBO ha anche un effetto discendente sul getto subtropicale e sulle precipitazioni subtropicali, oltre a influenzare la variabilità stratosferica polare. Infine, la variabilità di vento e temperatura nello strato della tropopausa tropicale determina la composizione chimica della stratosfera e di conseguenza il bilancio radiativo terrestre, dato che le masse d’aria troposferiche entrano nella stratosfera attraverso i tropici. Cambiamenti relativamente piccoli nella concentrazione di vapore acqueo stratosferico possono, a loro volta, avere un impatto sulle temperature globali di superficie.

La crescente consapevolezza dell’influenza stratosferica sulle condizioni meteorologiche di superficie e sulla prevedibilità ha portato al desiderio di comprendere meglio i driver remoti che modulano la variabilità stratosferica. L’ENSO è un esempio lampante di come un fenomeno possa influenzare la stratosfera globale e, di riflesso, il clima di superficie. Le connessioni tra l’ENSO e la stratosfera saranno discusse più approfonditamente nella sezione 4.

4. Teleconnessioni dell’ENSO con la Stratosfera

4.1 Teleconnessioni dell’ENSO con la Stratosfera Tropicale

4.1.1 Cambiamenti nella Propulsione delle Onde e nella Circolazione di Brewer-Dobson

L’ENSO influenza le temperature stratosferiche tropicali e il sollevamento atmosferico attraverso diversi canali. Prima di tutto, l’ENSO altera lo spettro e l’origine delle onde generate dalla convezione e le onde anomale influenzano direttamente le temperature stratosferiche. Come discusso nella sezione 2.2.1, El Niño porta a una convezione intensificata e a un riscaldamento nel centro del Pacifico tropicale, con un picco intorno ai 140° O. Questo riscaldamento troposferico è associato a un raffreddamento sopraelevato nella bassa stratosfera, con conseguenti anomalie di temperatura stratosferiche che hanno segno opposto rispetto alle temperature troposferiche. Il raffreddamento nella bassa stratosfera intorno ai 140° O è collegato a un movimento verticale ascendente concentrato in questa regione, che si estende al di sopra del livello di massimo riscaldamento diabatico causato dalla convezione umida. Quest’estensione delle anomalie ascensionali è correlata alla propagazione verso l’alto delle onde di Rossby innescate da El Niño.

Inoltre, l’ENSO influenza la circolazione media zonale e la temperatura stratosferica attraverso i suoi effetti sulla Circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Tutti gli studi incentrati sulla connessione tra ENSO e la BDC hanno rilevato che El Niño è associato a un rafforzamento della BDC. L’incremento dell’ascesa nell’area tropicale profonda durante El Niño è associato a un raffreddamento della stratosfera tropicale (e a una discesa anomala e riscaldamento del polo nella stratosfera polare, come discusso nella sezione 4.2). Le misurazioni dei radiosondaggi mostrano la risposta della temperatura durante l’inverno boreale a El Niño rispetto a La Niña, rivelando cambiamenti simili sia nei dati di ri-analisi che nei modelli. Questi cambiamenti nei tropici sono più evidenti durante l’inverno boreale. Il raffreddamento simmetrico zonale durante El Niño si sovrappone ai cambiamenti su scala regionale dovuti alle modifiche nella posizione del massimo della convezione.

Quattro principali tipi di onde sono stati identificati come cruciali per l’aumento dell’innalzamento tropicale osservato e simulato durante El Niño:

1. Il cambiamento nelle onde stazionarie tropicali/subtropicali, come menzionato in precedenza (ovvero l’asimmetria zonale tra 140° O e 160° E), può influenzare la Circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Tuttavia, questo effetto non è stato considerato significativo da Simpson et al. (2011) nel contesto delle variazioni della BDC durante El Niño.
2. L’interferenza costruttiva tra il treno d’onde generato da El Niño e le onde stazionarie extratropicali contribuisce alla dinamica ondulatoria che sostiene l’innalzamento tropicale, un aspetto approfondito nella sezione 4.2.
3. El Niño causa un incremento della generazione di onde di gravità a partire dalle caratteristiche orografiche (come le montagne) nell’Emisfero Nord, dovuto all’intensificazione e all’espansione verso l’alto del getto subtropicale. Questo permette un maggiore impulso ondulatorio nella bassa stratosfera, effetto particolarmente evidente per l’innalzamento a nord dell’equatore.
4. Infine, El Niño intensifica il freno delle onde sinottiche transitorie nella bassa stratosfera subtropicale dell’Emisfero Sud, grazie a un flusso ascendente aumentato di attività ondulatoria dalla troposfera alla bassa stratosfera tra i 20° e i 40° S.

Nonostante persista un’incertezza sulla composizione esatta delle onde tropicali e subtropicali che promuovono l’innalzamento tropicale, c’è accordo sul fatto che i processi localizzati nei tropici e nei subtropici contribuiscano a questo fenomeno, come atteso per ragioni dinamiche. È interessante notare che anche un modello idealizzato di aquaplanet, privo di continenti, piscine di acqua calda o topografia nella configurazione standard, simula un rafforzamento del ramo superficiale della Circolazione di Brewer-Dobson e un indebolimento del vortice polare in risposta a una forzatura SST tropicale zonalmente localizzata simile all’ENSO.

La risposta stratosferica tropicale a La Niña è contraria a quella di El Niño durante l’inverno, sia nelle osservazioni che nei modelli. Tuttavia, in primavera, i risultati dei modelli indicano che le teleconnessioni di El Niño e La Niña sono non lineari, con entrambe le condizioni estreme di El Niño e La Niña che causano un riscaldamento della bassa stratosfera tropicale, mentre un El Niño moderato provoca raffreddamento.

Oltre alle distinzioni tra El Niño e La Niña, la risposta ondulatoria stratosferica tropicale varia tra El Niño del Pacifico Orientale (EP) e Centrale (CP): lo spostamento del picco di convezione influenza anche la risposta delle onde di Rossby e Kelvin, come evidenziato da studi osservativi e di modellazione. Non esiste un consenso unanime su quale variante di El Niño influenzi maggiormente la risposta tropicale simmetrica zonale, con studi di modello che divergono su quale forma di El Niño moduli più intensamente la BDC. Queste divergenze negli studi riflettono probabilmente una sensibilità alla natura precisa delle anomalie SST impostate, ed è fondamentale considerare la relativa debolezza della forzatura sottostante per El Niño CP nell’interpretare la minore intensità della risposta stratosferica.

la Figura 7, illustra lo studio delle variazioni dell’ozono in relazione alle condizioni ENSO misurate dall’indice Niño 3.4:

(a) Il primo pannello mostra i coefficienti di sensibilità dell’ozono, misurati in parti per miliardo per Kelvin (ppbv/K), in risposta a variazioni nell’indice Niño 3.4. Questi dati sono stati ricavati dal Microwave Limb Sounder (MLS) e dal Tropospheric Emission Spectrometer (TES) a bordo del satellite Aura della NASA e rappresentano la media delle osservazioni tropicali, comprese tra 15° Sud e 15° Nord. La linea nera spessa che si nota a 261 hPa distingue i dati misurati da TES, che si trovano al di sotto di quella quota, da quelli raccolti da MLS, che si trovano al di sopra.

(b) Il secondo pannello presenta i coefficienti di sensibilità ottenuti dal modello GEOSCCM (Goddard Earth Observing System Chemistry-Climate Model), derivati dalla regressione lineare dei dati dell’ozono contro l’indice Niño 3.4 per la stessa regione geografica. In aggiunta, sono mostrate le linee di flusso della circolazione atmosferica anomala, che emergono dalla regressione del vento zonale e della velocità verticale contro l’indice Niño 3.4. Le aree ombreggiate segnalano dove i risultati sono statisticamente significativi oltre due deviazioni standard dalla media, e la curva tratteggiata nera indica la posizione media della tropopausa nel modello per entrambi i grafici.

Questi risultati, tratti dalla ricerca di Oman et al. (2013), evidenziano come le variazioni dell’ENSO possono avere un impatto diretto sulla concentrazione di ozono nella stratosfera tropicale e modulare la circolazione atmosferica in quest’area. Le aree marcate dimostrano una forte correlazione tra le fluttuazioni nell’indice Niño 3.4 e i cambiamenti nell’ozono e nella circolazione, sottolineando l’importanza dell’ENSO come fattore di variazione climatica anche in questi livelli elevati dell’atmosfera.

La Figura 8 visualizza come l’El Niño Southern Oscillation (ENSO), monitorato tramite l’indice Niño3.4, influenzi le temperature atmosferiche durante i mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio. La figura presenta i risultati di una regressione lineare applicata su quattro diversi insiemi di dati di radiosonde: RATPAC, IGRA, HadAT2 e IUK.

I quadranti colorati mostrano dove le variazioni di temperatura sono statisticamente significative al 95%, cioè dove il legame tra ENSO e temperature è abbastanza forte da superare le normali fluttuazioni climatiche. Le tonalità di blu rappresentano aree con temperature inferiori alla media, suggerendo un effetto di raffreddamento associato ad ENSO, mentre le tonalità di giallo, arancione e rosso indicano un riscaldamento, con temperature superiori alla media.

Il diagramma evidenzia che i dati da 80° a 90° Sud mancano per la bassa troposfera in tutti i set di dati. Questi risultati offrono una panoramica significativa di come gli eventi ENSO possano avere ripercussioni su larga scala sulle temperature atmosferiche, fornendo un’immagine chiara dell’impatto climatico di ENSO attraverso diverse altitudini e latitudini. Questa analisi dettagliata è fondamentale per comprendere le implicazioni più ampie di ENSO sul clima globale. La figura proviene dallo studio di Free e Seidel (2009) ed è stata utilizzata con autorizzazione.

4. Teleconnessioni dell’ENSO con la Stratosfera

4.1.2 Modulazione della QBO

L’ENSO incide sui venti zonali nella bassa stratosfera tropicale: si osserva che le anomalie del vento legate alla QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) si propagano verso il basso più velocemente durante gli eventi di El Niño rispetto a quelli di La Niña. Questo effetto, evidenziato da Taguchi (2010b), non può essere spiegato unicamente dagli effetti dell’ENSO sulla Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), poiché il rafforzamento della BDC durante El Niño di per sé comporterebbe una propagazione discendente più lenta. Si ritiene quindi che l’ENSO influenzi le onde generate all’interno della troposfera, che successivamente si propagano verso l’alto alimentando la QBO. Nei dati satellitari e di ri-analisi si è visto che l’attività delle onde di Kelvin aumenta durante El Niño, favorendo una più rapida discesa del regime di flusso occidentale, specialmente se le condizioni nella stratosfera inferiore permettono la propagazione delle onde di Kelvin.

