Le Teleconnessioni dell’El Niño Southern Oscillation: Impatti Globali sulla Stratosfera e Implicazioni Climatiche

Sintesi divulgativa:
Gli eventi di El Niño e La Niña, fenomeni climatici caratterizzati da oscillazioni periodiche di riscaldamento e raffreddamento delle acque superficiali del Pacifico tropicale, generano impatti significativi e dirompenti a livello globale, influenzando non solo la troposfera ma anche la stratosfera, lo strato atmosferico situato a partire da circa 10 km di altitudine sopra la superficie terrestre. Durante gli episodi di El Niño, si osserva un riscaldamento della stratosfera nelle regioni polari di entrambi gli emisferi, accompagnato da un raffreddamento della stratosfera tropicale inferiore. Questi fenomeni sono connessi attraverso un’intensificazione della circolazione stratosferica, nota come circolazione Brewer-Dobson, che trasporta aria dai tropici verso le regioni polari. Inoltre, El Niño è associato a un aumento della probabilità di collassi del vortice polare stratosferico, una struttura di venti forti che circonda le regioni polari nella stratosfera. Al contrario, La Niña tende a produrre effetti opposti, benché tali risposte non risultino sempre simmetriche o robuste, suggerendo la presenza di non linearità, variabilità a lungo termine o influenze non stazionarie nelle teleconnessioni. La limitata lunghezza del record osservativo impedisce di trarre conclusioni definitive, mentre i modelli climatici indicano che le teleconnessioni potrebbero essere più lineari rispetto a quanto suggerito dai dati osservativi. Ulteriori studi sono necessari per isolare gli effetti di El Niño e La Niña da altre forzanti climatiche e per chiarire l’entità di eventuali non linearità o non stazionarietà nei meccanismi di teleconnessione.

Revisione scientifica estesa:
L’El Niño Southern Oscillation (ENSO) rappresenta uno dei principali modi di variabilità interannuale del sistema climatico terrestre, con ripercussioni che si estendono ben oltre il Pacifico tropicale, influenzando la circolazione atmosferica e oceanica su scala globale. Gli eventi di El Niño, caratterizzati da un anomalo riscaldamento delle temperature superficiali marine (SST) nel Pacifico equatoriale orientale e centrale, e La Niña, associata a un raffreddamento delle stesse regioni, generano teleconnessioni che si propagano attraverso la troposfera fino alla stratosfera, influenzando la dinamica atmosferica a diverse scale spazio-temporali. Queste teleconnessioni si manifestano attraverso alterazioni della forza e della variabilità del vortice polare stratosferico nelle alte latitudini di entrambi gli emisferi, nonché attraverso cambiamenti nella composizione chimica e nella circolazione della stratosfera tropicale.

Durante gli episodi di El Niño, si osserva un riscaldamento significativo della stratosfera polare, accompagnato da un indebolimento del vortice polare stratosferico, una struttura dinamica caratterizzata da forti venti zonali orientali che isolano le regioni polari durante l’inverno emisferico. Questo indebolimento è spesso associato a un aumento della frequenza di eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW), ovvero rapide inversioni della circolazione stratosferica che possono portare a significativi cambiamenti meteorologici in superficie. Parallelamente, nella stratosfera tropicale inferiore si registra un raffreddamento, un fenomeno collegato all’intensificazione della circolazione Brewer-Dobson. Quest’ultima, una circolazione meridionale che trasporta massa atmosferica dai tropici verso le alte latitudini, risulta amplificata durante El Niño, favorendo un’accelerazione del trasporto di aria ricca di ozono verso le regioni polari e contribuendo alle anomalie termiche osservate.

Le teleconnessioni stratosferiche di El Niño sono mediate da un’anomala propagazione delle onde planetarie verso l’alto, originate nelle regioni extratropicali di entrambi gli emisferi. Queste onde, generate da perturbazioni troposferiche indotte dalle anomalie delle SST nel Pacifico, interagiscono con la circolazione stratosferica, modulandone la dinamica. Durante La Niña, gli effetti stratosferici tendono a essere opposti, con un raffreddamento della stratosfera polare e un rafforzamento del vortice polare, benché la risposta non risulti sempre speculare a quella di El Niño. Questa asimmetria suggerisce la presenza di non linearità nei meccanismi di teleconnessione, potenzialmente legate alla diversità degli eventi ENSO (ad esempio, differenze tra El Niño “centrale” e “orientale”) o a influenze esterne, come la variabilità climatica interna o il cambiamento climatico antropogenico.

Gli impatti stratosferici dell’ENSO non si limitano alla dinamica atmosferica superiore, ma si ripercuotono anche sul clima superficiale. Le anomalie stratosferiche, infatti, possono propagarsi verso il basso, influenzando i pattern meteorologici su scale temporali che vanno da settimane a mesi. Questo effetto di “downward coupling” rende le teleconnessioni stratosferiche un elemento chiave per migliorare la predicibilità climatica a medio e lungo termine, con implicazioni per settori come l’agricoltura, la gestione delle risorse idriche e la pianificazione delle emergenze climatiche. Ad esempio, un indebolimento del vortice polare durante El Niño può favorire l’intrusione di masse d’aria fredda nelle medie latitudini, alterando i regimi precipitativi e le temperature superficiali.

Negli ultimi anni, i progressi nella modellistica climatica e nelle osservazioni stratosferiche hanno permesso di approfondire la comprensione dei meccanismi che collegano l’ENSO alla stratosfera. Tuttavia, diverse questioni rimangono irrisolte. La limitata lunghezza del record osservativo, che copre solo poche decine di eventi ENSO, rende difficile distinguere i segnali delle teleconnessioni da altre fonti di variabilità climatica, come la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) o le eruzioni vulcaniche. Inoltre, i modelli climatici, pur mostrando una buona capacità di riprodurre le teleconnessioni di base, tendono a sottostimare le non linearità osservate nei dati, suggerendo che i meccanismi reali potrebbero essere più complessi di quanto rappresentato. La diversità degli eventi ENSO, che include variazioni nella posizione e nell’intensità delle anomalie delle SST, aggiunge un ulteriore livello di complessità, così come l’impatto del cambiamento climatico, che potrebbe alterare l’ampiezza e la frequenza delle teleconnessioni stratosferiche.

In conclusione, le teleconnessioni dell’ENSO rappresentano un esempio paradigmatico di come un fenomeno regionale possa influenzare il sistema climatico globale, con effetti che si propagano dalla superficie terrestre fino alla stratosfera. Le ricerche future dovranno concentrarsi sull’integrazione di osservazioni a lungo termine, modelli ad alta risoluzione e tecniche di analisi avanzate per chiarire le non linearità, esplorare il ruolo della diversità dell’ENSO e valutare gli impatti del cambiamento climatico su questi complessi meccanismi di teleconnessione. tali sforzi saranno fondamentali per migliorare la nostra capacità di prevedere e mitigare gli impatti climatici a scala globale.

Le Teleconnessioni Stratosferiche dell’El Niño Southern Oscillation: Meccanismi Globali e Sfide nella Comprensione Scientifica”

1. Introduzione
L’El Niño Southern Oscillation (ENSO), fenomeno climatico caratterizzato dalle fasi di riscaldamento (El Niño) e raffreddamento (La Niña) delle acque superficiali del Pacifico equatoriale, rappresenta uno dei principali driver di variabilità interannuale del sistema climatico terrestre. Le sue ripercussioni si estendono ben oltre la regione tropicale, influenzando la circolazione atmosferica e oceanica su scala globale attraverso complessi meccanismi noti come teleconnessioni (Bjerknes, 1969; Z. Liu & Alexander, 2007; Halpert & Ropelewski, 1992; Horel & Wallace, 1981; Ropelewski & Halpert, 1987; Trenberth et al., 1998). Durante gli episodi di El Niño, queste teleconnessioni si manifestano attraverso impatti significativi, come siccità in Australia e nel continente marittimo (Chiew et al., 1998), precipitazioni ridotte nel Sahel (Anyamba & Eastman, 1996) e nell’Africa orientale (Gleixner et al., 2016), un indebolimento o ritardo nell’insorgenza del monsone indiano (Dai & Wigley, 2012) e una diminuzione dell’attività ciclonica tropicale nell’Atlantico (Klotzbach, 2011).

Gli effetti dell’ENSO non si limitano ai tropici ma si propagano anche verso le regioni extratropicali (descritte nelle sezioni 2.2.2 e 2.2.3). Le anomalie di riscaldamento e convezione tropicale associate all’ENSO generano onde di Rossby su scala planetaria che si propagano verso i poli, influenzando la dinamica atmosferica a livello globale (Hoskins & Karoly, 1981). Durante El Niño, queste onde possono causare un approfondimento del sistema di bassa pressione delle Aleutine nel Pacifico settentrionale (Mo & Livezey, 1986), portare a precipitazioni sopra la media in California e altre regioni del Nord America (Cayan et al., 1999; Piechota et al., 1997), e favorire uno spostamento verso la fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), incorporata nel Modo Anulare Settentrionale (NAM) (Brönnimann, 2007; Fraedrich & Müller, 1992; Baldwin & Dunkerton, 1999, 2001). Analogamente, nell’Emisfero Australe, si osserva uno spostamento del Modo Anulare Meridionale (SAM) (L’Heureux & Thompson, 2006). Il NAM e il SAM rappresentano i principali pattern di variabilità della pressione atmosferica, modulando le traiettorie delle tempeste in entrambi gli emisferi (Baldwin, 2001; Thompson & Wallace, 2000). Durante La Niña, gli effetti tendono a essere opposti, sebbene non sempre in modo simmetrico, suggerendo la presenza di non linearità o variabilità nei meccanismi di teleconnessione.

Negli ultimi decenni, osservazioni e simulazioni modellistiche hanno evidenziato che l’influenza dell’ENSO si estende anche alla stratosfera, uno strato atmosferico che inizia a circa 10 km sopra la superficie terrestre (descritto nella sezione 3). Gli eventi di El Niño modulano le temperature e i venti nella stratosfera tropicale, con impatti sul bilancio radiativo e sulla composizione chimica dell’atmosfera (Calvo et al., 2008; Hamilton, 1993a, 1993b; Manzini, 2009; Reid et al., 1989; Van Loon & Labitzke, 1987; Yulaeva & Wallace, 1994). Inoltre, El Niño è associato a un riscaldamento e a un indebolimento del vortice polare stratosferico invernale in entrambi gli emisferi (Figura 1 e sezioni 4.2 e 4.3). Un indebolimento significativo del vortice polare, talvolta accompagnato da un’inversione completa dei venti occidentali climatologici, è definito come un Sudden Stratospheric Warming (SSW) maggiore. Questi eventi possono influenzare il clima e il tempo superficiale dell’Emisfero Settentrionale durante l’inverno per periodi che si estendono da giorni a settimane (sezione 3.4), rappresentando un elemento cruciale per la previsione meteorologica e climatica su scale temporali substagionali e stagionali.

Studi basati su modelli e osservazioni indicano che El Niño è associato a un lieve ma significativo aumento della probabilità di SSW, mentre la relazione con La Niña appare meno chiara (sezione 4.2). Tuttavia, l’interazione tra ENSO e SSW rimane ambigua a causa di diversi fattori: la sensibilità delle classificazioni di ENSO e SSW, l’elevata variabilità di campionamento nei dati osservativi e possibili bias nei modelli climatici che possono alterare la rappresentazione di questa relazione (Polvani et al., 2017). Poiché sia gli eventi ENSO che gli SSW esercitano un’influenza significativa sul tempo invernale, comprendere la loro interazione – o la sua eventuale assenza – è fondamentale per migliorare la predicibilità climatica.

Negli ultimi dieci anni, dalla revisione di Brönnimann (2007) sul percorso stratosferico delle teleconnessioni ENSO verso l’Europa, sono stati compiuti progressi significativi nella comprensione di questi meccanismi. Il record osservativo si è arricchito di nuovi eventi ENSO, tra cui l’eccezionale El Niño del 2015/2016, e di numerosi episodi di SSW (Tabella 1). Tuttavia, la bassa frequenza degli eventi ENSO, che si verificano ogni pochi anni, limita la lunghezza del record osservativo disponibile per analizzare le teleconnessioni stratosferiche, specialmente nell’era dei satelliti, quando le osservazioni stratosferiche sono diventate più affidabili. Parallelamente, i progressi nella modellistica climatica hanno permesso di approfondire la comprensione dell’influenza della stratosfera sulla troposfera e del potenziale di predicibilità derivante da questa connessione. La stratosfera è oggi riconosciuta come un modulatore chiave degli impatti remoti di diverse forzanti climatiche, tra cui l’ENSO, e come una fonte di predicibilità su scale temporali che vanno da settimane a stagioni (sezione 3.4). Inoltre, un numero crescente di modelli climatici dedica risorse alla rappresentazione accurata della variabilità stratosferica, migliorando la capacità di simulare le teleconnessioni.

Nonostante questi avanzamenti, la validazione delle teleconnessioni nei modelli rimane una sfida significativa. I modelli tendono a rappresentare le teleconnessioni in modo più lineare rispetto alle osservazioni, e non è ancora chiaro se questa discrepanza sia dovuta alla limitata lunghezza del record osservativo, a bias intrinseci nei modelli o a una combinazione di entrambi i fattori. La complessità delle teleconnessioni è ulteriormente amplificata dalla diversità degli eventi ENSO, che possono variare in intensità, posizione geografica delle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) e interazioni con altri modi di variabilità climatica, come la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) o il cambiamento climatico antropogenico.

Questa revisione si propone di valutare lo stato attuale della comprensione degli impatti dell’ENSO sulla stratosfera, evidenziando il loro ruolo cruciale nella modulazione della variabilità stratosferica. Il lavoro fornisce un aggiornamento scientifico che considera la diversità degli eventi ENSO e le differenze tra i due emisferi, analizzando anche l’influenza di fenomeni che possono indurre comportamenti non stazionari o non lineari nelle teleconnessioni (sezione 5). Infine, vengono delineate le principali questioni di ricerca aperte, offrendo una prospettiva per gli studi futuri (sezione 6). L’obiettivo è consolidare le conoscenze esistenti e identificare le lacune che richiedono ulteriori indagini per migliorare la previsione climatica e comprendere meglio il ruolo della stratosfera nel sistema climatico globale.

“Fondamenti sull’El Niño Southern Oscillation e le sue Teleconnessioni Troposferiche”

2.1. Descrizione dell’ENSO e della sua Variabilità
L’El Niño Southern Oscillation (ENSO) rappresenta uno dei principali fenomeni di variabilità climatica interannuale, caratterizzato da oscillazioni irregolari nelle condizioni atmosferiche e oceaniche del Pacifico tropicale. Questo fenomeno è guidato da variazioni nell’intensità dei venti alisei orientali e dalla dinamica della termoclina oceanica, la quale separa le acque superficiali calde del Pacifico tropicale dalle acque profonde, più fredde e ricche di nutrienti. Le fluttuazioni dell’ENSO si manifestano attraverso cambiamenti nei pattern di temperatura superficiale marina (SST) e nell’attività convettiva atmosferica, dando origine alle fasi di El Niño (caratterizzata dal riscaldamento delle SST) e La Niña (caratterizzata dal raffreddamento). Questi eventi seguono cicli irregolari con una periodicità compresa tra 2 e 7 anni (cfr. Figura 2) e tendono a raggiungere la loro massima intensità nel mese di dicembre.

Durante la fase calda di El Niño, i venti alisei tropicali si indeboliscono, causando un appiattimento della termoclina oceanica. Questo processo sposta le acque superficiali calde verso est lungo l’equatore, modificando la distribuzione delle SST (Figura 3) e spostando le regioni di intensa attività convettiva verso il Pacifico centrale e orientale. L’atmosfera tropicale risponde a queste variazioni attraverso cambiamenti nella circolazione di Walker (Walker, 1928), un sistema di celle di circolazione zonale guidato dalla convezione atmosferica. Tali cambiamenti generano anomalie di pressione attraverso il Pacifico tropicale, un fenomeno noto come Oscillazione Meridionale, che costituisce il componente atmosferico dell’ENSO. Al contrario, durante la fase fredda di La Niña, i venti alisei orientali si intensificano, accumulando acque calde nella parte occidentale del Pacifico e portando la termoclina più vicina alla superficie nel Pacifico orientale. Questo processo favorisce l’affioramento di acque fredde, alterando ulteriormente i pattern di SST e convezione. Per un’analisi approfondita del fenomeno ENSO, si rimanda a studi di riferimento come McPhaden (2015), Trenberth (2001, 2017) e Timmermann et al. (2018).

La classificazione degli eventi ENSO si basa su una serie di indici progettati per catturare le variazioni nelle condizioni atmosferiche e oceaniche. Tra i più utilizzati figurano l’Indice dell’Oscillazione Meridionale (SOI), che misura le differenze di pressione tra Tahiti e Darwin, e l’Indice Oceanico Niño (ONI), sviluppato dal NOAA Climate Prediction Center (CPC) per monitorare le anomalie delle SST (mostrati in Figura 2). Altri indici includono l’Indice Multivariato ENSO (MEI; Wolter & Timlin, 1998), che integra molteplici variabili atmosferiche e oceaniche, l’Indice Trans-Niño (TNI; Trenberth & Stepaniak, 2001), che si concentra sulle variazioni longitudinali delle SST, e l’Indice della Lingua Fredda (CTI; Deser & Wallace, 1990), che valuta le anomalie di temperatura nel Pacifico orientale. Inoltre, vengono calcolate medie delle SST in diverse regioni del Pacifico tropicale, definite come Niño 1+2 (0–10° S, 90–80° W), Niño 3 (5° N a 5° S, 150–90° W), Niño 3.4 (5° N a 5° S, 170–120° W) e Niño 4 (5° N a 5° S, 160° E a 150° W). Questi indici consentono di caratterizzare la diversità degli eventi ENSO, che possono variare in termini di intensità, distribuzione geografica delle anomalie di SST e impatto sulla convezione tropicale, contribuendo alla complessità delle teleconnessioni troposferiche associate.Questi indici sono fondamentali per catturare la notevole variabilità che caratterizza gli eventi dell’El Niño Southern Oscillation (ENSO), i quali si distinguono sia per l’intensità sia per la posizione geografica delle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) nel Pacifico tropicale, un aspetto spesso denominato “sapore” o “tipologia” dell’ENSO. La distribuzione dell’ampiezza degli eventi ENSO evidenzia una marcata asimmetria, con gli eventi di El Niño che tendono a essere più intensi rispetto a quelli di La Niña, un fenomeno frequentemente descritto come “asimmetria” o “non linearità” dell’ENSO (An, 2004; An & Jin, 2004). In particolare, tre episodi di El Niño (1982/1983, 1997/1998 e 2015/2016, illustrato in Figura 4) si sono distinti per la loro eccezionale intensità. L’asimmetria si manifesta anche nella posizione delle anomalie di SST, con gli eventi di El Niño che mostrano una tendenza a localizzarsi più a est rispetto a quelli di La Niña (Capotondi et al., 2015; Dommenget et al., 2012), come evidenziato in Figura 3.