Gli studi di modello condotti da Schirber (2015) mostrano che durante El Niño sia la propulsione d’onda risolta che quella parametrizzata aumentano a causa dell’incremento dell’attività convettiva, accelerando in modo specifico la propagazione discendente per il regime occidentale della QBO.

Si è notato che le anomalie del vento osservate associate alla QBO sono meno intense durante El Niño rispetto a La Niña, sebbene tale effetto sia diventato evidente solo dopo il 1990. L’accentuazione del vento della QBO durante La Niña potrebbe essere dovuta a una convezione più intensa che genera un più ampio spettro di onde di gravità. Gli esperimenti di Schirber (2015) suggeriscono che La Niña potrebbe accelerare il regime orientale della QBO, mentre El Niño quello occidentale. Questo solleva interrogativi su un possibile legame tra l’ENSO e una specifica fase della QBO, sia essa orientale o occidentale.

Christiansen et al. (2016) hanno scoperto che forti eventi di El Niño possono indurre una sincronizzazione delle fasi della QBO: una serie di simulazioni di modelli con SST osservate ha riprodotto venti simili a quelli osservati nella stratosfera equatoriale negli anni successivi al forte evento ENSO del 1997/1998. D’altro canto, nessun allineamento simile è stato riscontrato in un insieme parallelo di modelli forzato con SST climatologiche. Tuttavia, non ci sono indicazioni che gli eventi di El Niño in generale portino a una fase preferita della QBO nell’intero archivio storico, poiché il collegamento tra El Niño e fasi specifiche della QBO non è stato costante nel tempo.

Infine, si è ipotizzato che il recente forte evento di El Niño 2015/2016 abbia contribuito alla recente interruzione della regolarità della QBO, modificando i venti subtropicali e consentendo alle onde di Rossby extratropicali di propagarsi fino all’equatore.

4.2 Teleconnessioni dell’ENSO con la Stratosfera dell’Emisfero Nord

Analizziamo i meccanismi alla base della teleconnessione a distanza dell’ENSO con la stratosfera polare dell’Emisfero Nord. La prima fase di questo collegamento inizia dalla risposta del Pacifico settentrionale alla forzatura proveniente dal Pacifico tropicale: durante gli eventi di El Niño, si osserva un approfondimento del minimo Aleutiano. La fase successiva si concentra sulla propagazione verso l’alto delle onde di Rossby: con El Niño, il minimo Aleutiano più marcato intensifica il flusso ondulatorio verso la stratosfera attraverso un’interferenza lineare costruttiva con il modello di onda stazionaria climatologica.

Invece, durante La Niña, la convezione tropicale si sposta verso ovest nel Pacifico tropicale, con conseguente indebolimento del minimo Aleutiano e un’interferenza lineare distruttiva con il pattern ondulatorio climatologico nei dati di ri-analisi. La Figura 9 evidenzia come gli inverni con una forte presenza di La Niña siano associati a un vortice polare dell’EN più freddo e robusto del normale, dovuto all’attenuazione della propulsione ondulatoria stratosferica. Il minimo Aleutiano indebolito durante La Niña comporta una distribuzione più equilibrata tra il minimo Aleutiano tipicamente più forte e il minimo Islandese, risultando quindi in una predominanza della propagazione dell’onda 2 nella stratosfera, rispetto a El Niño, che è associato con il numero d’onda zonale 1 a causa dell’approfondimento del minimo Aleutiano. Questo fenomeno è chiaramente osservabile nella Figura 5b, con il riscaldamento più intenso sul polo esteso da 60° a 300° E.

Durante El Niño, le onde planetarie anomale che salgono vengono amplificate verticalmente nella stratosfera e causano la rottura delle onde, indebolendo così il vortice polare, riscaldando la calotta polare stratosferica e potenziando la circolazione di Brewer-Dobson. Questo anomalo movimento discendente alle latitudini polari è associato a un riscaldamento della stratosfera polare dell’EN fino a 4 K, come mostrato dalle misure di radiosonde nella Figura 8 e da ulteriori studi.

La Figura 9 presenta un’analisi delle anomalie medie zonali di temperatura e vento durante intensi eventi di La Niña nei mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio. In queste mappe, le anomalie di temperatura (a) e di vento zonale (b) sono visualizzate utilizzando contorni che rappresentano variazioni standardizzate, con linee piene per indicare aumenti (anomalie positive) e linee tratteggiate per indicare diminuzioni (anomalie negative) rispetto alle condizioni medie.

Il pannello della temperatura (a) mostra un intervallo di contorni che inizia da piccoli incrementi di 0,3 K e sale per gradazioni fino a 1 K e oltre, rivelando come il freddo e il caldo si distribuiscono in base alla latitudine e all’altitudine durante La Niña. Analogamente, il pannello del vento zonale (b) utilizza contorni che iniziano da variazioni di 1 m/s e continuano con incrementi di 2 m/s per rappresentare la forza e la direzione delle anomalie del vento.

Le regioni colorate denotano aree dove queste anomalie sono statisticamente significative con un livello di confidenza del 90%, mentre le zone segnate da puntinatura raggiungono una significatività ancora maggiore, al 95%. Il numero tra parentesi indica quanti inverni sono stati inclusi nella media composita che ha prodotto il grafico.

In sostanza, questa figura evidenzia che durante i periodi di forte La Niña si osservano notevoli cambiamenti nelle temperature e nei venti a diverse latitudini, e che queste variazioni sono abbastanza pronunciate da essere statisticamente significative, sottolineando l’impatto profondo che La Niña può avere sul clima dell’Emisfero Nord.

Le osservazioni satellitari e i dati di ri-analisi evidenziano un riscaldamento nelle regioni stratosferiche basse di entrambi i poli durante gli eventi di El Niño. Questo aumento di attività ondulatoria può innescare episodi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), generalmente anticipati da significativi flussi di onde ascendenti. Le conseguenti anomalie di temperatura e vento si manifestano inizialmente nella stratosfera alta all’inizio dell’inverno, per poi spostarsi progressivamente verso la stratosfera bassa e la superficie verso la fine dell’inverno e l’inizio della primavera.

Gli SSW possono influenzare la configurazione della NAO in superficie, lasciando un’impronta sul clima della regione euro-atlantica per diverse settimane o mesi. Tale risposta stratosferica polare ad El Niño è stata accuratamente riprodotta attraverso modelli climatici e di previsione stagionale, dimostrando che una maggiore risoluzione verticale o un “top model” più elevato garantisce una rappresentazione più fedele dei processi stratosferici.

Nonostante i progressi nella comprensione dell’effetto ENSO sulla stratosfera polare dell’Emisfero Nord, la variabilità intrinseca della circolazione atmosferica extratropicale e l’intervento di altri fattori esterni rendono complessa la stima precisa del ruolo giocato dal collegamento ENSO-stratosfera durante l’inverno. Per di più, possibili influenze non lineari e non stazionarie possono alterare l’interazione a distanza tra ENSO e la stratosfera.

Queste dinamiche complesse sono rappresentate nella Tabella 1 e nella Figura 11, dove vengono mostrate la forza del vortice polare e la NAO per ogni inverno caratterizzato da ENSO, insieme all’ampiezza e al tipo di evento ENSO. È evidente che c’è una notevole variabilità tra i diversi eventi ENSO, con una tendenza generale verso un vortice polare più debole durante gli inverni di El Niño. Tuttavia, gli inverni più freddi e con un vortice polare più forte tendono ad associarsi a La Niña, sebbene ci siano stati inverni di La Niña con un vortice insolitamente debole, particolarmente in anni con SSW. Ad esempio, il recente e potente evento SSW del 2018, avvenuto durante La Niña come quello altrettanto intenso del 2009, ne è un chiaro esempio.

Le figure dall’11a all’11c esplorano la variabilità interannuale dell’atmosfera extratropicale nel periodo che va dal 1958 al 2017, classificata in base alle anomalie SST di Niño3.4 di ogni inverno. Analizzando la correlazione lineare tra le teleconnessioni, emerge la difficoltà nel rilevare relazioni chiare a causa della notevole variabilità interna: la Figura 11a rivela una connessione piuttosto diretta tra la variabilità del Pacifico tropicale, segnalata dalle SST di Niño3.4, e gli effetti sul Pacifico del Nord. Tuttavia, viene suggerito che ciò possa essere il risultato della sovrapposizione degli effetti non lineari di El Niño sia EP che CP. La Figura 11b confronta direttamente il Pacifico tropicale con i venti nella stratosfera invernale dell’EN: nonostante una correlazione complessivamente debole (r = -0.21), in genere durante El Niño i venti sono più deboli e durante La Niña più forti. Anche l’impatto di El Niño sul Modo Annuale Settentrionale (NAM) è scarso (r = -0.19; Figura 11c).

Una possibile spiegazione della debolezza di queste correlazioni è che le risposte estreme del vortice polare potrebbero non essere simmetriche rispetto alle due fasi opposte di ENSO, almeno stando ai record osservativi di breve periodo (Tabella 2). Le ri-analisi mostrano che gli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) si verificano sia durante gli inverni di El Niño che di La Niña con una frequenza maggiore rispetto agli inverni neutri ENSO (Tabella 2). Questo è un dato importante per le previsioni stagionali, poiché la presenza di un singolo evento SSW in inverno può cambiare radicalmente il clima stagionale in Europa e Siberia. Infatti, nella media composita (Tabella 2), il segno della risposta stratosferica è determinato dalla presenza di un evento SSW piuttosto che dalla fase di ENSO; e il segno dell’NAO/NAM superficiale invernale di solito rispecchia l’anomalia del vento zonale stratosferico piuttosto che la fase di ENSO (Figura 11d). Inoltre, la prevedibilità sopra l’Atlantico del Nord migliora durante gli inverni con eventi SSW, e aumenta ancora di più negli anni in cui si verifica sia un evento SSW che El Niño (Domeisen et al., 2015).