Gli eventi di El Niño presentano una variabilità più ampia nella posizione longitudinale dell’anomalia massima di SST lungo il Pacifico equatoriale. Mentre gli eventi di La Niña tendono a raggiungere il loro picco nella parte occidentale del Pacifico equatoriale, gli eventi di El Niño più intensi possono manifestare anomalie di SST massime in un intervallo che si estende dal Pacifico centrale fino alla regione equatoriale orientale, vicino alla costa dell’Ecuador (cfr. Figura 3). Questa diversità si riflette nella distinzione tra due principali tipologie di El Niño: gli eventi del Pacifico Centrale (CP), noti anche come El Niño Modoki o della linea di data, in cui le anomalie di SST raggiungono il picco nel Pacifico equatoriale centrale (Ashok et al., 2007; Larkin & Harrison, 2005; pannello centrale della Figura 3), e gli eventi del Pacifico Orientale (EP o canonici), caratterizzati da anomalie di SST massime nel Pacifico equatoriale orientale (pannello superiore della Figura 3). Tuttavia, la distinzione tra queste categorie non è sempre netta, e la distribuzione delle anomalie non segue una suddivisione binaria (Tabella 1).

Per classificare gli eventi ENSO di tipo EP e CP, si utilizzano metodi basati sul confronto tra gli indici Niño 3 e Niño 4 o sull’indice Modoki (Ashok et al., 2007; cfr. Tabella 1). In generale, gli eventi CP tendono a essere meno intensi rispetto agli eventi EP (Figura 3; Johnson, 2013). Per quanto riguarda La Niña, le anomalie di raffreddamento sono generalmente meno pronunciate e si localizzano più centralmente nel Pacifico equatoriale (pannello inferiore della Figura 3) rispetto al riscaldamento osservato negli eventi di El Niño di tipo EP. Tale comportamento potrebbe essere attribuito alla modulazione, potenzialmente non lineare, delle anomalie attraverso complessi feedback atmosfera-oceano (Bayr et al., 2017; Frauen & Dommenget, 2010), da cui deriva il termine “non linearità”. In questa analisi, il termine “asimmetria” sarà utilizzato per descrivere le differenze tra El Niño e La Niña, mentre “non linearità” sarà riservato ai processi che esibiscono un comportamento non lineare. Per un’analisi più approfondita della diversità dell’ENSO, si rimanda a Capotondi et al. (2015) e Timmermann et al. (2018).

La prevedibilità dell’ENSO si estende tipicamente a diversi mesi, con un miglioramento significativo delle capacità predittive dopo la cosiddetta barriera di predicibilità primaverile, che si verifica intorno ad aprile (Barnston et al., 2012; Duan & Wei, 2012; Luo et al., 2008; McPhaden, 2003). Le prime previsioni numeriche di successo dell’ENSO risalgono agli anni ’80 (Cane et al., 1986; Zebiak & Cane, 1987), ma prevedere con precisione l’insorgenza e l’intensità di un evento ENSO rimane una sfida significativa. Ad esempio, la transizione verso un debole El Niño nel 2014 e l’evento estremo di El Niño nel 2015 sono stati scarsamente previsti da alcuni centri di modellazione (S. Hu & Fedorov, 2016; McPhaden, 2015). Per un’analisi dettagliata delle tecniche di previsione dell’ENSO, si rimanda a Barnston et al. (2012), Clarke (2014), Fedorov et al. (2003), Latif et al. (1998) e Tippett et al. (2012).

La difficoltà nel prevedere con precisione la posizione e l’intensità degli eventi ENSO si riflette anche nelle sfide associate alla previsione delle loro teleconnessioni. Queste ultime dipendono in modo significativo dalle caratteristiche specifiche dell’evento ENSO, come la localizzazione e l’ampiezza delle anomalie di SST, che influenzano i pattern atmosferici su scala globale. Tali aspetti saranno ulteriormente esplorati nella sezione 2.2 per quanto riguarda la troposfera e nella sezione 4 per la stratosfera, evidenziando l’importanza di comprendere la diversità dell’ENSO per migliorare la predicibilità climatica e meteorologica.

La Figura 1 offre un’analisi dettagliata delle anomalie geopotenziali e termiche indotte dagli eventi di El Niño e La Niña, evidenziando le loro teleconnessioni su scala globale a diverse altezze atmosferiche. La figura si articola in due colonne principali: quella di sinistra rappresenta le anomalie associate a El Niño, mentre quella di destra mostra le anomalie legate a La Niña. Ogni colonna è composta da tre pannelli disposti verticalmente, ciascuno corrispondente a una variabile atmosferica specifica e a un livello di pressione distinto: Z500 (altezza geopotenziale a 500 hPa, nella media troposfera), Tsfc (temperatura superficiale) e Z50 (altezza geopotenziale a 50 hPa, nella stratosfera inferiore). I dati presentati sono compositi mediati per i mesi di gennaio, febbraio e marzo, basati su eventi ENSO elencati nella Tabella 1. Essi derivano dalla rianalisi JRA-55 (Kobayashi et al., 2015), che copre il periodo 1958-2016, e sono stati validati statisticamente con un livello di confidenza del 95%, determinato attraverso un test t sulla differenza delle medie tra le fasi di El Niño e La Niña. Le regioni con tratteggio indicano dove le anomalie sono statisticamente significative, evidenziando i segnali più robusti associati all’ENSO.

Analisi dei Pannelli

1. Z500: Altezza Geopotenziale a 500 hPa
   Il livello di 500 hPa si trova nella media troposfera, a un’altitudine di circa 5-6 km, ed è ampiamente utilizzato per analizzare la dinamica atmosferica su larga scala, come i sistemi di alta e bassa pressione e i pattern di circolazione associati. L’altezza geopotenziale (Z500) rappresenta la quota alla quale la pressione atmosferica raggiunge i 500 hPa, ed è un indicatore chiave per comprendere le variazioni nei pattern circolatori troposferici.
   • El Niño (sinistra): Il pannello mostra anomalie positive (colori caldi, come il rosso) in diverse regioni, in particolare sul Pacifico settentrionale, dove si osserva un’altezza geopotenziale più alta del normale. Questo è coerente con un approfondimento del sistema di bassa pressione delle Aleutine, un fenomeno ben documentato durante El Niño, che amplifica la variabilità atmosferica in questa regione. Al contrario, anomalie negative (colori freddi, come il blu) sono evidenti in alcune aree dell’Atlantico settentrionale, suggerendo una riduzione dell’altezza geopotenziale. Questa configurazione è indicativa di uno spostamento verso la fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), che influenza i pattern meteorologici europei e nordamericani, portando a condizioni più fredde e instabili in alcune regioni.
   • La Niña (destra): Le anomalie a 500 hPa durante La Niña mostrano un comportamento generalmente opposto. Si osservano altezze geopotenziali più basse (blu) sul Pacifico settentrionale, indicando un indebolimento della bassa pressione delle Aleutine, e altezze più alte (rosso) sull’Atlantico settentrionale, suggerendo uno spostamento verso la fase positiva della NAO. Questi pattern riflettono un’inversione della dinamica atmosferica rispetto a El Niño, con implicazioni per le traiettorie delle tempeste e i regimi precipitativi nelle medie latitudini.
   • La scala delle anomalie, riportata a destra in metri (m), varia da -48 a +48 metri, indicando l’ampiezza delle variazioni geopotenziali a questo livello.
2. Tsfc: Temperatura Superficiale
   Il secondo pannello rappresenta le anomalie di temperatura superficiale (Tsfc), misurate in Kelvin (K), e riflette le variazioni termiche vicino alla superficie terrestre, influenzate principalmente dalle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) e dai cambiamenti nei pattern di convezione tropicale.
   • El Niño (sinistra): Si osservano anomalie positive (colori caldi) nel Pacifico equatoriale orientale, dove le SST sono significativamente più calde durante El Niño, in linea con il rilassamento dei venti alisei e lo spostamento verso est delle acque calde. Questo riscaldamento superficiale è responsabile di un aumento dell’attività convettiva in questa regione, con ripercussioni globali attraverso le teleconnessioni. Al contrario, anomalie negative (colori freddi) sono evidenti in aree come l’Australia, il continente marittimo e parti dell’Africa orientale, dove si registrano temperature più basse del normale, spesso associate a siccità e riduzione delle precipitazioni, un effetto tipico delle teleconnessioni di El Niño.
   • La Niña (destra): Durante La Niña, le anomalie di temperatura superficiale mostrano un pattern opposto. Un raffreddamento significativo (blu) è visibile nel Pacifico equatoriale orientale, dove l’intensificazione dei venti alisei favorisce l’affioramento di acque fredde. Parallelamente, si registrano anomalie positive (rosso) nel Pacifico occidentale e in regioni come l’Australia, dove le acque calde si accumulano, portando a temperature superficiali più elevate e a un aumento delle precipitazioni in queste aree.
   • La scala delle anomalie, espressa in Kelvin (K), varia da -0.8 a +0.8 K, evidenziando variazioni termiche moderate ma con impatti significativi sui regimi climatici regionali.
3. Z50: Altezza Geopotenziale a 50 hPa
   Il livello di 50 hPa si trova nella stratosfera inferiore, a circa 20 km di altitudine, ed è rappresentativo della dinamica stratosferica, in particolare della variabilità del vortice polare stratosferico, una struttura di venti zonali che circonda le regioni polari.
   • El Niño (sinistra): Il pannello mostra anomalie positive (colori caldi) nelle regioni polari, specialmente nell’Emisfero Settentrionale, indicando un’altezza geopotenziale più alta del normale. Questo segnale è associato a un indebolimento del vortice polare stratosferico, un fenomeno che durante El Niño può aumentare la probabilità di eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW), ovvero rapidi riscaldamenti stratosferici che possono invertire la circolazione zonale. Parallelamente, nella stratosfera tropicale si osservano anomalie negative (blu), che riflettono un raffreddamento, coerente con un’intensificazione della circolazione Brewer-Dobson, che trasporta aria dai tropici verso i poli.
   • La Niña (destra): Le anomalie a 50 hPa durante La Niña tendono a essere opposte. Si registrano altezze geopotenziali più basse (blu) nelle regioni polari, indicative di un rafforzamento del vortice polare stratosferico, che diventa più stabile e freddo. Nei tropici, invece, si osservano anomalie positive (rosso), suggerendo un riscaldamento relativo nella stratosfera tropicale. Questi pattern riflettono la risposta opposta della stratosfera alle forzanti tropicali durante La Niña.
   • La scala delle anomalie, espressa in metri (m), varia da -80 a +80 metri, mostrando variazioni più ampie rispetto al livello troposferico, a causa della maggiore sensibilità della stratosfera alle perturbazioni dinamiche.

Significatività Statistica

Le aree tratteggiate nei pannelli indicano le regioni in cui le anomalie sono statisticamente significative al 95%, secondo un test t sulla differenza delle medie tra El Niño e La Niña. Questo tratteggio evidenzia le regioni in cui le differenze osservate non sono attribuibili a variazioni casuali, ma riflettono un segnale robusto associato all’ENSO. Ad esempio, nel Pacifico equatoriale orientale, le anomalie di temperatura superficiale (Tsfc) sono altamente significative, così come le anomalie geopotenziali nelle regioni polari a 50 hPa, confermando l’impatto dell’ENSO su questi parametri.

Considerazioni Generali

La Figura 1 illustra in modo chiaro le teleconnessioni globali dell’ENSO, mostrando come El Niño e La Niña influenzino l’atmosfera a diverse altezze, dalla troposfera alla stratosfera. El Niño è associato a un approfondimento della bassa pressione delle Aleutine (Z500), a un riscaldamento superficiale nel Pacifico orientale (Tsfc) e a un indebolimento del vortice polare stratosferico (Z50), con un aumento della probabilità di SSW. La Niña, al contrario, tende a produrre un raffreddamento nel Pacifico orientale, un rafforzamento del vortice polare e un’inversione dei pattern troposferici, come l’indebolimento della bassa pressione delle Aleutine. Questi risultati sottolineano la complessità delle teleconnessioni ENSO e il loro ruolo nel modulare la variabilità climatica su scala planetaria, con implicazioni significative per la previsione meteorologica e climatica.

La Tabella 1, denominata “Tutti gli anni nella rianalisi storica, il loro stato ENSO e lo stato associato della stratosfera e dell’indice NAO”, offre un’analisi sistematica degli anni dal 1958 al 1989, esaminando lo stato dell’El Niño Southern Oscillation (ENSO), la sua tipologia, e le relative condizioni della stratosfera e dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). La tabella riporta informazioni dettagliate su ciascun anno, includendo la classificazione ENSO (El Niño, La Niña o neutrale), la distinzione tra eventi del Pacifico Centrale (CP) e del Pacifico Orientale (EP), l’occorrenza di eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW), l’indice Niño 3.4 (ONI), le anomalie del vento zonale a 60°-80° N (indicative della forza del vortice polare stratosferico) e l’indice NAO per i mesi di dicembre, gennaio, febbraio e marzo (DJFM). Questo dataset consente di esplorare le teleconnessioni dell’ENSO e il loro impatto sulla dinamica stratosferica e troposferica.

Struttura e Contenuto della Tabella

La tabella è organizzata in colonne che riportano i seguenti parametri:

1. ENSO Year (Jan) – Anno ENSO (gennaio):
   Questa colonna indica l’anno di riferimento, con gennaio come mese centrale per la classificazione dell’ENSO, poiché gli eventi di El Niño e La Niña tendono a raggiungere il loro picco tra dicembre e febbraio, secondo il ciclo stagionale tipico di questo fenomeno.
2. ENSO Type (per CPC) – Tipo di ENSO (secondo il CPC):
   Classifica lo stato dell’ENSO come El Niño, La Niña o neutrale, utilizzando i criteri definiti dal NOAA Climate Prediction Center (CPC). Gli anni in cui non si verificano condizioni di El Niño o La Niña sono indicati come “Neutral”, riflettendo un’assenza di anomalie significative nelle temperature superficiali marine (SST) del Pacifico equatoriale.
3. CP/EP for El Niño N3 v. N4 – Tipologia CP/EP per El Niño (Niño 3 vs Niño 4):
   Specifica la tipologia dell’evento El Niño, distinguendo tra Pacifico Centrale (CP) e Pacifico Orientale (EP), in base al confronto tra gli indici Niño 3 e Niño 4, che misurano le anomalie di SST in diverse regioni del Pacifico equatoriale. Per La Niña, questa classificazione è riportata solo quando rilevante, data la minore variabilità longitudinale delle anomalie di SST in questa fase.
4. CP/EP Modoki – Tipologia CP/EP Modoki:
   Identifica la tipologia CP/EP utilizzando l’indice Modoki (Ashok et al., 2007), un metodo alternativo che distingue gli eventi El Niño Modoki (CP), caratterizzati da anomalie di SST massime nel Pacifico centrale, dagli eventi canonici (EP), con anomalie massime nel Pacifico orientale. Un trattino (—) indica che la classificazione non è applicabile, come negli anni neutri o in alcuni casi di La Niña.
5. SSW – Sudden Stratospheric Warming:
   Riporta le date di eventuali eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW) nell’Emisfero Settentrionale, fenomeni che indicano un indebolimento o un collasso del vortice polare stratosferico, spesso associati a rapidi riscaldamenti stratosferici e inversioni dei venti zonali. Un trattino (—) indica l’assenza di SSW in quell’anno.
6. DJF Niño 3.4 (ONI) – Indice Niño 3.4 (ONI) per dicembre-gennaio-febbraio:
   Fornisce il valore dell’Oceanic Niño Index (ONI) per i mesi di dicembre, gennaio e febbraio, che misura le anomalie di SST nella regione Niño 3.4 (5° N a 5° S, 170–120° W). Valori positivi superiori a 0.5 indicano El Niño, valori negativi inferiori a -0.5 indicano La Niña, mentre valori prossimi a zero suggeriscono condizioni neutre.
7. DJFM Zonal wind anom (60°-80° N) – Anomalia del vento zonale DJFM (60°-80° N):
   Indica l’anomalia del vento zonale (in m/s) a 60°-80° N, un indicatore della forza del vortice polare stratosferico durante i mesi di dicembre, gennaio, febbraio e marzo. Valori negativi riflettono un indebolimento del vortice (venti più deboli, spesso associati a SSW), mentre valori positivi indicano un rafforzamento del vortice, tipico di condizioni stratosferiche più stabili.
8. DJFM NAO index – Indice NAO DJFM:
   Riporta il valore dell’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) per i mesi di dicembre, gennaio, febbraio e marzo. Valori negativi indicano una fase negativa della NAO, associata a condizioni più fredde e instabili in Europa e Nord America, mentre valori positivi indicano una fase positiva, con un flusso zonale più forte e condizioni più miti in Europa.

Analisi Dettagliata dei Dati

• 1958: Un anno di El Niño di tipo EP (Pacifico Orientale), con un ONI di 1.8, indicativo di un evento moderato. Un SSW si verifica il 30 gennaio 1958, accompagnato da un’anomalia del vento zonale di -2.3 m/s, che segnala un indebolimento significativo del vortice polare stratosferico, coerente con la tendenza di El Niño a favorire tali eventi. L’indice NAO è negativo (-0.9), riflettendo uno spostamento verso la fase negativa della NAO, spesso associata a El Niño, che può portare a condizioni più fredde in Europa.
• 1959-1962: Questi anni sono classificati come neutri, con valori ONI prossimi a zero (ad esempio, -0.1 nel 1960, -0.2 nel 1962). Non si registrano SSW, e le anomalie del vento zonale variano (ad esempio, 0.5 m/s nel 1960, -0.6 m/s nel 1962), indicando una dinamica stratosferica relativamente stabile. L’indice NAO mostra fluttuazioni (ad esempio, 1.2 nel 1961, -0.6 nel 1962), senza un segnale chiaro legato all’ENSO.
• 1963: El Niño di tipo EP, con un ONI di 1.1. Un SSW si verifica il 30 gennaio 1963, con un’anomalia del vento zonale di 0.7 m/s, leggermente positiva ma non sufficiente a indicare un vortice polare forte. L’indice NAO è negativo (-1.1), suggerendo una fase negativa della NAO, coerente con gli effetti troposferici di El Niño.
• 1964-1965: Anni di La Niña di tipo EP, con ONI di -1.1 (1964) e -1.4 (1965). Non si registrano SSW, e le anomalie del vento zonale sono positive (10.7 m/s nel 1964, 8.5 m/s nel 1965), indicando un vortice polare stratosferico più forte, come tipicamente osservato durante La Niña. L’indice NAO è negativo (-1.5 nel 1964, -0.6 nel 1965), mostrando una certa variabilità.
• 1966: El Niño di tipo EP, con un ONI di 1.4. Due SSW si verificano (18 dicembre 1965 e 23 febbraio 1966), accompagnati da un’anomalia del vento zonale fortemente negativa (-8.2 m/s), che indica un significativo indebolimento del vortice polare, un effetto comune durante El Niño. L’indice NAO è leggermente positivo (0.1), mostrando una deviazione dalla tipica fase negativa associata a El Niño.
• 1969: El Niño di tipo CP secondo l’indice Modoki, con un ONI di 1.1. Due SSW si verificano (29 novembre 1968 e 13 marzo 1969), con un’anomalia del vento zonale di -5.6 m/s, indicando un indebolimento del vortice polare. L’indice NAO è positivo (1.5), suggerendo una fase positiva della NAO, un risultato atipico per El Niño.
• 1972: La Niña di tipo EP, con un ONI di -0.7. Un SSW si verifica il 31 gennaio 1973, con un’anomalia del vento zonale di -3.3 m/s, indicando un indebolimento del vortice polare, un evento insolito durante La Niña, che di solito rafforza il vortice. L’indice NAO è positivo (0.7), riflettendo una fase positiva.
• 1977: El Niño di tipo EP, con un ONI di 0.7. Un SSW si verifica il 9 gennaio 1977, con un’anomalia del vento zonale di -8.3 m/s, indicando un forte indebolimento del vortice polare. L’indice NAO è negativo (-1.5), in linea con la tendenza di El Niño a favorire una fase negativa della NAO.
• 1983: El Niño di tipo EP, con un ONI di 2.2, uno degli eventi più intensi del periodo. Non si verifica un SSW, e l’anomalia del vento zonale è positiva (5.2 m/s), suggerendo un vortice polare più forte del previsto, un risultato anomalo per un El Niño così intenso. L’indice NAO è positivo (1.6), un altro risultato atipico.
• 1989: La Niña di tipo CP, con un ONI di -1.7. Un SSW si verifica il 21 febbraio 1989, con un’anomalia del vento zonale di 4.7 m/s, indicando un vortice polare relativamente forte, come tipico di La Niña. L’indice NAO è positivo (1.8), riflettendo una fase positiva.

Considerazioni Scientifiche

La tabella evidenzia alcune tendenze chiave nelle teleconnessioni dell’ENSO. Gli eventi di El Niño, in particolare di tipo EP, sono frequentemente associati a un indebolimento del vortice polare stratosferico, come dimostrato dalle anomalie negative del vento zonale (ad esempio, -8.2 m/s nel 1966, -8.3 m/s nel 1977) e da una maggiore probabilità di SSW (1958, 1963, 1966, 1969, 1977). La Niña, al contrario, tende a rafforzare il vortice polare, con anomalie positive del vento zonale (ad esempio, 8.5 m/s nel 1965, 4.7 m/s nel 1989), sebbene ci siano eccezioni, come nel 1973, dove un SSW si verifica nonostante La Niña. L’indice NAO mostra una relazione variabile con l’ENSO: El Niño tende a favorire una fase negativa (1958, 1963, 1977), mentre La Niña può associarsi a una fase positiva (1972, 1989), ma con numerose eccezioni (ad esempio, 1966 e 1983). Questi risultati sottolineano la complessità delle interazioni tra ENSO, stratosfera e troposfera, evidenziando la necessità di ulteriori ricerche per comprendere le non linearità e le variabili modulatorie che influenzano queste teleconnessioni.

La Tabella 1 (continuazione) estende l’analisi temporale degli anni dal 1990 al 2017, seguendo lo stesso schema della prima parte e mantenendo il titolo “Tutti gli anni nella rianalisi storica, il loro stato ENSO e lo stato associato della stratosfera e dell’indice NAO”. Questa tabella fornisce un quadro dettagliato dello stato dell’El Niño Southern Oscillation (ENSO), della sua tipologia (Pacifico Centrale – CP o Pacifico Orientale – EP), e delle condizioni correlate della stratosfera e dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) per ogni anno. Le colonne riportano l’anno ENSO, il tipo di ENSO secondo il NOAA Climate Prediction Center (CPC), la classificazione CP/EP (basata sugli indici Niño 3 vs Niño 4 e sull’indice Modoki), l’occorrenza di Sudden Stratospheric Warming (SSW), l’indice Niño 3.4 (ONI), le anomalie del vento zonale a 60°-80° N (indicatore della forza del vortice polare stratosferico), e l’indice NAO per i mesi di dicembre, gennaio, febbraio e marzo (DJFM). Questa analisi consente di esplorare le teleconnessioni dell’ENSO e le loro interazioni con la dinamica stratosferica e troposferica su un periodo più recente.

Struttura e Contenuto della Tabella

La tabella è strutturata in colonne che riportano i seguenti parametri:

1. ENSO Year (Jan) – Anno ENSO (gennaio):
   Indica l’anno di riferimento, con gennaio come mese centrale per la classificazione dell’ENSO, poiché gli eventi di El Niño e La Niña raggiungono tipicamente il loro picco tra dicembre e febbraio, secondo il ciclo stagionale caratteristico di questo fenomeno climatico.
2. ENSO Type (per CPC) – Tipo di ENSO (secondo il CPC):
   Classifica lo stato dell’ENSO come El Niño, La Niña o neutrale, seguendo i criteri del NOAA Climate Prediction Center (CPC). Gli anni in cui non si verificano anomalie significative di temperatura superficiale marina (SST) nel Pacifico equatoriale sono indicati come “Neutral”.
3. CP/EP for El Niño N3 v. N4 – Tipologia CP/EP per El Niño (Niño 3 vs Niño 4):
   Specifica la tipologia dell’evento ENSO, distinguendo tra Pacifico Centrale (CP) e Pacifico Orientale (EP), in base al confronto tra gli indici Niño 3 (5° N a 5° S, 150–90° W) e Niño 4 (5° N a 5° S, 160° E a 150° W), che misurano le anomalie di SST in diverse regioni del Pacifico equatoriale. Questa classificazione è riportata sia per El Niño che per La Niña, quando rilevante.
4. CP/EP Modoki – Tipologia CP/EP Modoki:
   Identifica la tipologia CP/EP utilizzando l’indice Modoki (Ashok et al., 2007), un metodo alternativo che distingue gli eventi El Niño Modoki (CP), caratterizzati da anomalie di SST massime nel Pacifico centrale, dagli eventi canonici (EP), con anomalie massime nel Pacifico orientale. Un trattino (—) indica che la classificazione non è applicabile, come negli anni neutri o in alcuni casi di La Niña.
5. SSW – Sudden Stratospheric Warming:
   Riporta le date di eventuali eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW) nell’Emisfero Settentrionale, che rappresentano un indebolimento o collasso del vortice polare stratosferico, spesso associati a rapidi riscaldamenti stratosferici e inversioni dei venti zonali. Un trattino (—) indica l’assenza di SSW in quell’anno.
6. DJF Niño 3.4 (ONI) – Indice Niño 3.4 (ONI) per dicembre-gennaio-febbraio:
   Fornisce il valore dell’Oceanic Niño Index (ONI) per i mesi di dicembre, gennaio e febbraio, che misura le anomalie di SST nella regione Niño 3.4 (5° N a 5° S, 170–120° W). Valori superiori a 0.5 indicano El Niño, valori inferiori a -0.5 indicano La Niña, e valori prossimi a zero suggeriscono condizioni neutre.
7. DJFM Zonal wind anom (60°-80° N) – Anomalia del vento zonale DJFM (60°-80° N):
   Indica l’anomalia del vento zonale (in m/s) a 60°-80° N, un indicatore della forza del vortice polare stratosferico durante i mesi di dicembre, gennaio, febbraio e marzo. Valori negativi riflettono un indebolimento del vortice (venti più deboli, spesso associati a SSW), mentre valori positivi indicano un rafforzamento del vortice, tipico di condizioni stratosferiche più stabili.
8. DJFM NAO index – Indice NAO DJFM:
   Riporta il valore dell’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) per i mesi di dicembre, gennaio, febbraio e marzo. Valori negativi indicano una fase negativa della NAO, associata a condizioni più fredde e instabili in Europa e Nord America, mentre valori positivi indicano una fase positiva, con un flusso zonale più forte e condizioni più miti in Europa.

Analisi Dettagliata dei Dati

• 1990: Un anno neutro, con un ONI di 0.1, vicino allo zero, indicando l’assenza di un evento ENSO significativo. Non si verificano SSW, e l’anomalia del vento zonale è positiva (3.7 m/s), suggerendo un vortice polare stratosferico relativamente forte e stabile. L’indice NAO è positivo (1.3), coerente con un flusso zonale più intenso e condizioni più miti in Europa.
• 1991: Classificato come neutro, ma con una tipologia CP secondo gli indici Niño 3 vs Niño 4, e un ONI di 0.4, vicino alla soglia di El Niño. Non si registrano SSW, e l’anomalia del vento zonale è leggermente negativa (-0.1 m/s), indicando una dinamica stratosferica vicina alla media. L’indice NAO è positivo (0.6), suggerendo una fase positiva della NAO.
• 1992: El Niño di tipo EP, con un ONI di 1.7, indicativo di un evento moderato-forte. Non si verificano SSW, e l’anomalia del vento zonale è leggermente positiva (0.1 m/s), suggerendo un vortice polare stabile, un risultato atipico per El Niño, che di solito indebolisce il vortice. L’indice NAO è positivo (0.8), un altro risultato non tipico per El Niño, che spesso favorisce una fase negativa.
• 1995: El Niño di tipo CP, con un ONI di 1.0, un evento moderato. Non si verificano SSW, e l’anomalia del vento zonale è positiva (4.4 m/s), indicando un vortice polare insolitamente forte per un anno di El Niño. L’indice NAO è positivo (1.7), suggerendo una fase positiva della NAO, coerente con un flusso zonale più intenso.
• 1997: El Niño di tipo EP, con un ONI di 2.2, uno degli eventi più intensi del periodo analizzato. Non si verificano SSW, ma l’anomalia del vento zonale è negativa (-5.8 m/s), indicando un indebolimento del vortice polare stratosferico, come previsto per un El Niño intenso. L’indice NAO è leggermente negativo (-0.3), in linea con la tendenza di El Niño a favorire una fase negativa, anche se l’effetto è debole.
• 1999: La Niña di tipo CP, con un ONI di -1.5, un evento moderato-forte. Due SSW si verificano (15 dicembre 1998 e 26 febbraio 1999), accompagnati da un’anomalia del vento zonale fortemente negativa (-12.0 m/s), un risultato atipico per La Niña, che di solito rafforza il vortice polare. L’indice NAO è positivo (0.3), suggerendo una fase positiva, un risultato non comune durante La Niña.
• 2000: La Niña di tipo CP, con un ONI di -1.7, un evento forte. Un SSW si verifica il 20 marzo 2000, con un’anomalia del vento zonale di -10.7 m/s, indicando un indebolimento significativo del vortice polare, un altro risultato anomalo per La Niña. L’indice NAO è positivo (1.2), riflettendo una fase positiva.
• 2003: El Niño di tipo CP, con un ONI di 0.9, un evento debole-moderato. Un SSW si verifica il 18 gennaio 2003, con un’anomalia del vento zonale di -2.7 m/s, indicando un indebolimento del vortice polare, coerente con l’effetto di El Niño. L’indice NAO è negativo (-0.5), in linea con la tendenza di El Niño a favorire una fase negativa.
• 2006: La Niña di tipo EP, con un ONI di -0.8, un evento debole-moderato. Un SSW si verifica il 21 gennaio 2006, con un’anomalia del vento zonale di -13.3 m/s, un forte indebolimento del vortice polare, atipico per La Niña, che di solito rafforza il vortice. L’indice NAO è negativo (-1.1), suggerendo una fase negativa.
• 2010: El Niño di tipo CP, con un ONI di 1.5, un evento moderato-forte. Due SSW si verificano (9 febbraio 2010 e 24 marzo 2010), con un’anomalia del vento zonale di -9.7 m/s, indicando un indebolimento significativo del vortice polare, come previsto per El Niño. L’indice NAO è fortemente negativo (-3.1), un risultato coerente con l’effetto di El Niño nel favorire una fase negativa della NAO, che porta a condizioni più fredde in Europa.
• 2011: La Niña di tipo CP, con un ONI di -1.4, un evento moderato-forte. Non si verificano SSW, ma l’anomalia del vento zonale è fortemente negativa (-17.0 m/s), un risultato anomalo per La Niña, che di solito rafforza il vortice polare. L’indice NAO è negativo (-1.6), indicando una fase negativa.
• 2015: El Niño di tipo CP, con un ONI di 2.5, uno degli eventi più intensi del periodo, noto come l’El Niño del 2015/2016. Non si verificano SSW, e l’anomalia del vento zonale è positiva (2.1 m/s), indicando un vortice polare insolitamente forte per un El Niño così intenso, un risultato atipico. L’indice NAO è positivo (0.7), un altro risultato non comune per El Niño.

Considerazioni Scientifiche

La tabella evidenzia diverse tendenze nelle teleconnessioni dell’ENSO nel periodo 1990-2017. Gli eventi di El Niño, in particolare di tipo EP (come nel 1997 e 2010), sono spesso associati a un indebolimento del vortice polare stratosferico, come dimostrato dalle anomalie negative del vento zonale (ad esempio, -5.8 m/s nel 1997, -9.7 m/s nel 2010) e da una maggiore probabilità di SSW (2010). Tuttavia, ci sono eccezioni significative, come nel 2015, dove un El Niño molto intenso non causa SSW e il vortice polare rimane forte (2.1 m/s). La Niña tende a rafforzare il vortice polare, come osservato in anni come il 2008 (anomalia di 11.1 m/s), ma presenta numerose anomalie, con SSW e indebolimenti del vortice in anni come 1999 (-12.0 m/s), 2000 (-10.7 m/s), 2006 (-13.3 m/s) e 2011 (-17.0 m/s). L’indice NAO mostra una relazione complessa con l’ENSO: El Niño tende a favorire una fase negativa (ad esempio, -3.1 nel 2010), mentre La Niña può associarsi a una fase positiva (ad esempio, 1.2 nel 2000), ma con molte eccezioni (ad esempio, 2015 con NAO positivo durante El Niño). Questi risultati sottolineano la variabilità e la complessità delle teleconnessioni ENSO, evidenziando l’influenza di fattori modulatori come la tipologia CP/EP, la diversità degli eventi ENSO e la variabilità interna del sistema climatico. La presenza di anomalie in anni specifici suggerisce la necessità di ulteriori studi per comprendere meglio i meccanismi che governano queste interazioni e per migliorare la predicibilità climatica su scale stagionali.

La Figura 2, intitolata “Serie temporale dell’Oceanic Niño Index (°C; medie di 3 mesi dall’ERSST.v5 della temperatura superficiale marina [Huang et al., 2017] e anomalie nella regione Niño 3.4), basate su periodi base di 30 anni aggiornati ogni 5 anni per dicembre-febbraio 1950 a settembre-novembre 2017”, presenta una rappresentazione grafica dettagliata dell’evoluzione temporale dell’Oceanic Niño Index (ONI), un indicatore fondamentale per monitorare l’El Niño Southern Oscillation (ENSO). L’ONI misura le anomalie di temperatura superficiale marina (SST) nella regione Niño 3.4 (5° N a 5° S, 170–120° W), una zona critica del Pacifico equatoriale centrale-orientale dove le variazioni di SST influenzano significativamente la convezione tropicale e le teleconnessioni globali. La figura copre un periodo di circa 67 anni, dal trimestre dicembre-febbraio 1950 al trimestre settembre-novembre 2017, e fornisce una visione chiara della variabilità interannuale e decennale dell’ENSO.

Descrizione Tecnica della Figura

• Asse Temporale (X): L’asse orizzontale rappresenta il periodo temporale, che si estende dal trimestre dicembre-febbraio 1950 al trimestre settembre-novembre 2017. I dati sono organizzati in medie mobili di 3 mesi (ad esempio, dicembre-gennaio-febbraio, gennaio-febbraio-marzo, ecc.), una metodologia standard per ridurre la variabilità a breve termine e catturare i segnali climatici più significativi associati all’ENSO. Questo intervallo temporale consente di analizzare l’evoluzione dell’ENSO su più cicli, coprendo un arco di circa 67 anni.
• Asse delle Anomalie (Y): L’asse verticale riporta le anomalie di temperatura superficiale marina nella regione Niño 3.4, espresse in gradi Celsius (°C), con valori che variano da -3.0 a +3.0 °C. Le anomalie sono calcolate rispetto a periodi base di 30 anni (ad esempio, 1950-1979, 1955-1984, ecc.), aggiornati ogni 5 anni per tenere conto delle tendenze di riscaldamento globale e delle variazioni climatiche a lungo termine. Un valore di 0 indica che la temperatura è nella media del periodo di riferimento, valori positivi indicano temperature più calde della media (tipiche di El Niño), e valori negativi indicano temperature più fredde (tipiche di La Niña).
• Rappresentazione Grafica: La serie temporale è rappresentata da una linea continua che varia in colore: i segmenti in blu corrispondono ad anomalie negative (condizioni più fredde, associate a La Niña), mentre i segmenti in rosso indicano anomalie positive (condizioni più calde, associate a El Niño). La soglia per classificare un evento come El Niño è generalmente un ONI ≥ +0.5 °C per almeno 5 periodi consecutivi di 3 mesi, mentre per La Niña è un ONI ≤ -0.5 °C per lo stesso periodo, secondo i criteri del NOAA Climate Prediction Center (CPC).

Analisi Scientifica dei Dati

1. Eventi di El Niño:
   La figura evidenzia diversi picchi positivi significativi, corrispondenti a eventi di El Niño, che si distinguono per la loro intensità e durata. Tra i più notevoli si annoverano:
   • 1957-1958: Un evento moderato con un ONI intorno a +1.5 °C, che segna uno dei primi El Niño significativi del periodo analizzato.
   • 1965-1966: Un altro evento moderato, con un ONI di circa +1.5 °C, che mostra un riscaldamento prolungato nel Pacifico equatoriale.
   • 1972-1973: Un evento più intenso, con un ONI che raggiunge circa +2.0 °C, indicando un riscaldamento significativo.
   • 1982-1983: Uno degli eventi più estremi del periodo, con un ONI che supera i +2.5 °C, noto per i suoi impatti globali, come siccità in Australia e piogge intense in Sud America.
   • 1997-1998: Un altro El Niño eccezionalmente intenso, con un ONI di circa +2.5 °C, considerato uno degli eventi più forti del XX secolo, con effetti climatici globali significativi.
   • 2015-2016: Un evento altrettanto intenso, con un ONI che raggiunge +2.5 °C, noto per la sua ampiezza e per gli impatti su scala globale, come descritto nel testo.
     Questi eventi di El Niño mostrano un’asimmetria rispetto a La Niña, con anomalie positive che tendono a raggiungere valori più estremi, riflettendo la maggiore intensità degli eventi caldi, un fenomeno noto come “asimmetria dell’ENSO” (An, 2004; An & Jin, 2004).
2. Eventi di La Niña:
   I picchi negativi, indicativi di La Niña, sono altrettanto evidenti, ma generalmente meno estremi rispetto agli eventi di El Niño. Alcuni esempi significativi includono:
   • 1955-1956: Un evento di La Niña con un ONI intorno a -1.5 °C, che segna un raffreddamento prolungato nel Pacifico equatoriale.
   • 1973-1974: Un evento intenso, con un ONI di circa -2.0 °C, uno dei più forti del periodo, associato a condizioni più fredde e umide in alcune regioni, come il Pacifico occidentale.
   • 1988-1989: Un altro La Niña significativo, con un ONI di -2.0 °C, che segue l’intenso El Niño del 1982-1983, mostrando la tipica alternanza ciclica dell’ENSO.
   • 1999-2000: Un evento moderato-forte, con un ONI di -1.5 °C, che si prolunga per più trimestri.
   • 2010-2011: Un La Niña forte, con un ONI di -1.5 °C, associato a un raffreddamento significativo e a impatti globali, come precipitazioni intense in Australia.
     La Niña tende a manifestarsi con una maggiore frequenza in alcuni decenni, come gli anni ’70 e 2000, con periodi di raffreddamento che possono persistere per più anni consecutivi.
3. Condizioni Neutre:
   Tra i picchi di El Niño e La Niña, la figura mostra numerosi periodi in cui l’ONI oscilla intorno a 0 (tra -0.5 e +0.5 °C), indicando condizioni neutre. Questi periodi sono più frequenti in decenni come gli anni ’60, ’80 (escludendo gli eventi estremi del 1982-1983 e 1988-1989), e 2000 (tra i La Niña del 1999-2000 e 2010-2011). Durante queste fasi, le anomalie di SST rimangono entro un intervallo che non attiva teleconnessioni significative a livello globale.
4. Andamento Temporale e Variabilità Decennale:
   La figura evidenzia la natura ciclica dell’ENSO, con eventi di El Niño e La Niña che si alternano su scale temporali di 2-7 anni, come descritto nel testo. Tuttavia, emerge anche una variabilità decennale: ad esempio, gli anni ’80 sono caratterizzati da eventi estremi (El Niño 1982-1983 e La Niña 1988-1989), mentre gli anni 2000 mostrano una maggiore prevalenza di La Niña (1999-2000, 2007-2009, 2010-2011). Questa variabilità può riflettere l’influenza di altri modi di variabilità climatica, come la Pacific Decadal Oscillation (PDO), o gli effetti del cambiamento climatico.