La Figura 10 confronta le anomalie delle temperature e dei venti zonali durante gli eventi di El Niño, mostrando come il clima nell’alto emisfero nord risponde a questi fenomeni climatici. Si analizzano due set di dati: a sinistra le ri-analisi ERA-40 e a destra i risultati di un ensemble di modelli 46LCAM5. Per entrambi i dataset, le anomalie di temperatura (in alto) sono rappresentate ai 80°N, e quelle del vento zonale (in basso) ai 60°N, coprendo il periodo da ottobre ad aprile.

Gli intervalli di contorno indicano variazioni di temperatura di 1.0 K per ERA-40 e di 0.5 K per 46LCAM5, e per il vento zonale di 2.0 ms^−1 per ERA-40 e di 1.0 ms^−1 per 46LCAM5. Questi contorni tracciano le variazioni rispetto alle condizioni medie per ciascun mese, con il numero di eventi El Niño utilizzati per la media indicato tra parentesi nel titolo di ogni pannello.

Le linee bianche segnano la soglia del 85% di significatività statistica, mentre le linee rosse indicano un livello di significatività ancora più elevato, al 95%. Le aree contenute entro queste linee mostrano dove le anomalie non sono casuali ma statisticamente significative.

In definitiva, la figura rivela come gli inverni di El Niño tendano ad influenzare le condizioni atmosferiche sopra le latitudini settentrionali, con un effetto visibile sia nelle temperature che nei venti. Le differenze tra i dati di osservazione e di modello offrono intuizioni utili per migliorare le previsioni relative alle influenze di El Niño nelle regioni polari.

La maggior frequenza degli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) durante gli eventi di El Niño e La Niña, evidenziata dalle ri-analisi, potrebbe essere dovuta semplicemente alla variabilità del campione. In altre parole, i dati di ri-analisi potrebbero non essere sufficienti per distinguere un segnale significativo dal rumore di fondo legato alle variazioni estreme della velocità del vento zonale. Prima dell’era dei satelliti, alcuni dataset potrebbero mostrare tendenze ingannevoli. Altre influenze, come la Quasi-Biennale Oscillazione (QBO), potrebbero svolgere un ruolo in queste dinamiche. La connessione tra La Niña e gli SSW si è anche dimostrata essere sensibile al modo in cui vengono classificati gli eventi SSW e gli eventi ENSO, che dipendono dal set di dati sulla temperatura superficiale del mare (SST) utilizzati.

Le simulazioni condotte con modelli ensemble tendono generalmente a stabilire relazioni più lineari tra ENSO e l’occorrenza di SSW rispetto a quelle osservate. Nella maggior parte dei casi, il rinforzo osservato degli SSW durante La Niña non viene replicato nei modelli climatici di valutazione comparativa (CCMVal2) o nei modelli CMIP5 con un alto strato atmosferico. I modelli potrebbero non riuscire a simulare una connessione tra La Niña e gli SSW a causa di una rappresentazione inadeguata della diversità di ENSO e delle sue interazioni con la circolazione delle medie latitudini, producendo teleconnessioni troposferiche che sono troppo lineari e troppo orientate zonalmente rispetto alla realtà.

Nonostante le relazioni osservate tra La Niña e gli SSW non siano state riprodotte fedelmente nei modelli, diversi studi hanno simulato aumenti moderati di SSW durante gli inverni di El Niño, in linea con i dati di ri-analisi. Dal punto di vista dinamico, è plausibile che una maggiore propulsione ondulatoria durante gli inverni di El Niño possa occasionalmente portare a perturbazioni stratosferiche più intense. Relazioni simili tra i cambiamenti nel Pacifico del Nord e gli SSW sono state identificate anche su scale temporali decennali e intrastagionali.

La Tabella 2 presenta una visione d’insieme delle relazioni tra le condizioni ENSO nell’Oceano Pacifico e i cambiamenti climatici osservati nell’Emisfero Nord durante i mesi invernali. Ecco una spiegazione dettagliata di ciò che la tabella mostra:

• Numero di anni: Questo dato indica quanti inverni sono stati inclusi nell’analisi per ogni categoria di ENSO e per la presenza di eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW).
• DJF ONI (Indice Oceanico Niño): Questa colonna riflette l’intensità dell’evento El Niño, con misurazioni basate sulle temperature superficiali dell’oceano nella zona Niño 3.4 del Pacifico.
• Anomalia del Vento Zonale DJFM: Mostra le anomalie della velocità del vento zonale tra i 60° e gli 80° di latitudine Nord, fornendo indicazioni sulla forza del vortice polare stratosferico.
• Indice NAO DJFM: Rappresenta l’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica, che misura la differenza di pressione atmosferica tra l’alta pressione subtropicale dell’Atlantico e le basse pressioni vicino all’Islanda. L’indice è detrendizzato e standardizzato per evidenziare le variazioni significative.

La tabella poi segmenta i dati in base agli eventi di ENSO generali, solo El Niño, solo La Niña e anni senza un evento ENSO evidente, e ulteriormente distingue basandosi sulla presenza o assenza di eventi SSW. Questa segmentazione è cruciale per capire meglio come gli eventi El Niño e La Niña possano influenzare i fenomeni meteorologici estremi come gli SSW, che a loro volta possono avere un impatto significativo sui modelli climatici dell’Emisfero Nord, inclusa l’oscillazione delle condizioni meteorologiche in Europa e Siberia.

La tabella cerca di stabilire se esistono pattern chiari che legano le variazioni climatiche del Pacifico tropicale ai cambiamenti nella circolazione atmosferica dell’Emisfero Nord, che possono essere fondamentali per comprendere e potenzialmente prevedere il clima invernale in queste regioni.

Gli SSW si verificano spesso indipendentemente dall’ENSO; si stima che oltre il 75% degli SSW non sia legato all’ENSO. Pertanto, alcuni studi hanno suddiviso gli inverni in base all’occorrenza degli SSW per isolare meglio l’effetto di El Niño sul vortice stratosferico. Questa classificazione, sebbene non perfetta, permette di chiarire meglio l’effetto dell’ENSO sullo stato medio della stratosfera, dato che l’influenza dell’ENSO sulla propulsione delle onde è relativamente modesta rispetto a quella osservata durante gli eventi SSW.

La Figura 11b distingue l’impatto dell’ENSO sul vortice dell’emisfero nord negli inverni con o senza SSW, mostrando che le correlazioni sono statisticamente significative solo per gli inverni senza SSW. La Figura 11c, d’altra parte, suggerisce che una correlazione lineare più alta può essere trovata tra il Pacifico tropicale e il NAM negli inverni con SSW, confermando la capacità dei modelli di predire l’impatto a livello superficiale in Europa negli inverni che mostrano sia un evento di El Niño che un SSW.

L’ENSO mostra una notevole diversità tra i vari eventi e non è ancora chiaro in che misura questa diversità influenzi le diverse risposte stratosferiche. Un cambiamento nella posizione o intensità della forzatura termica tropicale può influenzare significativamente la propagazione delle onde nella stratosfera. Ad esempio, la forzatura termica dalla convezione nell’Oceano Indiano o nel Pacifico centrale può modulare la risposta stratosferica a causa di una diversa proiezione sul pattern ondulatorio extratropicale climatologico.

Tuttavia, è stato difficile distinguere una differenza nella risposta della circolazione stratosferica polare dell’emisfero nord agli eventi di El Niño nel Pacifico centrale rispetto a quelli nell’est a causa del breve record osservativo, l’influenza degli SSW e la sensibilità del metodo di classificazione degli eventi ENSO nel Pacifico centrale. Le ultime due righe della Tabella 2 indicano che ci possono essere differenze nella risposta stratosferica a seconda della definizione di ENSO nel Pacifico centrale utilizzata.

La Figura 11 mostra come l’El Niño Southern Oscillation (ENSO) sia correlato con diversi indicatori atmosferici nell’Emisfero Nord. Ogni pannello illustra un aspetto differente di questa relazione:

• Pannello (a): Esamina la correlazione tra l’indice ENSO Niño3.4 e la pressione al livello del mare nel Golfo dell’Alaska nei mesi invernali (DJF). Le correlazioni significative sono evidenziate con stelle, indicando un legame forte tra la forza di El Niño o La Niña e le variazioni di pressione in questa regione.
• Pannello (b): Rivela la relazione tra l’indice Niño3.4 e il vento zonale nell’alta stratosfera (a 10 hPa) tra i 60° e 80° di latitudine Nord durante i mesi da dicembre a marzo (DJFM). Anche qui, le stelle mostrano dove la correlazione è statisticamente significativa.
• Pannello (c): Mostra come l’indice Niño3.4 si relazioni con il Modo Annuale Nordico (NAM), qui preso come l’Oscillazione Artica a 1000 hPa. Le correlazioni significative sono segnate con stelle, suggerendo che ENSO può influenzare il NAM.
• Pannello (d): Presenta la correlazione tra il NAM a 1000 hPa e il vento zonale a 10 hPa, ancora una volta tra i 60° e 80° di latitudine Nord durante DJFM. Le stelle indicano che la relazione tra i venti stratosferici e il NAM è significativa.

Insieme, questi grafici aiutano a comprendere la complessa rete di influenze che ENSO può avere sulla circolazione atmosferica nell’Emisfero Nord, mostrando come le variazioni nelle acque tropicali del Pacifico possano ripercuotersi fino ai venti stratosferici elevati e ai modelli climatici come il NAM. Questa comprensione è cruciale per i meteorologi che cercano di prevedere i modelli climatici stagionali e le condizioni meteorologiche.

Nonostante non ci sia una chiara differenza osservabile nella risposta stratosferica tra gli eventi El Niño nel Pacifico Centrale e quelli nel Pacifico Orientale, vari studi hanno testato questa relazione con modelli climatici. I risultati sono stati misti: alcuni studi non hanno trovato differenze significative nella risposta climatica tra i due tipi di eventi El Niño, mentre altri hanno notato che solo gli eventi nel Pacifico Orientale indeboliscono il vortice polare, e altri ancora hanno trovato che entrambi i tipi di El Niño possono indebolire il vortice, ma con un effetto più pronunciato negli eventi del Pacifico Orientale all’inizio dell’inverno.

La variabilità interna e la diversa configurazione dei modelli potrebbero essere il motivo per cui questi studi giungono a conclusioni diverse. Generalmente, si potrebbe aspettare una risposta più debole agli eventi del Pacifico Centrale a causa della posizione più meridionale e della minore intensità del profondo minimo delle Aleutine, che rende meno efficace l’interferenza costruttiva con le onde climatologiche stazionarie.