Metodologia e Fonti dei Dati

• Dataset Utilizzato: I valori dell’ONI sono derivati dal dataset ERSST.v5 (Extended Reconstructed Sea Surface Temperature, versione 5), descritto in Huang et al. (2017). Questo dataset combina osservazioni storiche di temperatura superficiale marina con tecniche di ricostruzione per fornire stime accurate delle SST globali, anche per periodi con dati osservativi limitati.
• Calcolo delle Anomalie: Le anomalie di SST sono calcolate rispetto a periodi base di 30 anni, aggiornati ogni 5 anni (ad esempio, 1950-1979, 1955-1984, ecc.). Questo metodo consente di tenere conto delle tendenze di riscaldamento globale e delle variazioni climatiche a lungo termine, garantendo che le anomalie riflettano deviazioni significative rispetto alla climatologia di riferimento.
• Significato Climatico dell’ONI: L’ONI è un indicatore cruciale per monitorare l’ENSO, poiché le variazioni di SST nella regione Niño 3.4 influenzano direttamente la convezione tropicale e la circolazione atmosferica, in particolare la circolazione di Walker. Queste variazioni innescano teleconnessioni globali, come siccità in Australia durante El Niño o precipitazioni intense nel Pacifico occidentale durante La Niña, come descritto nel testo.

Considerazioni Scientifiche

La Figura 2 offre una panoramica completa della variabilità dell’ENSO dal 1950 al 2017, evidenziando l’alternanza ciclica di eventi di El Niño e La Niña, con picchi significativi in anni come 1982-1983, 1997-1998 e 2015-2016 per El Niño, e 1973-1974, 1988-1989 e 2010-2011 per La Niña. La figura conferma l’asimmetria dell’ENSO, con eventi di El Niño che tendono a raggiungere anomalie più estreme (fino a +2.5 °C) rispetto a La Niña (generalmente non oltre -2.0 °C), un fenomeno attribuito a feedback atmosfera-oceano non lineari (An, 2004; An & Jin, 2004). Inoltre, la periodicità irregolare di 2-7 anni degli eventi ENSO è chiaramente visibile, con una variabilità decennale che suggerisce l’influenza di forzanti climatiche a lungo termine. Questi dati sono essenziali per comprendere l’evoluzione temporale dell’ENSO, il suo ruolo nel modulare il clima globale attraverso le teleconnessioni, e le sfide associate alla previsione degli eventi ENSO, come discusso nel testo. La figura rappresenta quindi uno strumento fondamentale per gli studi climatici, fornendo una base solida per analizzare le interazioni tra l’ENSO e altri componenti del sistema climatico.

2.2. Le Teleconnessioni Troposferiche dell’El Niño Southern Oscillation: Meccanismi e Complessità

Questa sezione offre una sintesi delle principali teleconnessioni troposferiche associate all’El Niño Southern Oscillation (ENSO), con un’enfasi particolare sugli impatti che hanno rilevanza per la dinamica stratosferica. Per un’analisi più ampia e dettagliata delle teleconnessioni che collegano i tropici alle regioni polari, si rimanda alla revisione di X. Yuan et al. (2018) e alla raccolta tematica “Connecting the Tropics to the Polar Regions”, pubblicata nel 2014 sul Journal of Climate, che esplora in modo approfondito le interazioni climatiche su scala globale.

Prima di esaminare gli effetti specifici, è opportuno sottolineare alcune sfide fondamentali nella comprensione delle teleconnessioni dell’ENSO. Una delle principali difficoltà risiede nell’elevata variabilità interna dell’atmosfera, particolarmente pronunciata nelle regioni extratropicali, che può oscurare il segnale climatico delle teleconnessioni associate all’ENSO. Studi come quello di Deser et al. (2017) hanno dimostrato che anche simulazioni modellistiche ensemble, in cui le condizioni di temperatura superficiale marina (SST) tropicali sono forzate per essere identiche (riproducendo la stessa fase e ampiezza dell’ENSO), mostrano una significativa diversità nelle teleconnessioni risultanti. Questa variabilità è attribuibile alla dinamica interna dell’atmosfera, che introduce un rumore di fondo in grado di modulare o mascherare gli effetti delle teleconnessioni. Inoltre, anche quando le teleconnessioni vengono rilevate nei dati osservativi, i modelli climatici non sempre riescono a riprodurle in modo accurato (X. Yang & DelSole, 2012), evidenziando una discrepanza tra osservazioni e simulazioni che potrebbe derivare da limitazioni nei modelli stessi o da una rappresentazione inadeguata della variabilità atmosferica.

Un altro aspetto critico è la dipendenza non lineare delle teleconnessioni dall’ampiezza delle anomalie di SST associate agli eventi ENSO. Sebbene eventi di El Niño più intensi tendano a generare teleconnessioni più pronunciate, la relazione tra l’ampiezza delle anomalie di SST e l’intensità delle teleconnessioni non è necessariamente lineare (Hoerling et al., 1997, 2001; Jong et al., 2016). Ad esempio, le precipitazioni nel Pacifico tropicale mostrano un aumento non lineare in risposta all’incremento delle SST e al gradiente meridionale di SST (Cai et al., 2014; Chung & Power, 2015). Hoerling et al. (2001) hanno ulteriormente evidenziato che la risposta delle precipitazioni a El Niño presenta variazioni non lineari, con soglie oltre le quali gli effetti si intensificano in modo non proporzionale. Tuttavia, queste non linearità osservate nel Pacifico tropicale non si traducono necessariamente in risposte non lineari nelle regioni extratropicali, come il Pacifico settentrionale, dove i meccanismi di teleconnessione possono essere modulati da altri fattori dinamici (Frauen et al., 2014). Questo suggerisce che la propagazione delle teleconnessioni attraverso l’atmosfera globale è influenzata da processi complessi che non seguono una relazione diretta con le forzanti tropicali.

La diversità dell’ENSO rappresenta un ulteriore elemento di complessità. Gli eventi di El Niño si distinguono in due principali tipologie: quelli del Pacifico Centrale (CP) e quelli del Pacifico Orientale (EP), e queste differenze influenzano significativamente le risposte troposferiche. Studi hanno dimostrato che le teleconnessioni troposferiche associate a queste due varianti di El Niño differiscono in regioni chiave come l’Australia (Taschetto & England, 2009), l’Atlantico tropicale (Taschetto et al., 2016) e il Pacifico settentrionale (Frauen et al., 2014; Garfinkel, Weinberger, et al., 2018). Ad esempio, gli eventi di El Niño CP tendono a produrre effetti più marcati sull’Australia, con una riduzione delle precipitazioni, mentre gli eventi EP possono avere un impatto più pronunciato sull’Atlantico tropicale, influenzando l’attività ciclonica. Le differenze nelle teleconnessioni stratosferiche legate a questa diversità dell’ENSO saranno esplorate in dettaglio nella sezione 4, dove si analizzerà come la posizione delle anomalie di SST influisca sulla propagazione delle onde planetarie e sulla dinamica del vortice polare stratosferico.

Infine, le teleconnessioni dell’ENSO possono esibire un comportamento non stazionario, ossia variazioni nel tempo che non seguono un pattern costante, e possono essere influenzate da cambiamenti a lungo termine derivanti da forzanti interne o esterne al sistema climatico. Questi cambiamenti includono la variabilità climatica naturale, come quella associata alla Pacific Decadal Oscillation (PDO), e forzanti antropogeniche, come il riscaldamento globale indotto dall’aumento delle concentrazioni di gas serra. Questi aspetti saranno approfonditi nella sezione 5, dove si discuteranno le implicazioni di tali forzanti sulla stabilità e sull’evoluzione delle teleconnessioni dell’ENSO. In sintesi, la comprensione delle teleconnessioni troposferiche dell’ENSO richiede un approccio integrato che tenga conto della variabilità interna, delle non linearità, della diversità degli eventi ENSO e delle influenze a lungo termine, al fine di migliorare la predicibilità climatica e la rappresentazione di questi fenomeni nei modelli climatici.

La Figura 3, denominata “Anomalie di temperatura superficiale marina (SST) in °C per tre regioni del Pacifico equatoriale (pannelli dall’alto verso il basso: EP El Niño, CP El Niño, La Niña)”, fornisce una rappresentazione grafica dettagliata delle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) nel Pacifico equatoriale durante tre condizioni distinte dell’El Niño Southern Oscillation (ENSO): El Niño del Pacifico Orientale (EP), El Niño del Pacifico Centrale (CP, noto anche come El Niño Modoki), e La Niña. La figura si compone di tre pannelli verticali, ciascuno corrispondente a una di queste condizioni, e mostra la distribuzione spaziale delle anomalie di SST lungo il Pacifico equatoriale, evidenziando le differenze nella localizzazione e nell’intensità delle anomalie tra le diverse fasi e tipologie dell’ENSO. Questa analisi è fondamentale per comprendere come le variazioni delle SST influenzino le teleconnessioni troposferiche e stratosferiche su scala globale.

Struttura e Caratteristiche della Figura

• Organizzazione dei Pannelli: La figura è suddivisa in tre pannelli verticali:
  1. Pannello superiore: Rappresenta le anomalie di SST durante un evento di El Niño di tipo EP (Pacifico Orientale), caratterizzato da un riscaldamento massimo nel Pacifico equatoriale orientale.
  2. Pannello centrale: Illustra le anomalie di SST durante un evento di El Niño di tipo CP (Pacifico Centrale), noto anche come El Niño Modoki, in cui il riscaldamento massimo si concentra nel Pacifico centrale.
  3. Pannello inferiore: Mostra le anomalie di SST durante un evento di La Niña, caratterizzato da un raffreddamento predominante nel Pacifico equatoriale centrale-orientale.
• Asse Orizzontale (X): Rappresenta la longitudine lungo il Pacifico equatoriale, che si estende approssimativamente da 160° E (a ovest, vicino alla linea di data) a 80° W (a est, vicino alla costa del Sud America, come l’Ecuador e il Perù). Le regioni Niño, definite per monitorare le anomalie di SST, sono indicate lungo l’asse: Niño 4 (160° E a 150° W), Niño 3.4 (170–120° W), Niño 3 (150–90° W) e Niño 1+2 (90–80° W). Queste regioni sono standard per la classificazione degli eventi ENSO e per l’analisi delle loro teleconnessioni.
• Asse Verticale (Y): Rappresenta la latitudine, generalmente centrata sull’equatore (da 5° N a 5° S), che è l’area di maggiore interesse per le anomalie di SST legate all’ENSO, poiché questa fascia equatoriale è direttamente influenzata dalle variazioni della termoclina e dei venti alisei.
• Colorazione e Scala:
  • I colori caldi (dal rosso all’arancione) indicano anomalie positive di SST, ovvero temperature più calde rispetto alla media climatologica, tipiche degli eventi di El Niño.
  • I colori freddi (dal blu al viola) rappresentano anomalie negative, ovvero temperature più fredde della media, caratteristiche di La Niña.
  • La scala delle anomalie di SST, espressa in gradi Celsius (°C), è riportata accanto ai pannelli e varia tipicamente da -2.0 °C a +2.0 °C, a seconda delle condizioni rappresentate. Questa scala consente di valutare l’ampiezza delle deviazioni termiche rispetto alla climatologia di riferimento.

Analisi Dettagliata dei Pannelli

1. Pannello Superiore: El Niño di Tipo EP (Pacifico Orientale)
   Questo pannello rappresenta le anomalie di SST durante un evento di El Niño di tipo EP, in cui il riscaldamento massimo si concentra nel Pacifico equatoriale orientale.
   • Si osservano anomalie positive significative, rappresentate da tonalità di rosso intenso, nelle regioni Niño 1+2 (90–80° W) e Niño 3 (150–90° W), con valori che possono raggiungere o superare i +2.0 °C. Questo indica un riscaldamento marcato vicino alla costa sudamericana, in particolare lungo le coste di Ecuador e Perù, dove l’impatto di El Niño EP è spesso più evidente, causando piogge intense e inondazioni.
   • Procedendo verso ovest, nelle regioni Niño 3.4 (170–120° W) e Niño 4 (160° E a 150° W), le anomalie positive diminuiscono gradualmente, con valori che si riducono a circa +0.5 °C o meno, e possono diventare neutri o leggermente negativi vicino a 160° E.
   • Questo pattern riflette la dinamica tipica di un El Niño EP, in cui il rilassamento dei venti alisei orientali appiattisce la termoclina oceanica, permettendo alle acque calde di spostarsi verso est e causando un riscaldamento più pronunciato nella parte orientale del Pacifico equatoriale. La distribuzione delle anomalie di SST in questa configurazione ha importanti implicazioni per le teleconnessioni, influenzando pattern atmosferici come la bassa pressione delle Aleutine e l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO).
2. Pannello Centrale: El Niño di Tipo CP (Pacifico Centrale, o El Niño Modoki)
   Questo pannello illustra le anomalie di SST durante un evento di El Niño di tipo CP, noto anche come El Niño Modoki, in cui il riscaldamento massimo si concentra nel Pacifico centrale.
   • Le anomalie positive, rappresentate da tonalità di rosso, sono più pronunciate nelle regioni Niño 4 (160° E a 150° W) e Niño 3.4 (170–120° W), con valori che possono raggiungere +1.0 °C o leggermente superiori. Questo indica un riscaldamento significativo centrato vicino alla linea di data, nel Pacifico equatoriale centrale.
   • A est, nella regione Niño 1+2 (90–80° W), le anomalie sono minime o assenti, mostrate da colori neutri o da un leggero blu, indicando un raffreddamento relativo o temperature vicine alla media vicino alla costa sudamericana.
   • A ovest, oltre 160° E, si osservano spesso anomalie negative (blu), che riflettono un raffreddamento nel Pacifico occidentale, un tratto distintivo dell’El Niño Modoki rispetto all’El Niño EP. Questo pattern è il risultato di una diversa dinamica dei venti alisei e della termoclina, che concentra il riscaldamento nel Pacifico centrale piuttosto che nell’est.
   • La distribuzione delle anomalie in un El Niño CP ha implicazioni diverse per le teleconnessioni rispetto all’El Niño EP, con effetti più marcati su regioni come l’Australia e il Pacifico occidentale, dove il raffreddamento a ovest può intensificare siccità e alterare i pattern precipitativi.
3. Pannello Inferiore: La Niña
   Questo pannello rappresenta le anomalie di SST durante un evento di La Niña, caratterizzato da un raffreddamento nel Pacifico equatoriale centrale-orientale.
   • Si osservano anomalie negative, rappresentate da tonalità di blu, predominanti nelle regioni Niño 3 (150–90° W) e Niño 3.4 (170–120° W), con valori che possono scendere a -1.0 °C o inferiori, indicando un raffreddamento significativo nel Pacifico centrale-orientale.
   • A est, nella regione Niño 1+2 (90–80° W), il raffreddamento è presente ma meno intenso rispetto alle regioni centrali, mentre a ovest, nella regione Niño 4 (160° E a 150° W), le anomalie negative tendono a ridursi. In questa zona, e ulteriormente verso ovest nel Pacifico occidentale, si possono osservare anomalie positive (tonalità di rosso), che riflettono un accumulo di acque calde dovuto all’intensificazione dei venti alisei orientali, tipici di La Niña.
   • Questo pattern è coerente con la dinamica di La Niña, in cui i venti alisei rafforzati spingono le acque calde verso il Pacifico occidentale, favorendo l’affioramento di acque fredde nel Pacifico centrale-orientale. Questo raffreddamento ha impatti climatici opposti a quelli di El Niño, come siccità in Sud America e precipitazioni intense in regioni come l’Australia e il Sud-est asiatico.

Considerazioni Scientifiche

• Differenze tra El Niño EP e CP: La figura evidenzia chiaramente le differenze spaziali nelle anomalie di SST tra le due tipologie di El Niño. L’El Niño EP è caratterizzato da un riscaldamento massimo nel Pacifico orientale (regioni Niño 1+2 e Niño 3), che si attenua verso ovest, mentre l’El Niño CP mostra un riscaldamento concentrato nel Pacifico centrale (regioni Niño 4 e Niño 3.4), con un raffreddamento relativo sia a est che a ovest. Queste differenze riflettono dinamiche oceaniche e atmosferiche distinte, come la posizione delle anomalie dei venti alisei e della termoclina, e hanno implicazioni significative per le teleconnessioni troposferiche e stratosferiche, influenzando pattern come la bassa pressione delle Aleutine, l’attività ciclonica nell’Atlantico tropicale, e la propagazione delle onde planetarie verso la stratosfera.
• Caratteristiche di La Niña: Rispetto agli eventi di El Niño, La Niña presenta un raffreddamento più uniforme nel Pacifico centrale-orientale, con anomalie negative generalmente meno estreme (rarely inferiori a -1.0 °C), e un riscaldamento nel Pacifico occidentale. Questo pattern è il risultato dell’intensificazione dei venti alisei orientali, che spingono le acque calde verso ovest, causando l’affioramento di acque fredde a est e al centro. La distribuzione delle anomalie di SST durante La Niña genera teleconnessioni opposte a quelle di El Niño, con effetti climatici come siccità nel Pacifico orientale e precipitazioni intense nel Pacifico occidentale.
• Implicazioni Climatiche Globali: Le variazioni spaziali delle anomalie di SST mostrate nella figura sono cruciali per comprendere gli impatti climatici globali dell’ENSO. Ad esempio, un El Niño EP può portare a piogge torrenziali e inondazioni in Sud America, mentre un El Niño CP ha effetti più pronunciati su regioni come l’Australia, dove il raffreddamento nel Pacifico occidentale può intensificare la siccità. La Niña, d’altra parte, tende a causare siccità nel Pacifico orientale e precipitazioni abbondanti nel Pacifico occidentale, influenzando pattern climatici globali come il monsone indiano e l’attività ciclonica nell’Atlantico.

In Sintesi

La Figura 3 offre un’analisi visiva dettagliata della distribuzione spaziale delle anomalie di SST nel Pacifico equatoriale durante tre condizioni dell’ENSO: El Niño EP (riscaldamento massimo a est), El Niño CP (riscaldamento massimo al centro, con raffreddamento a est e ovest), e La Niña (raffreddamento nel centro-est con riscaldamento a ovest). Queste differenze sottolineano la diversità dell’ENSO e il suo impatto variabile sulle teleconnessioni globali, con implicazioni per la dinamica atmosferica e climatica su scala planetaria. La figura rappresenta uno strumento essenziale per comprendere come la posizione delle anomalie di SST influisca sui pattern climatici e sulla propagazione degli effetti dell’ENSO attraverso l’atmosfera, come ulteriormente discusso nel testo.