Mentre c’è accordo sul fatto che gli eventi El Niño del Pacifico Orientale portano all’indebolimento del vortice polare dell’Emisfero Nord, la risposta agli eventi El Niño del Pacifico Centrale è meno chiara. Si dibatte anche se gli eventi El Niño più forti conducano a una risposta stratosferica artica più forte rispetto agli eventi El Niño più moderati. Nonostante gli eventi El Niño siano generalmente associati con un aumento della frequenza di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso, non sono stati osservati eventi SSW durante gli inverni di alcuni dei più forti eventi El Niño.

Infine, il riscaldamento finale del 2016 è stato uno dei più precoci registrati, anche se il campione di eventi ENSO estremi disponibili è ancora limitato. Altri studi suggeriscono che gli eventi El Niño moderati e gli eventi La Niña forti possano influenzare la variabilità stratosferica invernale più efficientemente rispetto ai loro corrispettivi più estremi.

La significativa variabilità interna della stratosfera rende complesso individuare eventuali non linearità nelle risposte agli eventi El Niño, come dimostrato da alcune analisi grafiche. Gli studi che utilizzano modelli climatici non sono unanimi: alcuni rilevano effettivamente non linearità, mentre altri non osservano grandi differenze nelle risposte a eventi El Niño di intensità varia.

Anche se la reazione stratosferica artica agli eventi El Niño dovesse essere lineare, potrebbero emergere dinamiche non lineari rilevanti per le reazioni nel settore Atlantico. È stato scoperto che la risposta del settore Nord Atlantico a eventi El Niño di intensità moderata ricalca la fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), mentre la reazione a eventi El Niño più intensi è caratterizzata da un treno d’onde originato dall’Atlantico tropicale. Questo perché gli eventi El Niño particolarmente intensi possono alterare significativamente la circolazione di Walker. Alcuni esperimenti modellistici indicano che gli eventi El Niño estremamente forti influenzano il settore Atlantico attraverso processi troposferici, mentre gli eventi moderati hanno effetti tramite la stratosfera.

Ulteriormente, si osserva che le teleconnessioni di ENSO nella troposfera e stratosfera variano tra l’inizio e la fine dell’inverno. Studi indicano che le connessioni di ENSO con il settore Europa/Atlantico Nord differiscono notevolmente tra novembre-dicembre e gennaio-marzo. È emerso che la risposta di ENSO su l’Europa nei mesi di gennaio-marzo è sostenuta sia dalla stratosfera che dalle temperature superficiali dell’Atlantico extratropicale. Inoltre, la connessione troposferica che attraversa il Nord America, portando a una NAO negativa in presenza di El Niño, è evidente tra gennaio e marzo, mentre per La Niña si limita a febbraio, con una modulazione che dipende dalla variabilità su scala decennale.

4.3. Collegamenti Teleconnettivi dell’ENSO alla Stratosfera dell’Emisfero Sud

Similmente a quanto avviene nell’Emisfero Nord, la reazione della stratosfera dell’Emisfero Sud (SH) agli eventi di El Niño si manifesta attraverso un indebolimento del vortice polare stratosferico, accompagnato da un aumento delle temperature durante la primavera e l’estate, come evidenziato dalle Figure 1 e 5. Questa situazione è ulteriormente caratterizzata da un’intensificazione dell’attività delle onde planetarie troposferiche dirette verso il polo nella parte centrale del Pacifico meridionale (Hurwitz, Song, et al., 2011). Un tale incremento della guida ondulatoria è collegato a un’estensione verso il polo e a un rafforzamento della zona di convergenza del Pacifico meridionale, che può provocare un aumento della forza del flusso ondulatorio planetario verso la stratosfera, ad esempio, attraverso l’interferenza lineare (Smith & Kushner, 2012).

La risposta dell’SH è influenzata dalla Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), con eventi di onde planetarie più intensi durante gli episodi di El Niño caratterizzati da una QBO orientale (Hurwitz, Song, et al., 2011). È stato inoltre ipotizzato che una QBO orientale abbia contribuito all’unico significativo evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) osservato nell’SH nel 2002 (Gray et al., 2005). Infatti, T. Li et al. (2016) hanno proposto, attraverso uno studio di modellazione, che la combinazione di un evento di El Niño e una QBO orientale possa indurre una precoce dissoluzione del vortice polare dell’SH. Allo stesso modo, Grassi et al. (2009) hanno evidenziato come l’Oscillazione Decennale del Pacifico (PDO) possa modulare questa dinamica. Simpson et al. (2011) hanno scoperto che la forzatura ondulatoria dell’SH del Circuito di Brewer-Dobson in risposta all’ENSO viene modificata anche nella stratosfera subtropicale inferiore durante l’estate/autunno australe (dicembre-marzo), a causa di variazioni nel drag ondulatorio sinottico transiente nei subtropici.

Come discusso nella sezione 4.1.1, gli eventi di El Niño sono associati a un incremento della guida ondulatoria planetaria nell’Emisfero Nord, un rinforzo della circolazione di Brewer-Dobson e, di conseguenza, a un raffreddamento della stratosfera equatoriale. Questa reazione diminuisce l’ampiezza del gradiente di temperatura meridionale stratosferico climatologico dell’SH, portando a un rallentamento e a una precoce dissoluzione del vortice polare (T. Li et al., 2016), in linea con le temperature stratosferiche più elevate riscontrate in primavera e estate come riportato da Hurwitz, Song, et al. (2011). Per l’eccezionale evento SSW dell’SH nel 2002, si è ipotizzato che le temperature superficiali del mare (SST) tropicali, caratterizzate da un moderato evento di El Niño, abbiano avuto un ruolo nella modifica dello stato di fondo stratosferico, permettendo così un incremento della guida ondulatoria (Grassi et al., 2008).

Come per l’Emisfero Nord, districarsi tra le risposte alle diverse manifestazioni di El Niño (EP vs. CP) e le varie fasi dell’ENSO (El Niño vs. La Niña) risulta complesso. Nonostante ciò, diversi studi di modellizzazione trovano un accordo sulla reazione al El Niño di tipo CP. Hurwitz, Newman, e colleghi (2011) hanno scoperto che gli eventi di El Niño EP non presentano una risposta apprezzabile nella stratosfera dell’Emisfero Sud, mentre quelli di tipo CP sono correlati a un’intensificazione dell’attività delle onde planetarie precedentemente descritta. C. Yang e colleghi (2015) hanno confermato una diminuzione della forza dei venti stratosferici nell’Emisfero Sud per il El Niño CP, accanto a un rinforzo della circolazione di Brewer-Dobson, con una propagazione dell’onda-1 più marcata in agosto e dell’onda-2 in settembre. Il riscaldamento in primavera associato al El Niño CP è stato inoltre confermato dal Whole Atmosphere Community Climate Model (WACCM), nonostante un pregiudizio verso il freddo nella primavera dell’Emisfero Sud identificato da Zubiaurre e Calvo (2012). Lin e colleghi (2012) hanno riscontrato che sia i modelli di temperatura superficiale del mare (SST) tropicali simili a La Niña sia quelli simili a El Niño CP conducono a un aumento dell’attività ondulatoria planetaria, sia nei dati di ri-analisi che nei modelli clima-chimica. Hanno inoltre notato spostamenti zonali nei modelli delle onde planetarie stratosferiche legati alla forzatura tropicale, anche se i cambiamenti nella media zonale rimangono relativamente contenuti. Al contrario, Zubiaurre e Calvo (2012) hanno osservato che la risposta media zonale a La Niña è, almeno qualitativamente, opposta a quella di El Niño. Pertanto, il segnale di La Niña nella stratosfera dell’Emisfero Sud risulta nuovamente meno definito rispetto a quello di El Niño, similmente a quanto avviene nell’Emisfero Nord.

Riassumendo, le sezioni 4.2 e 4.3 evidenziano come El Niño tenda generalmente a portare a una stratosfera polare più calda in entrambi gli emisferi. Tuttavia, i due emisferi mostrano differenze in termini di quale varietà di El Niño (CP o EP) abbia l’effetto più pronunciato sulla stratosfera, con un impatto maggiore del El Niño CP sull’Emisfero Sud e un’influenza più marcata del El Niño EP sull’Emisfero Nord. In entrambi gli emisferi, gli effetti di La Niña rimangono meno chiari.

4.4. Cambiamenti nella Composizione della Stratosfera

El Niño influisce notevolmente anche sulle concentrazioni di gas traccianti nella stratosfera, concentrandosi in particolare su due componenti vitali per il bilancio radiativo stratosferico: il vapore acqueo e l’ozono.

All’interno del livello della tropopausa tropicale, si osserva un incremento del vapore acqueo nelle aree caratterizzate da anomalie di temperatura positive, e una diminuzione in quelle con anomalie negative, come illustrato dalle Figure 5a e 5c. Tali variazioni locali nel vapore acqueo tropicale possono eccedere il 25% sotto il punto di condensazione più freddo, secondo quanto riportato in diversi studi (Gettelman et al., 2001; Hatsushika & Yamazaki, 2003; Konopka et al., 2016). La distribuzione di riscaldamento e raffreddamento in questo livello determina uno spostamento verso est del punto di massima disidratazione durante gli eventi di El Niño, rispetto a quelli di La Niña (Fueglistaler & Haynes, 2005; Hatsushika & Yamazaki, 2003). La previsione dell’impatto netto di queste anomalie termiche sul vapore acqueo sopra il punto freddo tropicale risulta complessa, poiché tali cambiamenti, asimmetrici su scala zonale, si sovrappongono alle variazioni di scala maggiore del riscaldamento o raffreddamento legati alle modifiche nella circolazione di Brewer-Dobson (Scaife et al., 2003).