2.2.1. Teleconnessioni dell’ENSO nella Troposfera Tropicale: Meccanismi e Impatti Globali

Il fenomeno dell’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO) esercita un’influenza significativa sulla dinamica della circolazione atmosferica tropicale, con ripercussioni che si estendono ben oltre il bacino del Pacifico, interessando regioni come l’Oceano Indiano (ad esempio, Murtugudde et al., 2000; Webster et al., 1999; Yu & Rienecker, 2000) e l’Oceano Atlantico (ad esempio, Giannini et al., 2001; Taschetto et al., 2016). In questo contesto, particolare attenzione viene rivolta agli effetti di ENSO sulla circolazione di Walker e sulle onde tropicali, che rappresentano componenti cruciali per comprendere la risposta stratosferica e le teleconnessioni globali associate a questo fenomeno. Il presente capitolo si concentra su questi aspetti, analizzando in dettaglio i meccanismi troposferici che modulano le interazioni climatiche su scala planetaria.

L’Oscillazione Meridionale, che costituisce la componente atmosferica dell’ENSO (Bjerknes, 1969; Rasmusson & Wallace, 1983), si manifesta principalmente attraverso un’alternanza di anomalie della pressione atmosferica al livello del mare tra il Pacifico centro-meridionale e la regione di bassa pressione situata in prossimità dell’Australia settentrionale (Walker, 1928). Durante gli eventi di El Niño, si osserva un incremento anomalo della pressione atmosferica sull’Australia settentrionale, accompagnato da una diminuzione nel Pacifico centro-meridionale; al contrario, durante le fasi di La Niña, si verifica un pattern opposto. Questa oscillazione, identificata per la prima volta quasi un secolo fa da Sir Gilbert Walker (1928), rappresenta la firma superficiale di un’indebolita circolazione di Walker nel Pacifico durante El Niño, che si riflette non solo nelle variazioni della pressione, ma anche nei regimi di precipitazione e nei pattern dei venti troposferici (Rasmusson & Wallace, 1983). Tale indebolimento della circolazione di Walker è associato a un’alterazione delle dinamiche convettive, che giocano un ruolo fondamentale nel determinare le teleconnessioni atmosferiche.

L’intensificazione della convezione nel Pacifico centrale e orientale durante gli eventi ENSO innesca una risposta dinamica che si propaga attraverso la generazione di onde atmosferiche. In particolare, secondo la teoria classica di Gill (1980), l’aumento dell’attività convettiva produce un’onda di Kelvin che si propaga verso est e un sistema di onde di Rossby che si dispongono simmetricamente a cavallo dell’equatore, verso ovest. Queste onde si manifestano in modo evidente nel campo della temperatura troposferica, come illustrato nelle Figure 5b e 5d del testo originale. Ad esempio, temperature troposferiche insolitamente elevate, osservate in prossimità di 140° Ovest, a 15° Nord e 15° Sud, sono collegate, attraverso l’equazione ipsometrica, alla formazione di anticicloni di livello superiore che si sviluppano a cavallo dell’equatore. Questi anticicloni, associati a moti discendenti nella troposfera libera, inducono un riscaldamento adiabatico che contribuisce a rafforzare le anomalie termiche osservate (Highwood & Hoskins, 1998; Yulaeva & Wallace, 1994). La posizione longitudinale di questi anticicloni, centrati in prossimità del massimo convettivo piuttosto che spostati verso ovest, è influenzata dalla presenza di un flusso medio atmosferico, come evidenziato da Jin e Hoskins (1995).

Le perturbazioni di temperatura generate da questi processi non si limitano alla regione tropicale, ma si propagano verso le medie latitudini, influenzando la struttura della troposfera. Attraverso l’equazione ipsometrica, tali anomalie termiche sono correlate alle variazioni dell’altezza geopotenziale nel Pacifico settentrionale e meridionale, che saranno analizzate in dettaglio nelle sezioni successive. Questo meccanismo di propagazione rappresenta un elemento chiave per comprendere come le anomalie climatiche indotte da ENSO possano influenzare regioni lontane dal Pacifico tropicale.

Un aspetto altrettanto rilevante è costituito dalle teleconnessioni di ENSO con l’Atlantico tropicale e subtropicale, che si manifestano attraverso complessi meccanismi di interazione tra i due bacini oceanici (García Serrano et al., 2017). La variabilità su larga scala dell’Atlantico tropicale è in parte governata dai cosiddetti Niño Atlantici, fenomeni che mostrano una connessione temporale con l’ENSO del Pacifico, con un ritardo di alcuni mesi (Latif & Groetzner, 2014; Lübbecke, 2013; Lübbecke & McPhaden, 2013; Lübbecke et al., 2018). È stato ipotizzato che i Niño Atlantici possano esercitare un effetto di retroazione sul Pacifico tropicale, contribuendo a modulare la variabilità inter-bacino (Rodríguez-Fonseca et al., 2009). Queste interazioni hanno implicazioni significative per il clima europeo, mediate da meccanismi troposferici come la modulazione della cella di Hadley atlantica, che rappresenta un ulteriore pathway attraverso cui ENSO può influenzare le dinamiche atmosferiche euro-atlantiche (Rodríguez-Fonseca, 2016).

Un elemento di particolare interesse è la natura non lineare della risposta euro-atlantica agli eventi ENSO. Studi recenti suggeriscono che gli eventi di El Niño più intensi non producano necessariamente una risposta fortemente negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), ma piuttosto pattern atmosferici distinti (Toniazzo & Scaife, 2006; Wu & Hsieh, 2004). Questa non linearità potrebbe essere attribuita alle teleconnessioni troposferiche che coinvolgono l’Atlantico, le quali modulano l’impatto di ENSO sul clima europeo attraverso percorsi complessi e interdipendenti. La comprensione di questi meccanismi richiede un’analisi integrata delle dinamiche troposferiche e stratosferiche, nonché delle interazioni tra i diversi bacini oceanici, al fine di chiarire il ruolo di ENSO come driver climatico globale.

In sintesi, le teleconnessioni dell’ENSO nella troposfera tropicale rappresentano un complesso sistema di interazioni atmosferiche e oceaniche che collegano il Pacifico tropicale a regioni remote, influenzando la variabilità climatica su scala globale. La circolazione di Walker, le onde tropicali e le connessioni inter-bacino con l’Atlantico sono elementi centrali di questo sistema, che richiedono ulteriori indagini per chiarire i meccanismi sottostanti e le loro implicazioni per la previsione climatica a lungo termine.

Analisi Dettagliata della Figura 4: Meccanismi e Teleconnessioni Globali dell’Evento El Niño 2015/2016

La Figura 4 rappresenta una sintesi schematica dei processi atmosferici e delle teleconnessioni globali innescate dall’evento di El Niño, con un focus specifico sull’episodio estremo verificatosi tra novembre e gennaio del 2015/2016. Questo diagramma illustra l’impatto di El Niño su diverse scale spaziali e altitudinali, dalla troposfera tropicale alle regioni extratropicali e alla stratosfera, evidenziando le anomalie climatiche associate e i loro effetti a livello globale. Le anomalie di temperatura superficiale del mare (SST, Sea Surface Temperature) sono rappresentate attraverso una scala cromatica, con tonalità rosse che indicano temperature più calde e tonalità blu che denotano temperature più fredde, mentre i contorni delle anomalie termiche sono tracciati con intervalli di 1°C. L’analisi che segue esplora in dettaglio i meccanismi rappresentati, integrando le dinamiche troposferiche, stratosferiche ed extratropicali.

1. Dinamiche Troposferiche Tropicali: Riscaldamento del Pacifico e Alterazioni della Circolazione di Walker

Al centro della figura, si osserva un’ampia area rossa nel Pacifico equatoriale, che evidenzia un significativo aumento delle temperature superficiali del mare (warmer sea surface temperatures). Questo riscaldamento è una caratteristica distintiva degli eventi di El Niño, in quanto le anomalie termiche positive nel Pacifico centrale e orientale favoriscono un’intensificazione della convezione e uno spostamento della circolazione di Walker (enhanced convection / shift of the Walker Circulation). La circolazione di Walker, che in condizioni normali è caratterizzata da una risalita d’aria nel Pacifico occidentale (vicino all’Australia e all’Indonesia) e da una subsidenza nel Pacifico orientale, subisce un’alterazione significativa durante El Niño: la convezione si sposta verso est, portando a un aumento delle precipitazioni nel Pacifico centrale e orientale e a una diminuzione delle piogge nelle regioni occidentali, come l’Australia settentrionale e il Sud-est asiatico. Questo spostamento è alla base delle teleconnessioni globali di El Niño, poiché modifica i pattern di pressione atmosferica e i venti zonali, influenzando le dinamiche atmosferiche su larga scala.

2. Teleconnessioni nel Pacifico Settentrionale e Meridionale: Anomalie di Pressione e Pattern Climatici

Nell’emisfero settentrionale, la figura evidenzia un approfondimento dell’Aleutian Low (deeper Aleutian Low), una regione di bassa pressione situata nel Pacifico settentrionale, vicino alle Isole Aleutine. Questo approfondimento è un effetto diretto delle anomalie convettive nel Pacifico equatoriale, che generano onde atmosferiche (come le onde di Rossby) che si propagano verso le medie latitudini, alterando la struttura della circolazione atmosferica. L’Aleutian Low più profondo è associato a un pattern positivo del Nord America (positive Pacific North America pattern), un teleconnessione che influenza il clima del continente nordamericano, portando tipicamente a temperature più miti in alcune regioni del Canada e degli Stati Uniti occidentali, e a condizioni più umide nel sud-est degli Stati Uniti.

Nell’emisfero australe, invece, si osserva un’anomalia negativa del Modo Annulare Meridionale (negative Southern Annular Mode, SAM), un indice che descrive la variabilità della cintura di venti occidentali che circonda l’Antartide. Una fase negativa del SAM è spesso associata a una riduzione della pressione atmosferica nelle regioni polari e a un’espansione delle basse pressioni verso latitudini inferiori, influenzando i pattern climatici dell’emisfero sud, come il clima dell’Australia meridionale e dell’America del Sud.

3. Impatti Extratropicali: Spostamenti delle Traiettorie delle Tempeste e Anomalie nell’Atlantico

Un elemento cruciale evidenziato nella figura è lo spostamento verso sud della traiettoria delle tempeste (southward shift of the storm track) nell’Atlantico settentrionale. Questo spostamento è una conseguenza delle perturbazioni nella circolazione atmosferica indotte da El Niño: le anomalie convettive nel Pacifico generano onde planetarie che alterano il flusso zonale, spostando le traiettorie delle tempeste extratropicali verso sud. Questo fenomeno ha implicazioni significative per il clima del Nord America e dell’Europa, portando a un aumento delle precipitazioni in alcune regioni meridionali e a condizioni più secche in quelle settentrionali.

Nell’emisfero australe, la figura evidenzia un approfondimento dell’Amunsen Sea Low (deeper Amundsen Sea Low), una regione di bassa pressione situata nel Mare di Amundsen, vicino all’Antartide occidentale. Questo approfondimento è legato alle teleconnessioni di El Niño, che influenzano la dinamica atmosferica dell’emisfero sud, contribuendo a modificare i pattern di vento e temperatura nelle regioni antartiche e subantartiche. Tali cambiamenti possono avere un impatto sul bilancio di massa dei ghiacci antartici e sulle condizioni climatiche delle regioni circostanti, come il Sud America e l’Australia.

4. Effetti Stratosferici: Vortice Polare, Riscaldamenti Stratosferici e Distribuzione dell’Ozono

La figura dedica particolare attenzione agli effetti di El Niño sulla stratosfera, evidenziando un indebolimento del vortice polare stratosferico (weaker stratospheric polar vortex) in entrambi gli emisferi. Il vortice polare, una struttura di venti forti che circonda le regioni polari durante l’inverno, è influenzato dalle teleconnessioni troposferiche di El Niño: le onde planetarie generate dalla convezione tropicale possono propagarsi verso l’alto, disturbando il vortice e portando a un aumento delle temperature stratosferiche, come indicato dalle temperature più calde nella stratosfera dell’emisfero nord (warmer NH stratosphere) e dell’emisfero sud (warmer SH stratosphere). Questo indebolimento del vortice è associato a una maggiore probabilità di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (higher probability of sudden stratospheric warming events, SSW), che possono avere effetti a cascata sulla troposfera, influenzando il clima invernale delle medie latitudini, ad esempio attraverso un’indebolita Oscillazione Nord Atlantica (NAO).

Un altro effetto stratosferico significativo è l’alterazione della distribuzione dell’ozono. Durante El Niño, si osserva un’aumentata concentrazione di ozono nella stratosfera (enhanced ozone), probabilmente a causa di cambiamenti nella dinamica stratosferica che favoriscono l’accumulo di ozono nelle regioni polari. Tuttavia, nella bassa stratosfera tropicale, si registra una riduzione dell’ozono (reduced tropical lower stratosphere ozone), un fenomeno legato alla convezione intensificata che altera il trasporto verticale di specie chimiche nella regione tropicale.

5. Rafforzamento della Circolazione Brewer-Dobson

Un elemento chiave della figura è il rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson (strengthened Brewer-Dobson Circulation) in entrambi gli emisferi. La circolazione Brewer-Dobson è un sistema di trasporto stratosferico che muove l’aria (e con essa l’ozono e altre specie chimiche) dalla regione tropicale, dove l’aria risale, verso i poli, dove l’aria discende. Durante El Niño, questa circolazione si intensifica a causa delle perturbazioni dinamiche indotte dalla convezione tropicale e dalle onde planetarie. Il rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson contribuisce a spiegare l’aumento dell’ozono stratosferico nelle regioni polari e la riduzione nella bassa stratosfera tropicale, evidenziando l’interconnessione tra i processi troposferici e stratosferici durante El Niño.

6. Influenza sulla Quasi-Biennial Oscillation (QBO)

Sul lato sinistro della figura, si fa riferimento a un più rapido passaggio della Quasi-Biennial Oscillation (faster descent of the Quasi-Biennial Oscillation, QBO). La QBO è un’oscillazione periodica dei venti stratosferici equatoriali, che alternano tra fasi orientali e occidentali con un periodo medio di circa 28-34 mesi. Durante gli eventi di El Niño, questa oscillazione può subire un’accelerazione, probabilmente a causa delle interazioni tra le onde generate dalla convezione tropicale e i venti stratosferici. Questo effetto sulla QBO può avere ulteriori ripercussioni sulla dinamica stratosferica globale, influenzando la propagazione delle onde e la stabilità del vortice polare.

7. Contesto Temporale e Metodologico

La figura si riferisce specificamente al periodo novembre-gennaio dell’evento El Niño 2015/2016, uno degli episodi più intensi mai registrati. Questo evento è stato caratterizzato da anomalie termiche eccezionali nel Pacifico equatoriale, con impatti significativi su scala globale. Le anomalie di temperatura superficiale del mare sono rappresentate con contorni a intervalli di 1°C, fornendo una chiara visualizzazione delle regioni interessate dal riscaldamento (in rosso) e dal raffreddamento (in blu). La scelta del periodo novembre-gennaio riflette il picco stagionale degli effetti di El Niño, che si manifestano tipicamente durante l’inverno boreale.

Conclusioni

La Figura 4 offre una panoramica completa e integrata delle teleconnessioni associate all’evento El Niño 2015/2016, evidenziando la complessità delle interazioni tra troposfera, stratosfera e regioni extratropicali. Il riscaldamento delle acque del Pacifico equatoriale innesca una serie di processi dinamici, dalla convezione intensificata e lo spostamento della circolazione di Walker, alle teleconnessioni che influenzano i pattern di pressione (come l’Aleutian Low e l’Amunsen Sea Low) e le traiettorie delle tempeste. A livello stratosferico, El Niño provoca un indebolimento del vortice polare, un aumento della probabilità di riscaldamenti stratosferici improvvisi e un rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson, con conseguenti effetti sulla distribuzione dell’ozono. Questi processi dimostrano l’impatto globale di El Niño, che si estende ben oltre il Pacifico tropicale, influenzando il clima delle medie latitudini e la dinamica atmosferica su scala planetaria. La comprensione di questi meccanismi è essenziale per migliorare le previsioni climatiche stagionali e per valutare gli impatti a lungo termine dei cambiamenti climatici sui fenomeni come El Niño.

Analisi Approfondita della Figura 5: Impatti dell’ENSO sulle Temperature Atmosferiche Globali (1979-2014)

La Figura 5 presenta un’analisi dettagliata dell’impatto dell’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO) sulle temperature atmosferiche globali, derivata da una regressione lineare multipla applicata a dati satellitari raccolti nel periodo 1979-2014. Questa figura si articola in quattro pannelli che illustrano le anomalie di temperatura (espressa in Kelvin per deviazione standard, K/std) in due regioni atmosferiche distinte — la bassa stratosfera e la troposfera — e in due finestre temporali stagionali: novembre-dicembre (ND) e gennaio-marzo (JFM). L’obiettivo è evidenziare il segnale di ENSO, isolato attraverso l’indice Niño3.4, e analizzare le sue teleconnessioni globali, con particolare attenzione alle dinamiche troposferiche e stratosferiche. Di seguito, viene proposta un’analisi estesa e scientifica dei pannelli, del contesto metodologico e delle implicazioni dei risultati.

Struttura e Contenuto dei Pannelli

1. Bassa Stratosfera: Pannelli (a) e (c)

• Novembre-Dicembre (ND) – Pannello (a): Questo pannello mostra le anomalie di temperatura nella bassa stratosfera durante il periodo novembre-dicembre. La scala cromatica varia da blu (valori negativi, fino a -2 K/std, indicativi di raffreddamento) a rosso (valori positivi, fino a +2 K/std, indicativi di riscaldamento). Si osserva un marcato riscaldamento nelle regioni tropicali, comprese tra 25°N e 25°S, con anomalie positive particolarmente intense nel Pacifico centrale e orientale, dove i valori raggiungono circa +1.2 K/std. Questo riscaldamento è coerente con l’intensificazione della convezione troposferica tipica degli eventi di El Niño, che genera onde atmosferiche (come le onde di Kelvin e Rossby) che si propagano verso la stratosfera, influenzandone la temperatura. Nelle regioni extratropicali, invece, si registra un raffreddamento significativo, con valori negativi che raggiungono -1.2 K/std in aree come il Nord America, l’Atlantico settentrionale e l’Europa settentrionale. Questo pattern di raffreddamento è associato a un indebolimento del vortice polare stratosferico, un fenomeno comune durante El Niño, che altera la distribuzione della temperatura stratosferica globale.
• Gennaio-Marzo (JFM) – Pannello (c): Durante il periodo gennaio-marzo, il segnale di ENSO nella bassa stratosfera si intensifica. Il riscaldamento tropicale persiste e si espande, con anomalie positive che superano i +1.5 K/std nel Pacifico equatoriale, riflettendo il picco dell’evento El Niño in questa stagione. L’area di riscaldamento si estende leggermente verso nord e sud, coprendo una fascia più ampia tra 30°N e 30°S. Parallelamente, il raffreddamento extratropicale diventa più pronunciato, con valori che raggiungono -2 K/std in vaste regioni dell’emisfero nord, tra cui il Nord America, l’Europa settentrionale e l’Asia settentrionale. Questo pattern è indicativo di una maggiore perturbazione del vortice polare stratosferico, che durante JFM subisce un indebolimento più marcato a causa della propagazione verticale delle onde planetarie generate dalla convezione tropicale. Nell’emisfero sud, il raffreddamento è meno intenso, ma si osservano anomalie negative moderate (circa -0.4 K/std) in regioni come il Pacifico meridionale e l’Antartide.