I due episodi più intensi di El Niño registrati dai satelliti nella misurazione del vapore acqueo stratosferico, avvenuti nel 1997/1998 e nel 2015/2016, hanno preceduto con evidenza una maggiore umidità nella stratosfera inferiore tropicale (Avery et al., 2017; Fueglistaler & Haynes, 2005). L’impatto osservato di eventi più moderati, tuttavia, appare meno definito (Garfinkel, Gordon, et al., 2018). L’effetto complessivo di El Niño sul vapore acqueo nel punto di massima disidratazione risulta dal bilancio delle significative anomalie termiche nel Pacifico Occidentale e CP (Davis et al., 2013; Geller et al., 2002; Gettelman et al., 2001; Konopka et al., 2016), con una variazione media zonale nel vapore acqueo all’ingresso per gli eventi ENSO analizzati da Gettelman et al. (2001) di 0,1 ppmv. L’effetto di El Niño sul vapore acqueo stratosferico varia inoltre tra metà inverno e primavera: in questa ultima stagione, El Niño tende a causare un incremento più marcato del vapore acqueo, mentre La Niña conduce più frequentemente a una disidratazione (Calvo et al., 2010; Garfinkel et al., 2013; Konopka et al., 2016; Scaife et al., 2003).

La stagionalità osservata può essere associata ai cambiamenti nella posizione climatologica della disidratazione che si verifica tra l’inverno e la primavera. Inoltre, l’ENSO ha un effetto sulla distribuzione delle nuvole cirrose nel livello della tropopausa tropicale, e potrebbe influenzare direttamente il contenuto di vapore acqueo nella stratosfera attraverso l’iniezione di cristalli di ghiaccio derivanti dalle nuvole.

El Niño provoca una diminuzione dell’ozono nella stratosfera inferiore tropicale, come evidenziato dai dati satellitari e confermato da diversi modelli. Questa riduzione può arrivare fino al 15% in caso di eventi particolarmente intensi. Tale fenomeno è causato da una risalita tropicale eccezionalmente forte durante El Niño, che porta all’ingresso nella stratosfera inferiore tropicale di aria con basse concentrazioni di ozono. Questo processo è ben visibile nel livello della tropopausa tropicale, dove le concentrazioni di ozono aumentano nell’Oceano Indiano e nel continente marittimo ma diminuiscono nel Pacifico centrale e orientale. Questo schema asimmetrico è il risultato della risalita anomala all’interno della cella di Walker durante El Niño, che favorisce l’ascesa di aria povera di ozono nel Pacifico centrale a confronto con l’Oceano Indiano, dove tale fenomeno risulta indebolito.

L’ENSO induce anche anomalie nell’ozono alle medie latitudini, dovute sia al trasporto orizzontale e al mescolamento, sia al trasporto verticale legato al treno di onde extratropicali. Durante El Niño, si registra un aumento dell’ozono nella stratosfera inferiore polare, una tendenza osservata sia nelle misurazioni dirette che nei modelli. Infine, nella stratosfera superiore, El Niño causa un incremento dell’ozono, risultato di una combinazione di processi fotochimici e dinamici.

5. Fattori che Influenzano le Teleconnessioni dell’ENSO

Oltre all’ENSO stesso, una serie di altri fenomeni esercita un’influenza significativa sulla stratosfera. Le teleconnessioni legate all’ENSO si sovrappongono e possono interagire in maniera non lineare con gli effetti di questi fenomeni, portando a una non stazionarietà nelle teleconnessioni stesse. Inoltre, le tendenze a lungo termine, come i cambiamenti climatici e le dinamiche di depauperamento e recupero dell’ozono, possono alterare lo stato di fondo lungo il percorso della teleconnessione e nella regione di impatto, influenzando anche l’ENSO stesso. Questa sezione si propone di esplorare tali interazioni, discutendo le potenziali non linearità.

5.1. Interazione con Altri Fenomeni

Fenomeni quali la Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) impattano sulla variabilità stratosferica, influenzando così l’effetto dell’ENSO sulla stratosfera a seconda della fase della QBO esistente in precedenza. Le anomalie di temperatura legate alla QBO nella stratosfera tropicale modulano quelle associate all’ENSO, influenzando le concentrazioni di vapore acqueo nella stratosfera inferiore. Questo legame evidenzia come l’interazione tra QBO ed ENSO possa avere effetti significativi sul clima stratosferico.

Nell’emisfero nord extratropicale, si osserva che la risposta a El Niño rispetto a La Niña è più marcata durante la fase di QBO occidentale (wQBO) che non durante quella orientale (eQBO). Questa differenziazione ha sollevato due principali interpretazioni: da un lato, l’effetto è stato collegato alla modifica dello stato di fondo stratosferico indotta dalla QBO, mentre dall’altro, l’attenzione è stata rivolta alla capacità della QBO di alterare la teleconnessione troposferica dell’ENSO, poiché le teleconnessioni del Pacifico settentrionale risultano anch’esse più forti durante la fase wQBO.

Non esiste un consenso unanime negli esperimenti modellistici riguardo alla possibilità di interpretare l’influenza combinata di QBO ed ENSO come una semplice somma lineare delle due forze. Alcuni studi suggeriscono che le non linearità possano essere ben più marcate, con la fase wQBO che ritarda l’esordio del riscaldamento polare nell’emisfero nord durante El Niño fino a fasi più avanzate dell’inverno, a differenza di quanto avviene con la eQBO. Inoltre, si è notato che la risposta polare a eventi di CP El Niño nell’emisfero nord può variare in base alla fase della QBO, sottolineando ulteriormente la complessità delle interazioni tra questi fenomeni climatici. Gli eventi di El Niño si distinguono non solo per il riscaldamento nelle zone centrali e orientali del Pacifico, ma anche per un incremento delle temperature nell’Oceano Indiano, il quale raggiunge il suo apice nella primavera successiva al culmine delle anomalie della temperatura superficiale del mare nell’Oceano Pacifico. Questo fenomeno è stato osservato in diversi studi, che hanno evidenziato come le teleconnessioni di El Niño possano essere influenzate tanto dal riscaldamento dell’Oceano Indiano quanto da eventuali anomalie persistenti delle temperature nel Pacifico. Ad esempio, si è visto che gli effetti di El Niño in alcune regioni dell’Asia Orientale sono prevalentemente determinati dal riscaldamento dell’Oceano Indiano, e che la variabilità nella relazione tra il monsone del Sud Asia e l’ENSO è influenzata dalla circolazione di Walker e dalla variabilità dell’Oceano Indiano. Inoltre, è stato notato che la risposta negativa della Modalità Annuale del Nord nella stratosfera artica alla forzatura di El Niño viene mitigata dal riscaldamento dell’Oceano Indiano. Infine, si suggerisce che la risposta della stratosfera tropicale in primavera all’ENSO, sia per quanto riguarda la temperatura che il vapore acqueo su scala zonale, sia dominata dalle anomalie nell’Oceano Indiano piuttosto che da quelle residue nel Pacifico.

la Figura 12 mostra come l’indice Niño 3.4, un indicatore delle condizioni climatiche legate all’ENSO, sia correlato a variabili atmosferiche chiave nei mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio (DJF). Le correlazioni sono rappresentate attraverso quattro distinti grafici a barre, ognuno dei quali riflette un diverso aspetto del sistema climatico:

1. Pressione al livello del mare nel Golfo dell’Alaska: Esiste una correlazione generale negativa tra l’indice Niño 3.4 e la pressione al livello del mare in questa regione, indicando che un forte El Niño tende a essere associato a pressioni più basse nel Golfo dell’Alaska.
2. Precursore dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW): Le barre mostrano una tendenza simile di correlazione negativa con l’indice Niño 3.4, suggerendo che gli eventi di El Niño possono influenzare la frequenza o l’intensità di questi eventi nella stratosfera.
3. Vento zonale medio da 60°N a 80°N a 10 hPa: La correlazione è nuovamente negativa, suggerendo che durante El Niño, i venti zonali in questa fascia di latitudine e quota tendono ad essere più deboli.
4. Modalità Annuale del Nord (NAM): La correlazione tra l’indice Niño 3.4 e l’NAM, rappresentata come Oscillazione Artica a 1.000 hPa, è anch’essa negativa, indicando che un forte El Niño è spesso accompagnato da una fase negativa dell’NAM, che è associata a schemi di pressione specifici nell’emisfero settentrionale.

Le diverse colorazioni delle barre rappresentano ulteriori stratificazioni delle analisi:

• Blu: per tutti gli anni tra il 1958 e il 2017, dando una visione generale della correlazione.
• Rosso: distinguendo gli anni con o senza eventi di SSW, ciò può aiutare a capire come El Niño influenzi questi fenomeni.
• Nero: separando i dati in due epoche, prima e dopo il 1979, per investigare come i cambiamenti climatici possano aver influenzato le teleconnessioni.
• Verde: separando le fasi dell’ENSO in base alla fase della QBO, che è un altro fenomeno che modula la stratosfera.

Le correlazioni negative prevalenti in queste analisi suggeriscono una relazione inversa tra le condizioni El Niño e le variabili atmosferiche considerate. Questi risultati possono aiutare i ricercatori a comprendere meglio come gli eventi El Niño impattino su pattern climatici e meteorologici su vasta scala.

5.2. Non Stazionarietà nelle Teleconnessioni dell’ENSO

Le interazioni tra l’ENSO e il vortice polare dell’Emisfero Nord hanno dimostrato di subire cambiamenti nel lungo periodo, manifestando un comportamento non stazionario. In particolare, la correlazione lineare tra questi due fenomeni si è affievolita negli anni più recenti, tanto che considerando esclusivamente il periodo a partire dal 1979, la correlazione non risulta significativa nella stratosfera inferiore.

Questo indebolimento della correlazione è accompagnato da una variabilità su scala decennale nella risposta climatica del settore atlantico all’ENSO. Analizzando gli anni dal 1979 al 2017, si nota che la relazione tra l’ENSO e la Modalità Annuale del Nord (NAM) si è affievolita. Questo è coerente con le osservazioni che indicano un cambiamento nelle anomalie troposferiche associate all’ENSO: la bassa pressione nel Nord Pacifico, che in precedenza si estendeva fino al Nord-est dell’Asia, dal 1979 è rimasta confinata al Nord-est del Pacifico.

Contemporaneamente, si è verificato un cambio di correlazione tra il Nord Pacifico e il Nord Atlantico. Secondo quanto riportato da Garfinkel e altri, un minimo nel Pacifico nord-orientale ha un impatto meno marcato nel debilitare il vortice rispetto a un minimo esteso nel Pacifico nord-occidentale. Dopo il 1979, inoltre, la cresta di alta pressione associata a La Niña si è spostata più vicina al Nord America, dove ha contribuito a intensificare il segnale dell’onda numero due.

Anche nella teleconnessione dell’ENSO con l’Emisfero Sud si evidenzia una variabilità decennale, sebbene con una cronologia differente rispetto all’Emisfero Nord. Resta incerto se questi cambiamenti decennali siano dovuti a forzanti esterne o se siano parte della variabilità intrinseca del sistema atmosfera-oceano. È stato suggerito che variazioni oceaniche decennali nel settore Pacifico possano modificare la forza delle teleconnessioni dell’ENSO nel Nord Pacifico, mentre il Nord Pacifico stesso mostra una variabilità multidecennale indipendente dal Pacifico tropicale.

Il Nord Pacifico funge da fattore modulante per la variabilità decennale dell’ENSO nel Pacifico tropicale, esercitando un’influenza attraverso le teleconnessioni atmosferiche. Tuttavia, è interessante notare che il modo predominante di variabilità nel Pacifico è rimasto invariato per periodi prolungati: dal 1947 al 1977 e poi nuovamente dal 1998 al 2014. Sebbene si sia osservato un indebolimento della risposta stratosferica dopo il 1977, non si sono riscontrati segni di un ripristino del fenomeno tra il 1998 e il 2014. Questo sottolinea un disallineamento tra la variabilità decennale del Nord Pacifico e quella della relazione tra ENSO e il vortice polare.

In aggiunta, vi è la possibilità che la variabilità decennale delle temperature superficiali dell’oceano Atlantico possa influenzare gli effetti dell’ENSO in quell’area geografica. Ciò nonostante, la sequenza temporale dei cambiamenti decennali nell’Atlantico non sembra coincidere con quella dei cambiamenti nella risposta stratosferica.

Oltre ai modelli di variabilità oceanica, anche i meccanismi atmosferici possono avere un ruolo nella non stazionarietà delle teleconnessioni dell’ENSO verso la stratosfera. Per esempio, El Niño e La Niña sono stati associati a un numero maggiore o minore di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) nella prima metà del periodo esaminato, ma tale associazione non è stata evidente nella seconda metà. Questa trasformazione della relazione potrebbe aver alterato anche la dinamica tra ENSO e la Modalità Annuale del Nord (NAM).

Infine, anche la QBO ha potuto contribuire alle variazioni nelle teleconnessioni dell’ENSO. Prima del 1979, la fase orientale della QBO (eQBO) tendeva a verificarsi durante gli eventi di El Niño, mentre la fase occidentale (wQBO) durante La Niña, evidenziando una correlazione negativa. Dopo il 1979, si è invece osservato il contrario: eQBO si è manifestata più spesso con La Niña e wQBO con El Niño, mostrando così una correlazione positiva.

La modulazione del vortice polare sia dall’ENSO che dalla QBO è simile in termini di impatto, e prima del 1979, queste influenze si sono reciprocamente intensificate, mentre dopo tale data sembrano essersi annullate l’una con l’altra, creando una variabilità decennale osservata. Utilizzando tecniche statistiche, come la regressione lineare, è possibile attenuare questa tendenza. Dopo aver rimosso l’effetto lineare della QBO in termini statistici, si scopre che l’ENSO e le temperature stratosferiche artiche sono significativamente correlate tra il 1979 e il 2014. La regressione dell’indice Niño3.4 con le temperature artiche della stratosfera inferiore è circa il doppio quando si usa la regressione lineare multipla per eliminare l’influenza di altri processi che influiscono sul clima artico. Sorge però il dubbio che questa variabilità decennale possa essere semplicemente casuale, riflettendo la variabilità naturale del sistema climatico, piuttosto che essere il risultato di forze esterne. A causa della limitata durata dei dati osservativi, non è possibile distinguere con certezza tra queste ipotesi, rendendo necessari ulteriori esperimenti con modelli climatici.

Anche nell’Emisfero Sud si è notata una non stazionarietà nelle teleconnessioni dell’ENSO, ma a differenza dell’Emisfero Nord, dove la correlazione si è indebolita, nel Sud si è osservato un rafforzamento del legame tra l’ENSO e la Modalità Annuale Meridionale (SAM) dopo i primi anni ’90. Questa variazione potrebbe essere legata all’aumento degli eventi El Niño di tipo Centrale del Pacifico (CP) nel periodo più recente, che ha alterato sia le dinamiche troposferiche sia stratosferiche, come discusso nella sezione 4.3.

La Figura 13 illustra come l’influenza di El Niño, misurata dall’indice Niño 3.4 durante i mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio (DJF), sul clima extratropicale abbia subito delle variazioni nel corso del tempo. Le sei parti del grafico mostrano le correlazioni calcolate su finestre di 21 anni per ciascuna delle seguenti variabili:

(a) La pressione al livello del mare (SLP) nel Golfo dell’Alaska, che evidenzia come l’impatto di El Niño su questa regione sia cambiato nel tempo.

(b) La regione ritenuta essere un precursore degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), mostrando le fluttuazioni temporali nella loro relazione con El Niño.

(c) Il vento zonale medio tra 60° e 80° Nord a 10 hPa nei mesi da dicembre a marzo (DJFM), che riflette cambiamenti significativi nella forza del vortice polare correlati con El Niño.

(d) La Modalità Annuale del Nord (NAM), o Oscillazione Artica, a 1.000 hPa, con una correlazione che varia nel tempo e che può influenzare i pattern meteorologici su vasta scala nell’emisfero settentrionale.

(e) La frequenza di occorrenza degli SSW, che presenta un pattern temporale di correlazione con El Niño, significativo per comprendere come gli episodi di El Niño possano influenzare gli eventi estremi stratosferici.

(f) La fase dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) a 50 hPa, che mostra come il legame tra El Niño e questo importante indicatore stratosferico sia variato nel corso delle decadi.

Le linee grigie segnalano dove le correlazioni sono statisticamente significative al 95%, dando un’indicazione di quando tali relazioni sono più forti o più deboli in termini statistici.

Da questa figura, si può dedurre che la relazione tra El Niño e vari aspetti del clima extratropicale non è costante ma soggetta a fluttuazioni decennali. Questo dimostra la complessità e la dinamica del sistema climatico, e sottolinea l’importanza di considerare questi cambiamenti a lungo termine quando si studia l’impatto di fenomeni climatici significativi come l’ENSO.

Tendenze a Lungo Termine e Cambiamenti Climatici

Il cambiamento climatico ha il potenziale di influenzare le teleconnessioni ENSO in diversi modi significativi. In primo luogo, modifiche nella natura degli eventi ENSO nei tropici potrebbero risultare in variazioni nel modo in cui queste teleconnessioni si manifestano, sia in termini di intensità che di provenienza. Inoltre, anche mantenendo costante l’anomalia della temperatura superficiale del mare (SST) associata a ENSO, le teleconnessioni potrebbero subire alterazioni a causa di cambiamenti nello stato medio dell’atmosfera o degli oceani. Questi cambiamenti potrebbero essere il risultato di variazioni a lungo termine nelle SST sia nei tropici che nelle medie latitudini, o di modifiche nella circolazione o nella composizione della troposfera o della stratosfera, influenzando la propagazione delle onde di Rossby. Inoltre, l’effetto delle teleconnessioni può variare in risposta ai cambiamenti nello stato di fondo della regione interessata.

Diversi studi modellistici anticipano che il cambiamento climatico modificherà la natura di ENSO, suggerendo un aumento nell’ampiezza e/o nella frequenza di questi eventi. Tuttavia, esiste una mancanza di consenso tra gli studi riguardo l’entità e la direzione di questi potenziali cambiamenti. Nonostante questa incertezza, è evidente un aumento nella frequenza degli eventi El Niño di tipo Centrale (CP) negli ultimi decenni, un fenomeno che è stato attribuito ai cambiamenti interni al sistema climatico, legati ai processi di feedback tra l’oceano e l’atmosfera. Alcune proiezioni indicano che gli eventi El Niño CP diventeranno sempre più dominanti rispetto agli eventi El Niño di tipo Est (EP) nel futuro, sebbene studi più recenti non concordino su questa previsione.

Inoltre, esecuzioni di modelli accoppiati oceano-atmosfera che non ricevono forzature esterne hanno generato spontaneamente periodi multidecadali dominati ora da eventi CP ora da eventi EP. Resta incerto se e come la distribuzione tra gli eventi El Niño EP e CP cambierà in futuro, ma è possibile che un cambiamento nella natura degli eventi ENSO porti a modifiche nella risposta stratosferica al cambiamento climatico. Questa complessità sottolinea l’importanza di continuare a esplorare e a comprendere le interazioni tra cambiamento climatico ed ENSO, dato il loro impatto significativo sui modelli climatici globali.

Anche senza cambiamenti significativi nel carattere degli eventi ENSO, le evoluzioni dello stato medio nella troposfera delle medie latitudini e nella stratosfera potrebbero influenzare il modo in cui le teleconnessioni si propagano fino a impattare sulla stratosfera. Si prevedono variazioni nella distribuzione della pressione al livello del mare nelle zone extratropicali. I modelli CMIP5 indicano un approfondimento del minimo delle Aleutine a causa dei cambiamenti climatici, mentre altre simulazioni suggeriscono uno spostamento verso est degli effetti di ENSO nel Pacifico settentrionale. Di conseguenza, le teleconnessioni esistenti si troveranno sovrapposte a onde stazionarie climatologiche che sono state localmente modificate, il che potrebbe alterare la propagazione delle onde verso la stratosfera.

Oltre a questi cambiamenti, la stratosfera stessa è soggetta a una tendenza di raffreddamento radiativo a lungo termine, causata dall’aumento dei gas serra. Questo trend di raffreddamento potrebbe però essere compensato, o persino superato, nelle regioni polari dell’emisfero nord dal rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson, portando a un riscaldamento della stratosfera artica e a un raffreddamento della parte inferiore della stratosfera tropicale. Nell’emisfero sud, gli effetti del cambiamento climatico potrebbero essere mitigati dal potenziale recupero dell’ozono stratosferico. Tuttavia, studi che hanno esaminato il ruolo del recupero dell’ozono e dei cambiamenti radiativi dovuti all’aumento di CO2 hanno mostrato minimi cambiamenti nella risposta stratosferica a perturbazioni specifiche della SST. Contrariamente, si è scoperto che le risposte future a ENSO sono determinate dai cambiamenti nei pattern delle SST.