2. Troposfera: Pannelli (b) e (d)

• Novembre-Dicembre (ND) – Pannello (b): Questo pannello rappresenta le anomalie di temperatura nella troposfera durante novembre-dicembre. Si evidenzia un forte riscaldamento nel Pacifico equatoriale centrale e orientale, con valori che raggiungono +2 K/std, una firma diretta degli eventi di El Niño. Questo riscaldamento è causato dall’aumento delle temperature superficiali del mare (SST) nella regione Niño3.4, che intensifica la convezione e il rilascio di calore latente nell’atmosfera. Il riscaldamento si estende leggermente verso le regioni subtropicali, con anomalie positive moderate (circa +0.4 K/std) nell’oceano Indiano e nel Pacifico meridionale. Nelle regioni extratropicali, si osserva un mix di anomalie: un raffreddamento moderato (fino a -1.2 K/std) nell’Atlantico settentrionale e nel Nord America, e un leggero riscaldamento (circa +0.4 K/std) in alcune aree dell’emisfero sud, come l’Australia e il Pacifico meridionale. Questo pattern riflette le teleconnessioni di El Niño, che modulano la circolazione atmosferica globale attraverso la generazione di onde di Rossby che si propagano verso le medie latitudini.
• Gennaio-Marzo (JFM) – Pannello (d): Durante gennaio-marzo, le anomalie troposferiche si intensificano, riflettendo il picco stagionale degli effetti di El Niño. Il riscaldamento nel Pacifico equatoriale raggiunge valori superiori a +2 K/std e si espande verso est, coprendo una vasta area del Pacifico orientale, vicino alle coste del Sud America. Questo pattern è coerente con l’evoluzione temporale di El Niño, che tende a raggiungere la massima intensità durante l’inverno boreale. Nelle regioni subtropicali ed extratropicali dell’emisfero sud, il riscaldamento diventa più marcato, con anomalie positive che raggiungono +1.2 K/std nell’oceano Indiano, in Australia e nel Pacifico meridionale. Nell’emisfero nord, invece, il raffreddamento si intensifica, con valori che raggiungono -1.2 K/std in vaste aree del Nord America, dell’Atlantico settentrionale e dell’Europa occidentale. Questo raffreddamento è associato a cambiamenti nei pattern di pressione atmosferica, come un approfondimento dell’Aleutian Low e uno spostamento verso sud delle traiettorie delle tempeste, che portano a condizioni più fredde e umide in queste regioni.

Contesto Metodologico e Fonti dei Dati

L’analisi rappresentata nella Figura 5 si basa su dati satellitari di temperatura raccolti nel periodo 1979-2014. I dati per la troposfera (pannelli b e d) sono derivati dall’Advanced Microwave Sounding Unit (AMSU), aggiornati a partire dal 1998 secondo le metodologie descritte da Fu e Johanson (2005). I dati per la bassa stratosfera (pannelli a e c) sono stati aggiornati seguendo Mears e Wentz (2009), che hanno fornito una ricalibrazione delle osservazioni satellitari per migliorare l’accuratezza delle misurazioni stratosferiche.

Per isolare il segnale di ENSO, è stata impiegata una regressione lineare multipla, utilizzando l’indice Niño3.4 (che misura le anomalie di temperatura superficiale del mare nella regione Niño3.4) come predittore principale. La regressione tiene conto di altri fattori che possono influenzare le temperature atmosferiche, tra cui: (i) le concentrazioni di CO₂, che contribuiscono al riscaldamento globale; (ii) le concentrazioni di cloro stratosferico, che influenzano la chimica dell’ozono; (iii) l’irradianza solare totale, che varia con il ciclo solare; (iv) lo spessore ottico degli aerosol, come descritto in Aquila et al. (2016), che può modulare la radiazione in entrata; e (v) le due principali funzioni ortogonali empiriche (EOF) del vento zonale medio da 100 a 7 hPa, che rappresentano la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), derivate dalla rianalisi MERRA. Le aree tratteggiate nei pannelli indicano regioni in cui il segnale di ENSO è significativo al 95%, mentre l’intervallo dei contorni delle anomalie di temperatura è di 0.2 K per deviazione standard dell’indice Niño3.4.

La figura è confrontabile con la Figura 11 di Randel e Cobb (1994), un lavoro precedente che analizzava pattern simili di anomalie di temperatura associate a ENSO, ma con dati e metodologie meno avanzate. Il confronto con studi precedenti sottolinea la robustezza dei risultati presentati, che confermano e ampliano le conoscenze pregresse sugli impatti di ENSO.

Interpretazione Scientifica dei Risultati

• Dinamiche Troposferiche: Il riscaldamento osservato nella troposfera tropicale (pannelli b e d) è una diretta conseguenza delle anomalie di temperatura superficiale del mare durante El Niño. L’aumento delle SST nella regione Niño3.4 intensifica la convezione, portando a un rilascio di calore latente che riscalda la colonna troposferica sovrastante. Questo riscaldamento si propaga verso le medie latitudini attraverso teleconnessioni atmosferiche, come le onde di Rossby, che modulano i pattern di pressione e temperatura nelle regioni extratropicali. Il raffreddamento osservato nell’emisfero nord, specialmente durante JFM, è legato a cambiamenti nella circolazione atmosferica, come un approfondimento dell’Aleutian Low e uno spostamento verso sud delle traiettorie delle tempeste, che portano a condizioni più fredde in regioni come il Nord America e l’Europa occidentale. Nell’emisfero sud, il riscaldamento subtropicale riflette un’espansione delle anomalie termiche tropicali, influenzando il clima di aree come l’Australia e l’oceano Indiano.
• Dinamiche Stratosferiche: Il riscaldamento tropicale nella bassa stratosfera (pannelli a e c) è il risultato della propagazione verso l’alto delle onde atmosferiche generate dalla convezione troposferica. Durante El Niño, l’intensificazione della convezione nel Pacifico equatoriale produce onde di Kelvin e Rossby che si propagano verticalmente, riscaldando la stratosfera tropicale e perturbando la dinamica stratosferica globale. Il raffreddamento extratropicale, particolarmente pronunciato nell’emisfero nord durante JFM, è associato a un indebolimento del vortice polare stratosferico, un fenomeno ben documentato durante gli eventi di El Niño. Questo indebolimento è causato dall’aumento dell’attività delle onde planetarie, che riducono la forza dei venti zonali stratosferici e portano a un aumento delle temperature stratosferiche tropicali e a un raffreddamento nelle regioni polari e subpolari. Questi cambiamenti possono anche aumentare la probabilità di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), con conseguenti effetti a cascata sulla troposfera.
• Evoluzione Temporale: Il passaggio da ND a JFM evidenzia un’intensificazione degli effetti di El Niño, con un riscaldamento più marcato sia nella troposfera che nella bassa stratosfera. Questo è coerente con l’evoluzione stagionale tipica di El Niño, che raggiunge il suo picco durante l’inverno boreale (JFM). L’espansione del riscaldamento tropicale e l’intensificazione del raffreddamento extratropicale riflettono la crescente influenza delle teleconnessioni di ENSO man mano che l’evento si sviluppa.

Implicazioni e Contesto Scientifico

La Figura 5 sottolinea la complessità delle teleconnessioni globali associate a ENSO, evidenziando come un fenomeno originato nel Pacifico tropicale possa influenzare le temperature atmosferiche a diverse altitudini e latitudini. Il riscaldamento troposferico nel Pacifico equatoriale è la firma primaria di El Niño, ma i suoi effetti si estendono ben oltre, modulando la dinamica stratosferica e i pattern climatici extratropicali. L’indebolimento del vortice polare stratosferico, ad esempio, può avere implicazioni significative per il clima invernale delle medie latitudini, influenzando fenomeni come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e portando a condizioni meteorologiche estreme in Europa e Nord America.

L’inclusione di fattori come la QBO, le concentrazioni di CO₂ e gli aerosol nella regressione lineare multipla dimostra l’importanza di un approccio integrato per isolare il segnale di ENSO e comprendere le sue interazioni con altri driver climatici. La significatività statistica al 95% delle aree tratteggiate conferma la robustezza dei risultati, che sono in linea con studi precedenti come quello di Randel e Cobb (1994), ma offrono una visione più dettagliata grazie a dati aggiornati e metodologie avanzate.

Conclusione

La Figura 5 fornisce una rappresentazione completa degli impatti di ENSO sulle temperature atmosferiche globali, evidenziando pattern distinti di riscaldamento e raffreddamento nella troposfera e nella bassa stratosfera. Il riscaldamento tropicale, sia troposferico che stratosferico, è una diretta conseguenza della convezione intensificata durante El Niño, mentre il raffreddamento extratropicale riflette le teleconnessioni che collegano il Pacifico equatoriale alle medie latitudini. L’evoluzione temporale da ND a JFM sottolinea la natura dinamica di questi processi, con un’intensificazione degli effetti durante il picco invernale di El Niño. Questi risultati sottolineano l’importanza di ENSO come driver climatico globale e forniscono una base solida per ulteriori studi sulle interazioni tra troposfera e stratosfera, con potenziali applicazioni nella previsione climatica stagionale e nella comprensione degli impatti dei cambiamenti climatici sui fenomeni di variabilità naturale.

2.2.2. Teleconnessioni Troposferiche di ENSO nell’Emisfero Nord: Meccanismi e Impatti Climatici

Le teleconnessioni associate all’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO) nelle regioni extratropicali dell’emisfero nord (NH) rappresentano un aspetto cruciale della variabilità climatica globale, mediate principalmente dalla formazione e propagazione di treni di onde di Rossby. Questi treni di onde, generati da forzature termiche tropicali, si manifestano attraverso pattern quasi stazionari di anomalie di alta e bassa pressione (illustrati nella Figura 1), che possono essere sostenuti nel tempo grazie alle interazioni tra le onde atmosferiche e il flusso medio nelle medie latitudini, come descritto da Franzke e Feldstein (2005). Per un’analisi approfondita dei meccanismi alla base delle teleconnessioni globali, si rimanda a studi di riferimento come quelli di Z. Liu e Alexander (2007), Nigam e Baxter (2015) e Stan et al. (2017). Il presente capitolo esplora in dettaglio i processi dinamici che collegano le anomalie tropicali di ENSO agli impatti climatici nelle regioni extratropicali, con particolare attenzione ai pattern di teleconnessione, alle interazioni atmosferiche e agli effetti stratosferici derivanti.

Meccanismi di Propagazione delle Onde di Rossby

Gli studi teorici, come quello pionieristico di Hoskins e Karoly (1981), hanno dimostrato che una forzatura termica stazionaria localizzata vicino all’equatore, come quella associata agli eventi di El Niño, genera un treno di onde di Rossby che si propaga verso i poli, descrivendo una traiettoria che curva verso est (cfr. Figura 1). La dinamica di queste onde dipende dalla loro lunghezza d’onda: le onde planetarie a lunghezza maggiore (ossia, con numeri d’onda più bassi) sono in grado di propagarsi più lontano verso i poli, raggiungendo alte latitudini, mentre le onde a lunghezza d’onda più corta (numeri d’onda più alti) tendono a rimanere confinate a sud del getto subtropicale, intrappolate dalla struttura del flusso atmosferico. Questi modelli teorici di forzatura termica tropicale si sono rivelati sorprendentemente accurati nel riprodurre le caratteristiche generali delle teleconnessioni di ENSO osservate verso le regioni extratropicali, come evidenziato da studi classici come quelli di Bjerknes (1969) e Wallace e Gutzler (1981). La capacità di questi modelli di catturare i pattern osservati sottolinea l’importanza delle forzature tropicali nel modulare il clima globale attraverso meccanismi dinamici ben definiti.

Il Pacific-North American Pattern (PNA) e le Sue Associazioni con ENSO

Uno dei pattern di teleconnessione più significativi nell’emisfero nord è il Pacific-North American Pattern (PNA), descritto in dettaglio da Leathers et al. (1991) e Leathers e Palecki (1992). Durante la sua fase positiva, il PNA è caratterizzato da un insieme di anomalie di pressione ben definite: un approfondimento dell’Aleutian Low a sud delle Isole Aleutine nel Pacifico settentrionale, un’anomalia di alta pressione sul Canada occidentale e nella regione attorno alle Hawaii, e un’anomalia di bassa pressione sugli Stati Uniti sudorientali. Gli eventi di El Niño sono tipicamente associati alla fase positiva del PNA, mentre La Niña è legata alla fase negativa. Questa relazione si manifesta anche nello spostamento delle traiettorie delle tempeste del Pacifico: durante El Niño, le tempeste tendono a spostarsi verso sud, mentre durante La Niña si spostano verso nord, come evidenziato da Seager et al. (2010). Queste variazioni hanno impatti significativi sul clima nordamericano, influenzando temperature e precipitazioni in regioni chiave come gli Stati Uniti e il Canada.

Le teleconnessioni tropicali nel Pacifico si manifestano su una gamma continua di scale temporali. Su scale intrastagionali, il PNA può essere influenzato dall’Oscillazione Madden-Julian (MJO), un fenomeno di variabilità tropicale che modula la convezione su periodi di 30-60 giorni. Su scale interannuali, invece, i pattern simili al PNA sono più strettamente correlati a ENSO, come dimostrato da Johnson e Feldstein (2010). Inoltre, altre teleconnessioni associate a ENSO includono l’Oscillazione del Pacifico Settentrionale (NPO), che è stata collegata specificamente agli eventi di El Niño del Pacifico centrale (Di Lorenzo et al., 2010). Come mostrato nella Figura 1, queste teleconnessioni hanno effetti diretti a valle sulla superficie, contribuendo alla capacità predittiva di ENSO per il clima nordamericano, come evidenziato da Ropelewski e Halpert (1987). Esse influenzano anche le interazioni remote tra atmosfera e oceano, che a loro volta esercitano un feedback sui pattern di teleconnessione atmosferica, secondo quanto descritto da Alexander et al. (2002).

Ruolo del Getto Subtropicale e Teleconnessioni verso l’Atlantico

Un elemento cruciale nella propagazione delle teleconnessioni è il ruolo del getto subtropicale zonale. Quando questo getto è particolarmente intenso, le onde che si propagano verso i poli possono rimanere intrappolate e viaggiare verso est lungo una guida d’onda subtropicale, come descritto da Ambrizzi e Hoskins (1997) e Branstator (2002). Durante gli eventi di El Niño del Pacifico centrale, questa guida d’onda subtropicale, spesso definita come un “ponte subtropicale”, facilita la formazione di un treno di onde esteso zonalmente che si propaga dal Pacifico all’Atlantico. Questo processo è associato a una fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), come suggerito da Graf e Zanchettin (2012), e a un aumento dell’attività ciclogenetica nella regione del Gulf Stream, secondo Schemm et al. (2016). Inoltre, la propagazione di eddies transitori dal Pacifico settentrionale all’Atlantico settentrionale risulta intensificata (Y. Li & Lau, 2012) o più zonale (Drouard et al., 2013), contribuendo ulteriormente a forzare una fase negativa della NAO, come evidenziato da Jiménez-Esteve e Domeisen (2018). Questi meccanismi sottolineano la complessità delle teleconnessioni di ENSO, che non si limitano al Pacifico ma influenzano anche il clima euro-atlantico attraverso percorsi dinamici interconnessi.

Impatti sulle Dinamiche Troposferiche e Stratosferiche

I treni di onde troposferiche generati dal riscaldamento convettivo associato a ENSO non solo modulano i pattern di pressione e temperatura nelle regioni extratropicali, ma influenzano anche la forzatura delle onde al confine tra troposfera e stratosfera, sia nelle regioni subtropicali che a medie latitudini. Durante un evento di El Niño, si osserva una propagazione verso l’alto e una dissipazione anomala di onde planetarie a medie e alte latitudini, e di onde gravitazionali nei subtropici, come descritto da Calvo et al. (2010) e Garfinkel e Hartmann (2008). Questo processo dinamico porta a un rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson, un sistema di trasporto stratosferico che muove l’aria dalla regione tropicale verso i poli. Come conseguenza, si verifica un raffreddamento della bassa stratosfera tropicale, dovuto all’ascensione di aria più fredda, e un riscaldamento della stratosfera polare, causato dalla subsidenza e dalla compressione adiabatica dell’aria nelle regioni polari. Questi impatti stratosferici globali, che saranno approfonditi nella sezione 4, evidenziano l’interconnessione tra i processi troposferici e stratosferici durante gli eventi di ENSO.

Implicazioni Climatiche e Prospettive di Ricerca

Le teleconnessioni troposferiche di ENSO nell’emisfero nord rappresentano un elemento chiave per comprendere la variabilità climatica su scala globale e per migliorare le previsioni stagionali. Pattern come il PNA e l’NPO, insieme alle interazioni con il getto subtropicale e le teleconnessioni verso l’Atlantico, dimostrano come le anomalie tropicali possano influenzare il clima di regioni remote, come il Nord America e l’Europa, attraverso meccanismi dinamici complessi. La capacità di questi pattern di modulare le traiettorie delle tempeste, i regimi di precipitazione e le temperature superficiali li rende strumenti preziosi per la previsione climatica, come sottolineato da Ropelewski e Halpert (1987). Tuttavia, la variabilità delle teleconnessioni su diverse scale temporali, come quelle legate alla MJO e a ENSO, e le interazioni con altri fenomeni atmosferici, come la NAO, richiedono ulteriori studi per chiarire i dettagli dei meccanismi sottostanti.

Inoltre, l’impatto di ENSO sulla circolazione Brewer-Dobson e sulla dinamica stratosferica sottolinea la necessità di un approccio integrato che consideri le interazioni tra troposfera e stratosfera. Il rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson durante El Niño, ad esempio, ha implicazioni per la distribuzione dell’ozono stratosferico e per il clima delle alte latitudini, con potenziali effetti a cascata sulla troposfera. Questi aspetti richiedono un’analisi più approfondita, che sarà affrontata nelle sezioni successive del documento.

Conclusione

Le teleconnessioni troposferiche di ENSO nell’emisfero nord, mediate dai treni di onde di Rossby, collegano le forzature termiche tropicali a cambiamenti climatici su larga scala, influenzando pattern come il PNA, l’NPO e la NAO. Questi processi non solo modulano il clima delle regioni extratropicali, ma hanno anche effetti significativi sulla dinamica stratosferica, come il rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson. La complessità di queste interazioni evidenzia l’importanza di ENSO come driver climatico globale e sottolinea la necessità di ulteriori ricerche per migliorare la comprensione dei meccanismi dinamici e il loro ruolo nella previsione climatica a lungo termine.

2.2.3. Teleconnessioni Troposferiche di ENSO nell’Emisfero Sud: Dinamiche e Interazioni Climatiche

Nonostante l’emisfero sud (SH) abbia ricevuto un’attenzione scientifica minore rispetto all’emisfero nord (NH), le teleconnessioni troposferiche associate all’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO) esercitano un’influenza significativa e ben documentata su diverse regioni dell’SH, in particolare il Pacifico meridionale, il Sud America e l’Australia, come evidenziato da Brands (2017) e illustrato nella Figura 1. Queste teleconnessioni rappresentano un elemento chiave per comprendere la variabilità climatica dell’emisfero sud e le sue interazioni con i fenomeni tropicali e stratosferici. Questo capitolo analizza in dettaglio i meccanismi delle teleconnessioni troposferiche di ENSO nell’SH, esplorando i pattern dominanti, le tendenze a lungo termine e le interazioni con la dinamica atmosferica globale.

Il Ruolo del Modo Annulare Meridionale (SAM) e le Tendenze a Lungo Termine

La variabilità climatica nelle regioni extratropicali dell’emisfero sud è dominata dal Modo Annulare Meridionale (SAM), un pattern di variabilità atmosferica che descrive le fluttuazioni della cintura di venti occidentali che circonda l’Antartide. Negli ultimi decenni, il SAM ha mostrato una tendenza positiva, come documentato da Thompson et al. (2000), caratterizzata da un rafforzamento dei venti occidentali sul fianco polare del getto e da uno spostamento verso i poli della posizione media del getto stesso. Questa tendenza è attribuita a una combinazione di fattori antropogenici e naturali, tra cui l’aumento delle concentrazioni di gas serra e l’impoverimento dell’ozono stratosferico, come suggerito da Dameris et al. (2014) e Thompson et al. (2000). L’aumento dei gas serra contribuisce al riscaldamento globale, che altera i gradienti di temperatura e pressione, mentre la deplezione dell’ozono stratosferico raffredda la stratosfera polare, intensificando il gradiente termico tra le medie e alte latitudini e favorendo uno spostamento verso i poli del getto.

A differenza della sua controparte nell’emisfero nord, l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), il SAM presenta una struttura più anulare, con una distribuzione più simmetrica delle anomalie di pressione attorno all’Antartide. Tuttavia, la variabilità del SAM è fortemente influenzata da anomalie di bassa pressione semipermanenti, che si manifestano come tre grandi centri di bassa pressione attorno al continente antartico. Tra questi, la bassa pressione del Mare di Amundsen, situata nel Pacifico meridionale subpolare, gioca un ruolo dominante. Questa struttura è strettamente legata al pattern Pacifico-Sud Americano (PSA), che rappresenta l’analogo nell’emisfero sud del Pacific-North American Pattern (PNA), come descritto da H. Ding et al. (2016) e Mo e Paegle (2001). La variabilità indotta da forzature esterne, come le teleconnessioni di ENSO, tende a proiettarsi prevalentemente sul PSA, manifestandosi come una delle sue fasi, secondo quanto riportato da Cavalcanti e Shimizu (2012). Questo evidenzia l’importanza del PSA come canale privilegiato attraverso cui le forzature tropicali influenzano la dinamica atmosferica dell’emisfero sud.

Impatti di El Niño sull’Emisfero Sud: Il Dipolo di Pressione e le Simmetrie Emisferiche

Gli eventi di El Niño generano un dipolo di pressione nel Pacifico meridionale, un pattern ben documentato da Karoly (1989) e van Loon e Madden (1981), e illustrato nella Figura 4. Questo dipolo è strettamente correlato al PSA e alla fase negativa del SAM, come evidenziato da Lu et al. (2008) e T. Zhou (2004). La fase negativa del SAM è caratterizzata da un’espansione verso l’equatore dei venti occidentali e da uno spostamento verso l’equatore dei sistemi di bassa pressione, che alterano i pattern climatici dell’emisfero sud. Un confronto con la risposta troposferica dell’emisfero nord rivela simmetrie emisferiche nella risposta alla forzatura tropicale di ENSO, come ulteriormente approfondito da Seager et al. (2003, 2005) e Scaife et al. (2017). Queste simmetrie sottolineano la natura globale delle teleconnessioni di ENSO, che producono effetti simili, ma speculari, nei due emisferi, riflettendo la propagazione simmetrica delle onde di Rossby generate dalla convezione tropicale.

ENSO spiega circa il 25% della variabilità del SAM durante l’estate australe (dicembre-febbraio), ma questa influenza è meno pronunciata durante l’inverno australe (giugno-agosto), secondo L’Heureux e Thompson (2006). La stagionalità e l’entità di questi impatti dipendono dall’origine e dalla traiettoria del treno di onde di Rossby tropicali, come evidenziato da Q. Ding et al. (2012) e X. Li et al. (2015). Durante El Niño, si osservano anche modifiche significative ai getti subtropicali dell’emisfero sud e all’attività delle onde transitorie, come descritto da Simpson et al. (2011). Questi cambiamenti non solo influenzano la dinamica troposferica, ma hanno anche implicazioni per la stratosfera, come il rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson, un aspetto che sarà approfondito nella sezione 4.

Interazioni con la Variabilità a Lungo Termine e Forzature Esterne

La variabilità indotta da ENSO nell’emisfero sud si sovrappone a tendenze e variabilità troposferiche a lungo termine, che sono state oggetto di numerosi studi (Q. Ding et al., 2011; H. Ding et al., 2015; Fogt & Bromwich, 2006; Waugh et al., 2015). Queste tendenze a lungo termine possono essere influenzate sia da forzature tropicali, come quelle associate a ENSO (Allen & Kovilakam, 2017; Q. Ding & Steig, 2013; Grassi et al., 2005), sia da forzature stratosferiche, come la risposta superficiale all’impoverimento dell’ozono stratosferico (Polvani et al., 2011). Ad esempio, l’impoverimento dell’ozono stratosferico sopra l’Antartide, noto come “buco dell’ozono”, raffredda la stratosfera polare, intensificando il gradiente termico tra le medie e alte latitudini e contribuendo alla tendenza positiva del SAM. Parallelamente, le forzature tropicali di ENSO possono modulare la posizione del getto e l’attività delle onde transitorie, sovrapponendosi a queste tendenze a lungo termine e creando un sistema climatico altamente interconnesso.

Implicazioni Climatiche e Prospettive di Ricerca

Le teleconnessioni troposferiche di ENSO nell’emisfero sud, pur meno studiate rispetto a quelle dell’emisfero nord, svolgono un ruolo cruciale nel modulare il clima di regioni chiave come il Pacifico meridionale, il Sud America e l’Australia. Il dipolo di pressione nel Pacifico meridionale, il ruolo del PSA e l’influenza sul SAM dimostrano come le anomalie tropicali possano propagarsi verso le alte latitudini, influenzando i pattern di pressione, i venti e le precipitazioni. La variabilità stagionale degli impatti di ENSO, con un’influenza più marcata in estate australe, evidenzia la complessità di questi processi e la necessità di considerare l’origine e la traiettoria delle onde di Rossby nella modellizzazione climatica.

Inoltre, l’interazione tra la variabilità indotta da ENSO e le tendenze a lungo termine, come quelle legate ai gas serra e all’impoverimento dell’ozono, sottolinea l’importanza di un approccio integrato per comprendere il clima dell’emisfero sud. Gli effetti di El Niño sui getti subtropicali e sull’attività delle onde transitorie hanno anche implicazioni per la dinamica stratosferica, come il rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson, che influisce sulla distribuzione dell’ozono e sulle temperature stratosferiche. Questi aspetti richiedono ulteriori ricerche per chiarire i meccanismi sottostanti e migliorare le previsioni climatiche stagionali, specialmente in un contesto di cambiamenti climatici globali.

Conclusione

Le teleconnessioni troposferiche di ENSO nell’emisfero sud rappresentano un sistema complesso di interazioni tra forzature tropicali, dinamiche extratropicali e processi stratosferici. Pattern come il PSA e il SAM fungono da canali principali attraverso cui ENSO modula il clima dell’SH, con impatti significativi sul Pacifico meridionale, il Sud America e l’Australia. La sovrapposizione di queste teleconnessioni con le tendenze a lungo termine, come l’aumento dei gas serra e l’impoverimento dell’ozono stratosferico, evidenzia la necessità di un approccio olistico per comprendere la variabilità climatica dell’emisfero sud. Studi futuri dovranno approfondire il ruolo delle onde transitorie, la stagionalità degli impatti di ENSO e le interazioni tra troposfera e stratosfera per migliorare la nostra capacità di prevedere e mitigare gli effetti dei cambiamenti climatici in questa regione del pianeta.

3. Panoramica Dettagliata sulla Circolazione Stratosferica: Struttura, Dinamica e Interazioni con la Troposfera

La stratosfera, uno strato fondamentale dell’atmosfera terrestre, si estende approssimativamente tra i 10 e i 50 km di altitudine sopra la superficie terrestre, delimitata inferiormente dalla tropopausa e superiormente dalla stratopausa. Questo strato si distingue per una stabilità dinamica significativamente maggiore rispetto alla troposfera sottostante, una caratteristica attribuibile all’inversione termica che lo caratterizza: la temperatura aumenta con l’altezza a causa dell’assorbimento della radiazione solare ultravioletta da parte dello strato di ozono. Questa stabilità termica ha portato, in passato, a sottovalutare il ruolo della stratosfera nella previsione della variabilità dinamica troposferica e superficiale, con la convinzione che i processi stratosferici avessero un impatto trascurabile sul clima di superficie. Tuttavia, gli sviluppi della ricerca negli ultimi decenni hanno ribaltato questa prospettiva, dimostrando che la stratosfera esercita un’influenza discendente significativa sulla troposfera, con effetti rilevanti sul clima superficiale, come sarà approfondito nella sezione 3.4. Inoltre, la composizione chimica della stratosfera, in particolare la presenza di ozono, gioca un ruolo cruciale nel modulare il bilancio radiativo atmosferico, influenzando così il clima terrestre, come evidenziato da studi seminali quali Ramaswamy et al. (1992) e Solomon et al. (2010).

Per analizzare adeguatamente la risposta della stratosfera agli eventi dell’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO), è essenziale comprendere i fattori che governano la dinamica stratosferica e i meccanismi attraverso cui tali fattori esercitano la loro influenza. Questo capitolo fornisce una panoramica approfondita della circolazione stratosferica, con un focus sulle caratteristiche dei tropici e delle regioni extratropicali in entrambi gli emisferi, al fine di gettare le basi per una valutazione degli impatti di ENSO sulla stratosfera. Le sezioni successive esploreranno in dettaglio i processi dinamici e le interazioni stratosfera-troposfera, offrendo un quadro teorico e osservativo per comprendere il ruolo della stratosfera nel sistema climatico globale.

Caratteristiche Generali della Stratosfera e Stabilità Dinamica

La stratosfera si distingue dalla troposfera per la sua struttura termica unica: mentre nella troposfera la temperatura diminuisce con l’altezza a causa del gradiente adiabatico, nella stratosfera si osserva un aumento della temperatura con l’altitudine, principalmente dovuto all’assorbimento della radiazione ultravioletta da parte dell’ozono. Questo strato di ozono, concentrato tra i 15 e i 35 km di altitudine, assorbe la radiazione solare a lunghezze d’onda corte, riscaldando l’aria circostante e creando un’inversione termica che inibisce la convezione verticale. Di conseguenza, la stratosfera è caratterizzata da una stabilità dinamica elevata, con movimenti verticali limitati e una predominanza di moti orizzontali. Questa stabilità ha portato, in passato, a considerare la stratosfera come un elemento passivo nel sistema climatico, con un ruolo marginale nella variabilità meteorologica e climatica superficiale.

Evoluzione della Comprensione Scientifica: Influenza Discendente della Stratosfera

Negli ultimi decenni, tuttavia, numerosi studi hanno evidenziato che la stratosfera non è un semplice spettatore dei processi troposferici, ma un attore attivo che influenza significativamente la dinamica atmosferica inferiore. La variabilità stratosferica, come quella associata al vortice polare o alla circolazione Brewer-Dobson, può propagarsi verso il basso, modulando i pattern di pressione, temperatura e precipitazione nella troposfera e sulla superficie terrestre. Ad esempio, gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW) possono indebolire il vortice polare, portando a cambiamenti nei pattern di pressione come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e influenzando il clima invernale delle medie latitudini. Questi effetti discendenti, che saranno discussi in dettaglio nella sezione 3.4, dimostrano l’importanza di considerare la stratosfera come un componente integrato del sistema climatico globale.

Ruolo della Composizione Chimica e Impatti Radiativi

Oltre agli effetti dinamici, la stratosfera influisce sul clima terrestre attraverso la sua composizione chimica. L’ozono stratosferico, in particolare, assorbe la radiazione ultravioletta, modulando il bilancio radiativo atmosferico e influenzando le temperature superficiali. Variazioni nella concentrazione di ozono, come quelle causate dall’impoverimento stratosferico (ad esempio, il “buco dell’ozono” sopra l’Antartide), possono alterare il gradiente termico tra i tropici e le regioni polari, con conseguenze per la dinamica atmosferica e il clima superficiale. Studi come quelli di Ramaswamy et al. (1992) e Solomon et al. (2010) hanno evidenziato come i cambiamenti nella chimica stratosferica, inclusi quelli indotti da attività antropogeniche (ad esempio, l’uso di clorofluorocarburi), abbiano un impatto significativo sul clima globale, sottolineando la necessità di comprendere le interazioni tra processi chimici e dinamici nella stratosfera.

Obiettivi dell’Analisi: Valutazione degli Impatti di ENSO

Per analizzare la risposta della stratosfera agli eventi di ENSO, è fondamentale comprendere i fattori che ne governano la dinamica e i meccanismi attraverso cui tali fattori si manifestano. ENSO, con le sue anomalie di temperatura superficiale del mare e i conseguenti cambiamenti nella convezione tropicale, genera onde atmosferiche che si propagano verso l’alto, influenzando la circolazione stratosferica. Ad esempio, durante El Niño, si osserva un rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson, che porta a un raffreddamento della bassa stratosfera tropicale e a un riscaldamento della stratosfera polare. Per valutare questi impatti, è necessario un quadro teorico che descriva la circolazione stratosferica nelle regioni tropicali ed extratropicali di entrambi gli emisferi, includendo i processi di accoppiamento stratosfera-troposfera.

Riferimenti per un Approfondimento

Le sezioni successive di questo capitolo forniranno un’analisi dettagliata della circolazione stratosferica, con un focus sui tropici e sulle regioni extratropicali, al fine di comprendere come ENSO moduli la dinamica stratosferica e i suoi effetti sul clima superficiale. Per un approfondimento sui processi dinamici della stratosfera e sull’accoppiamento stratosfera-troposfera, si rimanda a lavori di riferimento come Geller (1979, 2010), Haynes (2005), Kidston et al. (2015), Plumb (2010) e Waugh e Polvani (2010). Questi studi offrono una base teorica e osservativa per esplorare la complessità della stratosfera e il suo ruolo nel sistema climatico globale.

Conclusione

La stratosfera, lungi dall’essere un elemento passivo del sistema atmosferico, svolge un ruolo cruciale nel modulare la variabilità climatica attraverso processi dinamici e chimici. La sua stabilità termica, dovuta alla presenza dello strato di ozono, non preclude un’influenza significativa sulla troposfera e sul clima superficiale, come dimostrato dalla ricerca recente. La comprensione della circolazione stratosferica e delle sue interazioni con fenomeni come ENSO è essenziale per migliorare le previsioni climatiche e per valutare gli impatti dei cambiamenti climatici globali. Questo capitolo pone le basi per un’analisi approfondita degli impatti di ENSO sulla stratosfera, evidenziando l’importanza di un approccio integrato che consideri le interazioni tra troposfera, stratosfera e superficie terrestre.

3.1. Dinamiche dello Strato della Tropopausa Tropicale e della Stratosfera Tropicale: Processi e Variabilità

La stratosfera tropicale e lo strato della tropopausa tropicale costituiscono una regione cruciale dell’atmosfera terrestre, caratterizzata da dinamiche complesse che influenzano sia la composizione chimica che la variabilità climatica su scala globale. Queste regioni sono governate da una combinazione di processi fisici fondamentali, tra cui movimenti ascensionali su larga scala, bilanci radiativi, venti zonali variabili nel tempo e processi di mescolamento tra masse d’aria. Per un’analisi esaustiva di queste dinamiche, si rimanda a articoli di riferimento pubblicati su Reviews of Geophysics, come quelli di Baldwin et al. (2001), Butchart (2014), Fueglistaler et al. (2009), Holton et al. (1995) e Waugh (2002). Questo capitolo fornisce un’analisi approfondita dei principali meccanismi che regolano la stratosfera tropicale, con particolare attenzione alla Circolazione Brewer-Dobson, alle asimmetrie zonali e all’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), evidenziando il loro ruolo nel contesto della variabilità atmosferica globale e delle interazioni con i fenomeni extratropicali.

La Circolazione Brewer-Dobson e il Ruolo dell’Ascendenza Tropicale

Un elemento centrale della dinamica stratosferica tropicale è il movimento ascendente delle masse d’aria, associato al ramo ascendente della Circolazione Brewer-Dobson (BDC). La BDC è una circolazione meridionale residua che trasporta l’aria dalla troposfera tropicale verso la stratosfera, per poi ridistribuirla verso le regioni polari, dove l’aria discende. Nella regione tropicale, questa ascendenza si verifica in modo predominante tra circa 30°S e 30°N ed è responsabile delle temperature eccezionalmente fredde osservate in prossimità della tropopausa tropicale, situata a circa 16-18 km di altitudine. Le temperature più basse, spesso definite come il “punto freddo” della tropopausa, si registrano sopra il Pacifico occidentale e il continente marittimo (comprendente il Sud-est asiatico e le isole dell’Indonesia) durante l’inverno boreale (dicembre-febbraio). Queste temperature, che possono scendere a valori comparabili a quelli osservati sopra il Polo Sud in inverno (circa -80°C), sono il risultato del raffreddamento adiabatico associato all’ascendenza dell’aria, come descritto da Butchart (2014). L’aria in risalita si espande e si raffredda, creando condizioni che favoriscono la condensazione del vapore acqueo e la formazione di nubi cirriformi sottili nella tropopausa tropicale.

Questo processo di ascendenza ha un impatto significativo sulla composizione chimica della bassa stratosfera. Le basse temperature al punto freddo regolano la quantità di vapore acqueo che entra nella stratosfera, poiché gran parte del vapore acqueo si condensa e precipita sotto forma di ghiaccio, un fenomeno noto come “disidratazione della tropopausa”. Di conseguenza, la stratosfera tropicale è caratterizzata da concentrazioni estremamente basse di vapore acqueo, come evidenziato da Fueglistaler et al. (2009). Inoltre, l’ascendenza influenza le concentrazioni di ozono nella bassa stratosfera, poiché l’aria troposferica in risalita trasporta con sé basse concentrazioni di ozono, che vengono poi modificate da processi fotochimici nella stratosfera. Il mescolamento tra l’aria tropicale e le masse d’aria extratropicali, descritto da Holton et al. (1995) e Waugh (2002), contribuisce a modulare la composizione della bassa stratosfera anche nelle regioni extratropicali, creando un legame dinamico tra i tropici e le alte latitudini.

Asimmetrie Zonali e Influenza della Convezione Troposferica

La bassa stratosfera tropicale è caratterizzata da pronunciate asimmetrie zonali, che riflettono l’influenza della convezione troposferica sottostante. Le regioni di convezione intensa, come quelle associate alla Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) o agli eventi di El Niño nel Pacifico equatoriale, sono sovrastate da temperature più fredde nella bassa stratosfera, mentre le regioni con attività convettiva ridotta presentano temperature più calde, come evidenziato da Fueglistaler et al. (2009) e Highwood e Hoskins (1998). Queste asimmetrie sono chiaramente visibili nei pannelli (a) e (c) della Figura 5, che mostrano le anomalie di temperatura nella bassa stratosfera tropicale durante i periodi novembre-dicembre (ND) e gennaio-marzo (JFM). Ad esempio, durante El Niño, la convezione intensificata nel Pacifico centrale e orientale porta a un raffreddamento significativo nella bassa stratosfera sovrastante, mentre le regioni con convezione soppressa, come il Pacifico occidentale, mostrano temperature più calde. Queste variazioni di temperatura sono strettamente legate a corrispondenti asimmetrie zonali nell’ascendenza: le aree di convezione intensa favoriscono una maggiore risalita dell’aria, che rafforza il raffreddamento adiabatico, mentre le aree di convezione ridotta presentano un’ascendenza più debole, con conseguente riscaldamento relativo.