Queste osservazioni sottolineano la complessità delle interazioni tra cambiamenti climatici, la dinamica stratosferica e gli eventi ENSO, evidenziando l’importanza di una comprensione approfondita di questi processi per prevedere accuratamente i futuri cambiamenti climatici.

Le incertezze sul come gli eventi ENSO cambieranno con il progresso dei cambiamenti climatici rendono difficile prevedere l’evoluzione delle teleconnessioni extratropicali. Le risposte delle teleconnessioni ENSO ai cambiamenti climatici mostrano una vasta gamma di variabilità nei modelli (Yeh et al., 2018). Nonostante questa variabilità, alcune caratteristiche risultano essere consistenti attraverso diverse simulazioni di modelli. In particolare, si osserva che un aumento delle temperature superficiali del mare (SST) porta a uno spostamento verso est delle anomalie di convezione nel Pacifico tropicale in risposta agli eventi ENSO (Cai et al., 2015; Z.-Q. Zhou et al., 2014). Questo fenomeno, a sua volta, determina un indebolimento delle teleconnessioni ENSO nel Pacifico nord-occidentale e un rafforzamento di queste connessioni più vicino all’America del Nord (Kumar et al., 2010; Hurwitz et al., 2013; Z.-Q. Zhou et al., 2014). Questi cambiamenti nella troposfera potrebbero tradursi in una risposta più debole della stratosfera, in linea con quanto già osservato negli ultimi decenni, dove cambiamenti simili nella troposfera sono stati associati a una diminuzione della risposta stratosferica (sezione 5.2; J. Hu et al., 2017; S. Yang et al., 2017). Tuttavia, il meccanismo specifico proposto da Z.-Q. Zhou et al. (2014) e Cai et al. (2015), che dovrebbe causare uno spostamento verso est della risposta convettiva del Pacifico tropicale agli eventi ENSO, non si è ancora manifestato. Infatti, negli ultimi decenni si è verificato un lieve raffreddamento delle SST nelle zone orientali e centrali del Pacifico, in contrasto con le proiezioni future basate sui modelli CMIP5 (Meng et al., 2011; Sohn et al., 2012).

Questo scenario evidenzia la complessità delle interazioni climatiche e la sfida nel prevedere con precisione l’impatto futuro dei cambiamenti climatici sulle dinamiche ENSO e sulle relative teleconnessioni.

5.4. Retroazioni e Impatti Dalla Stratosfera sull’ENSO

Oltre all’influenza dell’ENSO sulla stratosfera, sono state proposte diverse teorie su come la variabilità stratosferica, o i processi che impattano profondamente sulla stratosfera, possano a loro volta influenzare l’ENSO. Benché questo non rappresenti il fulcro principale di questo studio, qui si accenna brevemente a alcune di queste ipotesi. È stato avanzato che un incremento (o una riduzione) dell’ozono artico in marzo conduca con una certa preferenza alla formazione di un evento La Niña (o El Niño) venti mesi più tardi (Garfinkel, 2017; F. Xie et al., 2016). Nowack et al. (2017) hanno suggerito, basandosi su studi di modellizzazione, che ignorare i potenziali cambiamenti futuri nella struttura verticale dell’ozono tropicale potrebbe essere una delle cause di una maggiore frequenza di eventi ENSO estremi simulati. Anche le variazioni dell’attività solare potrebbero influenzare l’ENSO, anche se la robustezza di questo collegamento è difficile da stabilire con certezza (Haam & Tung, 2012; Roy & Haigh, 2012). Eruzioni vulcaniche esplosive nell’emisfero nord o nei tropici possono causare anomalie nella temperatura superficiale del mare (SST) che ricordano quelle di El Niño; pertanto, un’eruzione vulcanica durante una fase di El Niño ne prolunga la durata, mentre la stessa eruzione durante gli anni di La Niña tende a accelerarne il declino (F. Liu et al., 2017; Ohba et al., 2013; Pausata et al., 2015). Tuttavia, è importante sottolineare che i modelli accoppiati oceano-atmosfera usati per prevedere e analizzare i processi ENSO sono capaci di generare eventi ENSO realistici senza necessità di includere questi forzamenti legati alla stratosfera, e alcuni di questi rimangono al momento delle ipotesi. Nonostante ciò, l’inclusione di questi processi nei modelli potrebbe portare a un miglioramento delle previsioni, aprendo nuove prospettive di ricerca sul complesso legame tra stratosfera e ENSO.

6. Riassunto e Prospettive

La circolazione stratosferica, esaminata dettagliatamente nella sezione 3 di questo documento, subisce profondi effetti dovuti alla variabilità dell’ENSO, situata nel Pacifico equatoriale, come discusso nella sezione 2.1. Una visione d’insieme degli impatti sull’atmosfera stratosferica è presentata nella sezione 4, mentre le connessioni troposferiche pertinenti alla risposta stratosferica sono state analizzate nella sezione 2.2.

Il fenomeno El Niño modifica lo spettro delle onde tropicali generate dalla convezione tropicale, portando a una propagazione verso il basso più rapida della QBO e a un incremento dell’influsso di aria povera di ozono nelle aree di forte convezione nel Pacifico centrale e orientale, come discusso nella sezione 4.1.2. Inoltre, El Niño provoca un aumento della forzatura delle onde nelle zone subtropicali e nelle medie latitudini, associato a un rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson, come illustrato nella sezione 4.1.1. Questo cambiamento nella guida delle onde troposferiche di media latitudine si manifesta attraverso treni di onde di Rossby che si originano nel Pacifico tropicale e subtropicale, influenzando e approfondendo i sistemi di pressione quasi-stazionari subpolari, e portando a una maggiore propagazione verticale delle onde.

Durante gli eventi El Niño, il rafforzamento della BDC conduce a un raffreddamento della stratosfera tropicale inferiore e a un riscaldamento delle regioni polari in entrambi gli emisferi. L’incremento della guida delle onde risulta in un indebolimento dei vortici polari in entrambi gli emisferi invernali, associato a una frequenza maggiore di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) nell’emisfero nord durante gli anni di El Niño, come spiegato nelle sezioni 4.2 e 4.3. Al contrario, la risposta negli anni di La Niña è generalmente opposta, ma si dimostra meno costante.

È importante evidenziare che la solidità delle connessioni tra l’ENSO e la stratosfera globale non è ancora completamente definita. Rimangono questioni aperte, come la reciproca opposizione delle teleconnessioni di El Niño e La Niña, se la risposta a un evento El Niño intenso sia proporzionalmente maggiore rispetto a quella a un evento moderato, e l’importanza della localizzazione delle anomalie di SST di picco nel Pacifico centrale rispetto al Pacifico orientale. L’interazione con altri fenomeni, come l’influenza della QBO sia sulle teleconnessioni che sul Pacifico tropicale stesso, aggiunge ulteriori elementi di complessità all’analisi. Anche la variabilità decennale e le tendenze a lungo termine modulano l’impatto e l’estensione delle teleconnessioni ENSO sulla stratosfera, ampliando il campo di studio e le prospettive future di ricerca in questo ambito.

Raggiungere conclusioni solide sull’importanza dell’ENSO per la variabilità stratosferica presenta sfide notevoli. La variabilità atmosferica complica l’identificazione di segnali pertinenti, mentre la disponibilità limitata di set di dati osservativi ostacola l’identificazione di possibili non linearità nelle connessioni a distanza. Attualmente, l’uso di modelli per colmare le lacune nei dati e identificare non stazionarietà e non linearità non ha ancora fornito risposte definitive, poiché spesso i modelli riproducono eventi ENSO e le relative teleconnessioni in maniera più lineare rispetto ai dati osservativi (ad esempio, Garfinkel, Butler, et al., 2012). Inoltre, la breve durata dei dati osservativi limita la nostra capacità di identificare con precisione i bias dei modelli (Deser et al., 2017).

Nonostante queste limitazioni, l’attuale generazione di modelli permette l’uso dell’ENSO per previsioni probabilistiche, grazie alla durata prolungata della variabilità nel Pacifico tropicale (Butler et al., 2016; Domeisen et al., 2015). Tuttavia, il record osservativo relativamente breve, insieme alle tendenze a lungo termine e al comportamento non stazionario, restringe le possibilità per l’addestramento dei modelli e per la validazione incrociata delle previsioni.

Per una comprensione più profonda dell’impatto dell’ENSO sulla stratosfera, sono necessari progressi sia nella modellazione degli eventi ENSO stessi sia nella comprensione e rappresentazione delle loro teleconnessioni nei modelli. Si è osservato che miglioramenti sono possibili attraverso una maggiore comprensione dell’interazione e dei feedback tra oceano e atmosfera (Bayr et al., 2017), al fine di affinare la simulazione della diversità e variabilità dell’ENSO nel Pacifico tropicale. Questo porterà infine a miglioramenti nella comprensione e nella previsione dell’ENSO stesso. Altre dinamiche con variabilità più rapida, ma processi fisici simili, come l’MJO e le piogge tropicali (che possono essere associate all’ENSO), offrono l’opportunità di esplorare le potenziali non linearità della risposta stratosferica ai flussi d’onda dai tropici, su un campione molto più ampio di quanto attualmente possibile con l’ENSO (ad esempio, Cassou, 2008; Garfinkel, Feldstein, et al., 2012; Kang & Tziperman, 2017; Scaife et al., 2017; Schwartz & Garfinkel, 2017).

I bias presenti nei modelli relativi allo stato medio e alla precisa rappresentazione degli eventi tropicali complicano il confronto tra modelli e osservazioni per vari tipi di eventi tropicali, inclusi quelli relativi all’ENSO e all’MJO. Di conseguenza, si prevede che un affinamento della simulazione dello stato medio nelle regioni extratropicali e una rappresentazione più accurata della convezione tropicale nei modelli possano portare a un miglioramento nella qualità delle teleconnessioni.

Al momento, la previsione deterministica dello stato della stratosfera è possibile solo con un anticipo di circa 1-2 settimane. Tuttavia, è fattibile effettuare previsioni probabilistiche di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso su scale temporali più estese. La capacità di prevedere la probabilità di un evento stratosferico, che si ritiene sia influenzato dall’ENSO, potrebbe migliorare significativamente le previsioni meteorologiche per le regioni influenzate dagli impatti stratosferici, che comprendono sia le zone extratropicali di entrambi gli emisferi sia i tropici. Per fare previsioni affidabili sullo stato della stratosfera, è cruciale comprendere meglio le interazioni tra l’ENSO e altri fenomeni quali la QBO, l’MJO e la variabilità solare. Anche i processi di feedback dalla stratosfera e da altre regioni verso il Pacifico tropicale e le teleconnessioni dell’ENSO giocano un ruolo importante in queste dinamiche. Sarà interessante esplorare fino a che punto la precisione nelle previsioni dell’ENSO possa essere sensibile e potenzialmente migliorata includendo ulteriori forzanti e feedback dall’Atlantico tropicale, dal Pacifico settentrionale e da fonti esterne.

In conclusione, sebbene negli ultimi dieci anni siano stati compiuti progressi significativi nel comprendere l’impatto dell’ENSO sulla stratosfera, le tendenze a lungo termine e il comportamento non stazionario complicano l’analisi dell’ENSO e delle sue teleconnessioni con la stratosfera. Pertanto, prevedere e capire la connessione tra l’ENSO e la stratosfera continua a rappresentare una sfida.

Glossario dei Termini Climatici

• Bassa delle Aleutine: Sistema di bassa pressione quasi stazionario situato nel Nord Pacifico, nelle vicinanze delle Isole Aleutine.
• Bassa del Mare di Amundsen: Sistema di bassa pressione quasi stazionario localizzato nel Sud Pacifico, nel Mare di Amundsen.
• Oscillazione Artica: Principale modalità di variabilità climatica negli extratropici dell’emisfero settentrionale, che rappresenta un’oscillazione di massa tra le aree extratropicali e i poli, qui utilizzata in modo sinonimo con il Modo Annuale Settentrionale.
• Onda di Kelvin Atmosferica: Tradizionalmente vista come un’onda equatoriale non dispersiva con velocità meridionale nulla che si propaga verso est alla stessa velocità di un’onda di gravità in assenza di rotazione. Per una definizione nel contesto della dinamica dei fluidi geofisici delle onde di Kelvin, si rimanda a Garfinkel, Fouxon, et al. (2017).
• Circolazione di Brewer-Dobson (BDC): Rappresenta il trasporto medio di massa all’interno della stratosfera, caratterizzato da movimento ascendente nei tropici e discendente sopra i poli.
• El Niño Canonico: Evento El Niño che si verifica tipicamente nella regione del Pacifico orientale.
• Punto Freddo: La regione più fredda della tropopausa tropicale, dove le temperature possono scendere al di sotto dei 190 K.
• El Niño Modoki: Variante di El Niño che raggiunge il massimo più a ovest nel Pacifico equatoriale rispetto all’El Niño canonico.
• Varietà di ENSO: Classificazione degli eventi ENSO basata sulla loro ubicazione di picco nel Pacifico equatoriale.
• Riscaldamento Finale: Inversione definitiva dei venti zonali medi nel vortice polare stratosferico di entrambi gli emisferi alla fine dell’inverno. Successivamente, i venti rimangono orientati a est fino al successivo autunno.
• Cella di Hadley: Circolazione guidata termicamente e simmetrica zonalmente che comprende il movimento equatoriale dei venti alisei tra circa la latitudine 30° e l’equatore in ciascun emisfero, l’ascensione vicino all’equatore, il flusso polare in alto, e infine la discesa che raggiunge il picco vicino alla latitudine 30°.
• Equazione Ipsometrica: Integrando verticalmente l’equazione idrostatica, si dimostra che la distanza verticale tra due livelli di pressione è proporzionale alla temperatura media.
• Oscillazione di Madden-Julian (MJO): La fluttuazione organizzata predominante nel tempo atmosferico tropicale su scale da settimanali a mensili. Caratterizzata come un “impulso” di nuvole e pioggia in movimento verso est vicino all’equatore, che in genere si verifica ogni 30-60 giorni.

• Protocollo di Montreal: Un trattato internazionale stipulato nel 1987 con lo scopo di proteggere lo strato di ozono eliminando progressivamente le sostanze che lo danneggiano.
• Oscillazione dell’Atlantico Nord (NAO): Si tratta della manifestazione atlantica del Modo Annuale Settentrionale. Più specificamente, descrive l’oscillazione tra la forza del minimo di pressione islandese e del massimo delle Azzorre vicino alla superficie.
• Buco dell’Ozono: Un fenomeno di riduzione massiva dell’ozono nell’emisfero sud, causato dalle attività umane, che si verifica durante la primavera australe.
• Oscillazione Quasi-Biennale: Un’oscillazione quasi-periodica nella stratosfera tropicale che alterna venti orientali e occidentali, con un ciclo di 22 a 34 mesi.
• Treno di onde di Rossby: Sequenze alternate di anomalie di alta e bassa pressione quasi stazionarie che facilitano le teleconnessioni tra i tropici e le regioni extratropicali.
• Modo Annuale Meridionale/Settentrionale (SAM/NAM): Rappresentano i principali modelli di variabilità negli extratropici dell’emisfero sud e nord, rispettivamente.
• Barriera alla Prevedibilità Primaverile: La difficoltà intrinseca di effettuare previsioni accurate sull’ENSO prima del mese di maggio di un dato anno.
• Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW): Definito comunemente come l’inversione dei venti zonali medi nella stratosfera extratropicale, accompagnato da un significativo aumento della temperatura stratosferica in pochi giorni o settimane.
• Teleconnessione: Un’influenza a distanza su scala globale all’interno del sistema atmosfera-oceano.
• Venti Alisei: Venti superficiali che soffiano da nordest nel emisfero nord o da sudest nel emisfero sud nei tropici, rappresentativi della circolazione superficiale delle celle di Walker.
• Circolazione di Walker: Celle di rovesciamento zonali nell’atmosfera sopra i bacini oceanici tropicali, caratterizzate da venti superficiali che spingono acqua e aria verso ovest e da un flusso in quota verso est, con moto ascendente nelle aree di convezione e abbassamento nella parte est del bacino oceanico.
• Pozza Calda: Regione nel Pacifico occidentale e nella Zona Marittima dove le temperature della superficie marina raggiungono e superano i 30°C in modo climatologico.
• Onda-1, Onda-2: Si riferiscono ai numeri di onda zonali 1 e 2, importanti per la descrizione dei modelli di circolazione atmosferica.

Glossario degli Acronimi in Climatologia

• AO: Oscillazione Artica, un importante modello di variabilità climatica nell’emisfero settentrionale.
• BDC: Circolazione di Brewer-Dobson, descrive il trasporto medio di massa nella stratosfera.
• CCMVal: Attività di Validazione dei Modelli Chimico-Climatici, un’iniziativa per valutare la precisione dei modelli climatici.
• CFC: Clorofluorocarburi, composti chimici noti per il loro ruolo nel depletamento dello strato di ozono.
• CP: Pacifico Centrale, fa riferimento a un tipo specifico di evento El Niño, noto come El Niño Modoki.
• CPC: Centro di Previsione Climatica della NOAA, un’istituzione chiave per le previsioni climatiche negli Stati Uniti.
• CMIP3/5: Progetto di Interconfronto dei Modelli Accoppiati Fase 3/5, un progetto globale per confrontare i modelli climatici.
• CTI: Indice della Lingua Fredda, un indicatore della temperatura superficiale del mare.
• DJF: Dicembre-Gennaio-Febbraio, indica la stagione invernale nell’emisfero settentrionale.
• EN: El Niño, un fenomeno climatico che causa riscaldamento anomalo delle acque del Pacifico equatoriale.
• ENSO: Oscillazione del Sud El Niño, un modello climatico che include sia El Niño che La Niña.
• EP: Pacifico Orientale, riferito a un evento El Niño classico.
• eQBO: Fase orientale dell’Oscillazione Quasi-Biennale, uno dei cicli di vento nella stratosfera tropicale.
• JFM: Gennaio-Febbraio-Marzo, indica i primi tre mesi dell’anno.
• LN: La Niña, il fenomeno opposto a El Niño, caratterizzato da un raffreddamento delle acque equatoriali del Pacifico.
• MEI: Indice Multivariato ENSO, uno strumento per monitorare l’ENSO.
• MJO: Oscillazione di Madden-Julian, un modello di variabilità climatica su scala temporale da settimanale a mensile.
• NAM: Modo Annuale Settentrionale, una modalità di variabilità climatica.
• NAO: Oscillazione dell’Atlantico Nord, importante per il clima dell’Atlantico settentrionale.
• NDJ: Novembre-Dicembre-Gennaio, riferito alla stagione autunnale-invernale.
• NH: Emisfero Settentrionale.
• NOAA: Amministrazione Nazionale Oceanica e Atmosferica degli Stati Uniti.
• NPO: Oscillazione del Pacifico Nord, un modello di variabilità climatica.
• N3/N4: Aree Niño3 e Niño4 nel Pacifico equatoriale, importanti per monitorare l’ENSO.
• ONI: Indice Oceanico Niño, un indicatore chiave per monitorare gli eventi El Niño.
• PDO: Oscillazione Decadale del Pacifico, un modello di variabilità climatica su scala decennale.
• PNA/PSA: Modelli di circolazione atmosferica Pacifico Nord America e Pacifico Sud America.
• PSC: Nuvole Stratosferiche Polari, coinvolte nel processo di depletamento dell’ozono.
• QBO: Oscillazione Quasi-Biennale, un ciclo di venti stratosferici.
• SAM: Modo Annuale Meridionale, una modalità di variabilità climatica dell’emisfero sud.
• SH: Emisfero Meridionale.
• SLP: Pressione al Livello del Mare, un parametro meteorologico fondamentale.
• SOI: Indice dell’Oscillazione Meridionale, utilizzato per monitorare l’ENSO.
• SON: Settembre-Ottobre-Novembre, indica la stagione autunnale nell’emisfero settentrionale.
• SST: Temperatura della Superficie del Mare, un indicatore chiave del clima.
• SSW: Riscaldamento Stratosferico Improvviso, un fenomeno che influenza la circolazione atmosferica.
• TNI: Indice Trans-Niño, utilizzato per classificare gli eventi ENSO.
• WACCM: Modello Climatico Comunitario dell’Intera Atmosfera, uno strumento di modellazione climatica.
• wQBO: Fase occidentale dell’Oscillazione Quasi-Biennale, parte del ciclo di venti stratosferici.

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1029/2018rg000596