Le asimmetrie zonali non sono solo un riflesso della convezione troposferica, ma hanno anche implicazioni per la dinamica stratosferica globale. Le variazioni di temperatura e ascendenza influenzano il trasporto di vapore acqueo, ozono e altri gas traccia, modulando la composizione chimica della stratosfera. Inoltre, queste asimmetrie interagiscono con le onde atmosferiche, come le onde di Kelvin e Rossby, che si propagano dalla troposfera alla stratosfera, contribuendo a pattern di variabilità su scala globale.

L’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO): Variabilità Dominante e Impatti Globali

Un elemento chiave della variabilità stratosferica tropicale è l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), descritta in dettaglio da Baldwin et al. (2001) e Gray (2010). La QBO è la modalità dominante di variabilità nella stratosfera tropicale ed è caratterizzata da un’alternanza di regimi di venti zonali orientali (da est) e occidentali (da ovest) che si propagano verso il basso tra circa 20°S e 20°N, con la massima ampiezza all’equatore. Questo fenomeno è guidato da una combinazione di onde atmosferiche, incluse le onde di Rossby, le onde di Kelvin e le onde gravitazionali di scala minore, che trasportano momento angolare e si dissipano nella stratosfera, forzando l’alternanza dei venti zonali. I cicli della QBO hanno una durata variabile, compresa tra 22 e 34 mesi, con una media di circa 28 mesi, come riportato da Baldwin et al. (2001). La prevedibilità della QBO, che può essere anticipata con oltre un anno di anticipo (Scaife et al., 2014), la rende un elemento cruciale per le previsioni stagionali e substagionali della dinamica stratosferica.

La QBO non si limita a influenzare i venti zonali, ma ha un impatto significativo sulle temperature stratosferiche tropicali e sulle concentrazioni di gas traccia, come vapore acqueo e ozono (Baldwin et al., 2001). Durante la fase orientale della QBO, ad esempio, i venti da est riducono l’ascendenza nella stratosfera tropicale, portando a un riscaldamento relativo e a un aumento delle concentrazioni di vapore acqueo, mentre la fase occidentale ha l’effetto opposto. Inoltre, la QBO esercita un’influenza sulle regioni extratropicali attraverso il cosiddetto effetto Holton-Tan (Holton & Tan, 1980; Anstey & Shepherd, 2014). Questo effetto descrive come la QBO moduli la forza del vortice polare stratosferico: nella fase occidentale, i venti zonali più forti nella stratosfera tropicale tendono a confinare le onde planetarie alle alte latitudini, rafforzando il vortice polare, mentre nella fase orientale il vortice polare tende a indebolirsi, aumentando la probabilità di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW). Questi cambiamenti nel vortice polare possono propagarsi verso il basso, influenzando la troposfera extratropicale e migliorando la prevedibilità su scale temporali substagionali, come dimostrato da Garfinkel, Schwartz, et al. (2018).

Implicazioni per il Sistema Climatico Globale

Le dinamiche dello strato della tropopausa tropicale e della stratosfera tropicale hanno implicazioni profonde per il sistema climatico globale. La Circolazione Brewer-Dobson regola il trasporto di vapore acqueo e ozono, che a loro volta influenzano il bilancio radiativo atmosferico e il clima superficiale. Le asimmetrie zonali, guidate dalla convezione troposferica, collegano i processi tropicali alla variabilità stratosferica, mentre la QBO fornisce un meccanismo prevedibile di variabilità che collega i tropici alle regioni extratropicali. Questi processi sono particolarmente rilevanti nel contesto degli impatti di ENSO, poiché le anomalie convettive associate a El Niño o La Niña possono modulare l’ascendenza, le temperature e la QBO, con effetti a cascata sulla dinamica stratosferica e troposferica globale.

Conclusione

Lo strato della tropopausa tropicale e la stratosfera tropicale sono governati da un’interazione complessa di movimenti ascensionali, bilanci radiativi, venti zonali e onde atmosferiche. La Circolazione Brewer-Dobson, le asimmetrie zonali e la QBO rappresentano i principali meccanismi che regolano la variabilità di questa regione, con impatti che si estendono ben oltre i tropici, influenzando la composizione chimica della stratosfera, la dinamica del vortice polare e il clima superficiale. La comprensione di questi processi è essenziale per analizzare la risposta della stratosfera a fenomeni come ENSO e per migliorare le previsioni climatiche su scale stagionali e substagionali. Studi futuri dovranno approfondire le interazioni tra la QBO, la convezione troposferica e la dinamica extratropicale per chiarire ulteriormente il ruolo della stratosfera tropicale nel sistema climatico globale.

3.2. Dinamiche della Stratosfera nell’Emisfero Nord: Il Vortice Polare e gli Eventi di Riscaldamento Stratosferico

La stratosfera dell’emisfero nord (NH) è caratterizzata da una dinamica complessa, dominata dalla presenza di un vortice polare stratosferico che si forma durante l’autunno boreale e si dissolve in primavera. In questa analisi, il termine “vortice polare” si riferisce esclusivamente al vortice stratosferico, distinguendolo dal vortice polare troposferico; per un approfondimento su tale distinzione, si rimanda a Waugh et al. (2017). Questo capitolo esplora in dettaglio le caratteristiche del vortice polare stratosferico nell’NH, le sue variazioni stagionali, l’influenza delle onde planetarie e gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW), analizzando il loro ruolo nella dinamica atmosferica globale e le interazioni con la troposfera.

Struttura e Caratteristiche del Vortice Polare Stratosferico

Il vortice polare stratosferico dell’emisfero nord è una struttura ciclonica di grande scala che si sviluppa in autunno (settembre-ottobre) e persiste fino alla primavera (marzo-maggio), raggiungendo il suo apice durante l’inverno boreale. Nella stratosfera media, a una pressione di 10 hPa (circa 30 km di altitudine) e a 60°N, i venti occidentali (westerly) del vortice raggiungono una velocità media zonale di circa 35 m/s nel mese di gennaio. Tuttavia, a scala locale, possono essere registrate velocità del vento significativamente più elevate, a seconda delle condizioni dinamiche e delle perturbazioni atmosferiche. La formazione e l’intensità del vortice polare sono determinate dal forte gradiente di temperatura meridionale tra le regioni polari, dove l’assenza di luce solare in inverno causa un raffreddamento radiativo estremo, e le medie latitudini, che rimangono relativamente più calde. Questo gradiente termico genera un flusso zonale intenso, che circonda la calotta polare e contribuisce alla stabilità del vortice.

Variabilità dei Venti e Ruolo delle Onde Planetarie

I venti stratosferici nell’NH mostrano un’alta variabilità nel periodo compreso tra novembre e marzo, principalmente a causa delle perturbazioni indotte da onde planetarie su larga scala. Queste onde, prevalentemente con numeri d’onda zonali da 1 a 3 (ossia, onde che presentano da una a tre oscillazioni complete lungo un parallelo terrestre), sono generate nella troposfera, spesso a causa di interazioni tra il flusso atmosferico e le caratteristiche topografiche, come le catene montuose, o a causa di gradienti termici significativi. Una volta generate, le onde planetarie si propagano verticalmente verso la stratosfera, trasportando momento angolare dalla loro regione di origine alla regione in cui si rompono, come descritto da McIntyre e Palmer (1984). La rottura delle onde (wave breaking) rallenta i venti occidentali nella zona interessata, contribuendo a una decelerazione del flusso zonale attorno alla calotta polare.

La propagazione verticale delle onde stazionarie, ossia quelle che non si muovono in direzione zonale, è regolata da condizioni specifiche definite dal teorema di Charney e Drazin (1961). Queste onde possono propagarsi nella stratosfera solo quando i venti zonali sono occidentali e la loro velocità è al di sotto di una soglia critica, che dipende dall’intensità del flusso zonale e dalla lunghezza d’onda. Durante l’estate boreale, quando i venti stratosferici extratropicali diventano orientali (easterly) a causa del riscaldamento radiativo delle regioni polari, la propagazione verticale delle onde stazionarie è inibita, come spiegato da Plumb (1989). Tuttavia, per onde con velocità di fase zonale diversa da zero, la finestra di propagazione può variare, come evidenziato da Domeisen, Martius, et al. (2018). La rottura delle onde planetarie contribuisce anche alla forzatura della Circolazione Brewer-Dobson (BDC), un sistema di trasporto stratosferico che facilita la subsidenza dell’aria sopra la calotta polare, come descritto da Butchart (2014). Questa subsidenza è associata a un riscaldamento adiabatico nelle regioni polari, che influisce sulla temperatura stratosferica e sulla distribuzione di gas traccia come l’ozono.

Eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW)

Uno degli aspetti più significativi della variabilità del vortice polare stratosferico è rappresentato dagli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso maggiore (major SSW). Questi eventi si verificano quando la rottura delle onde planetarie è così intensa da provocare un’inversione completa dei venti zonali occidentali medi a 10 hPa e 60°N, che passano a venti orientali. Gli SSW maggiori si verificano in media circa 6 volte per decennio nell’emisfero nord, secondo Charlton e Polvani (2007), ma mostrano una notevole variabilità interdecennale. Ad esempio, gli anni ’90 sono stati caratterizzati da una bassa frequenza di SSW, con soli due eventi registrati, mentre gli anni 2000 hanno visto un’alta frequenza, con nove eventi SSW (si veda la Tabella 1 e Butler et al., 2017). Questa variabilità decennale è stata notata anche da van Loon e Labitzke (1993), ed è interessante osservare che gli anni ’90 coincidono con un periodo di anomalie nel Pacifico tropicale: un’ampiezza di ENSO molto debole nella prima parte del decennio (Latif et al., 1997), seguita dall’evento record del 1997/1998. Tuttavia, non è ancora chiaro se esista una connessione diretta tra la variabilità di ENSO e la frequenza degli SSW negli anni ’90.

Durante un evento di SSW maggiore, il vortice polare stratosferico subisce una perturbazione significativa, che può manifestarsi in due forme principali: uno spostamento del vortice dal polo (displacement o evento di onda-1), in cui il vortice viene dislocato verso latitudini inferiori, o una divisione del vortice in due vortici figli (split o evento di onda-2), come descritto da Mitchell et al. (2011). In alcuni casi, il vortice può essere perturbato senza che si verifichi un’inversione completa dei venti zonali: se il gradiente di temperatura meridionale sopra la calotta polare si inverte (con un riscaldamento delle regioni polari), ma la circolazione media zonale a 10 hPa e 60°N non passa a venti orientali, l’evento è classificato come un riscaldamento minore (minor warming). Gli SSW, sia maggiori che minori, hanno implicazioni significative per la troposfera, poiché possono propagarsi verso il basso, influenzando i pattern di pressione e temperatura superficiale, come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), e portando a condizioni meteorologiche estreme nelle medie latitudini.

Dissoluzione del Vortice Polare e Transizione Stagionale

Con l’arrivo della primavera boreale, la luce solare torna a illuminare le regioni polari dell’emisfero nord, riducendo radiativamente il gradiente di temperatura meridionale stratosferico. Questo processo porta alla dissoluzione del vortice polare in un evento noto come riscaldamento finale (final warming), che si verifica generalmente tra inizio marzo e maggio, secondo Black et al. (2006). Durante il riscaldamento finale, i venti zonali occidentali si indeboliscono progressivamente fino a invertirsi in venti orientali, segnando la fine del vortice polare stratosferico per la stagione invernale. I venti stratosferici extratropicali rimangono poi orientali per tutta l’estate boreale, riflettendo il cambiamento stagionale del bilancio radiativo e l’assenza di condizioni favorevoli alla propagazione verticale delle onde planetarie.

Implicazioni Climatiche e Prospettive di Ricerca

La dinamica del vortice polare stratosferico nell’emisfero nord gioca un ruolo cruciale nella variabilità climatica stagionale e substagionale. La variabilità dei venti zonali, l’influenza delle onde planetarie e gli eventi di SSW dimostrano come la stratosfera possa modulare il clima troposferico, con effetti che si estendono alle condizioni meteorologiche superficiali. La relazione tra la variabilità di ENSO e la frequenza degli SSW, sebbene non ancora pienamente chiarita, rappresenta un’area di ricerca promettente, poiché ENSO può influenzare la generazione e la propagazione delle onde planetarie, con conseguenti impatti sulla dinamica stratosferica. Studi futuri dovranno approfondire queste interazioni per migliorare la prevedibilità degli eventi SSW e il loro impatto sul clima invernale delle medie latitudini.

Conclusione

La stratosfera dell’emisfero nord è caratterizzata dalla presenza di un vortice polare stratosferico che domina la dinamica invernale, con venti zonali occidentali che raggiungono velocità significative e mostrano un’alta variabilità dovuta alle onde planetarie. Gli eventi di SSW rappresentano una manifestazione estrema di questa variabilità, con implicazioni significative per la troposfera e il clima superficiale. La dissoluzione del vortice in primavera segna una transizione stagionale che riflette il cambiamento del bilancio radiativo. Questi processi sottolineano l’importanza della stratosfera come componente attiva del sistema climatico globale, evidenziando la necessità di ulteriori ricerche per comprendere le interazioni tra la dinamica stratosferica, i fenomeni tropicali come ENSO e il clima extratropicale.

3.3. Dinamiche della Stratosfera nell’Emisfero Sud: Il Vortice Polare, l’Impoverimento dell’Ozono e le Interazioni Climatiche

La stratosfera dell’emisfero sud (SH) presenta caratteristiche distintive rispetto alla sua controparte nell’emisfero nord (NH), mostrando una dinamica più fredda e meno disturbata durante l’inverno australe, come evidenziato da Plumb (1989). Questa regione è nota per la massiccia perdita di ozono che si verifica in primavera, un fenomeno comunemente definito “buco dell’ozono” antartico, che ha profonde implicazioni per il clima globale. Questo capitolo esplora in dettaglio le peculiarità della stratosfera SH, analizzando il ruolo del vortice polare, gli effetti dell’impoverimento dell’ozono, le tendenze di temperatura e la variabilità stagionale, con particolare attenzione alle interazioni tra la stratosfera e la troposfera e alle implicazioni per il sistema climatico dell’emisfero sud.

Caratteristiche del Vortice Polare Stratosferico e Impoverimento dell’Ozono

La stratosfera invernale dell’emisfero sud è significativamente più fredda e meno perturbata rispetto a quella dell’emisfero nord, una differenza attribuibile alla minore forzatura delle onde planetarie provenienti dalla troposfera. Nell’SH, la topografia terrestre, dominata da vasti oceani con meno catene montuose rispetto all’NH, genera un’attività di onde planetarie più debole, consentendo la formazione di un vortice polare stratosferico più intenso e stabile. A 10 hPa (circa 30 km di altitudine) e 60°S, il vortice polare SH raggiunge una velocità media zonale di circa 80 m/s in agosto, un valore significativamente più alto rispetto alla controparte NH, che raggiunge circa 35 m/s in gennaio. Questa intensità è responsabile dell’isolamento della calotta polare durante l’inverno australe, che si protrae fino alla primavera (settembre-novembre), impedendo il mescolamento con l’aria più ricca di ozono proveniente dalle latitudini inferiori.

Questa stabilità dinamica contribuisce alla formazione del buco dell’ozono, un fenomeno di deplezione massiccia dell’ozono stratosferico che si verifica ogni primavera australe sopra l’Antartide. Le temperature estremamente basse nella stratosfera polare SH, spesso inferiori a -80°C, favoriscono la formazione di nubi stratosferiche polari (PSC), che forniscono una superficie per reazioni chimiche eterogenee. Con il ritorno della luce solare in primavera, queste reazioni, innescate dai clorofluorocarburi (CFC) di origine antropogenica, avviano una distruzione catalitica dell’ozono, come descritto da Molina e Rowland (1974). Per un’analisi approfondita della teoria e della storia dell’impoverimento dell’ozono, si rimanda a P. A. Newman (2010) e Solomon (1999). Sebbene la deplezione dell’ozono si verifichi anche nell’NH (Dameris et al., 2014; Manney et al., 2011; Weber et al., 2018), l’SH è molto più colpito a causa delle condizioni più favorevoli alla formazione delle PSC e della maggiore stabilità del vortice polare, che limita l’afflusso di ozono dalle latitudini inferiori.

Recupero dell’Ozono e il Protocollo di Montreal

Il Protocollo di Montreal, adottato negli anni ’80 per eliminare gradualmente la produzione di CFC, rappresenta una pietra miliare nella protezione dello strato di ozono. Grazie a questo accordo internazionale, si prevede che i livelli di ozono stratosferico nell’SH si riprendano nella seconda metà del XXI secolo. Recenti studi, come quelli di Solomon et al. (2016) e Strahan e Douglass (2018), hanno suggerito i primi possibili segnali di recupero del buco dell’ozono antartico, osservando un aumento delle concentrazioni di ozono in primavera. Tuttavia, l’attribuzione di questo recupero alla riduzione dei CFC rimane complessa e dibattuta. Fattori come la variabilità climatica naturale, i cambiamenti nella dinamica atmosferica e le interazioni chimiche rendono difficile isolare il segnale del recupero, come evidenziato da Ball et al. (2018) e Chipperfield et al. (2017). La continua osservazione e modellizzazione della stratosfera SH saranno essenziali per confermare il progresso del recupero dell’ozono e comprenderne le implicazioni per il clima globale.

Tendenze di Temperatura nella Stratosfera SH

L’impoverimento dell’ozono ha avuto un impatto significativo sulle temperature stratosferiche dell’emisfero sud, portando a un raffreddamento marcato durante la primavera e l’estate australe (settembre-febbraio), come riportato da Randel e Wu (1999). La riduzione dell’ozono diminuisce l’assorbimento della radiazione ultravioletta, causando un raffreddamento radiativo della stratosfera polare. Tuttavia, a partire dal 1979, è stato osservato un trend di riscaldamento nella stratosfera polare SH durante l’inverno australe (giugno-agosto), caratterizzato da significative asimmetrie zonali. Questo riscaldamento, documentato da Y. Hu e Fu (2009) e Wang et al. (2013), è probabilmente legato a due fattori principali: l’aumento delle temperature superficiali del mare (SST), che intensifica la convezione troposferica e la generazione di onde planetarie, e un’aumentata propagazione di queste onde dalla troposfera alla stratosfera. Queste dinamiche contrastanti riflettono la complessità della risposta stratosferica ai cambiamenti climatici e antropogenici, evidenziando la necessità di un’analisi integrata dei processi radiativi e dinamici.

Evoluzione Stagionale e Eventi di Riscaldamento Stratosferico

A differenza dell’emisfero nord, l’evoluzione stagionale della stratosfera SH non è semplicemente opposta a quella dell’NH, a causa delle differenze nelle dinamiche delle onde e degli effetti dell’ozono. Il vortice polare SH si forma in autunno australe (marzo-maggio), raggiunge il suo picco in agosto con venti zonali di circa 80 m/s a 10 hPa e 60°S, e si dissolve in novembre, tornando a venti orientali. La natura relativamente poco disturbata della stratosfera SH in pieno inverno si riflette nella bassa frequenza degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso maggiore (major SSW). Mentre eventi di riscaldamento minore sono stati osservati (Labitzke, 1981; Quiroz, 1966), un solo evento SSW maggiore, secondo la classificazione utilizzata per l’NH, è stato registrato nella storia recente: nel settembre 2002 (Butler et al., 2017). Questo evento, caratterizzato come un SSW di tipo divisione (split), ha visto il vortice polare dividersi in due vortici figli, ed è stato oggetto di numerosi studi (Charlton et al., 2005; Kushner & Polvani, 2005; P. A. Newman & Nash, 2005; si veda anche il numero speciale del Journal of Atmospheric Sciences). Per un’analisi storica della stratosfera SH prima del 2002, si rimanda a Labitzke e van Loon (1972) e Randel e Newman (1998).

La relativa stabilità del vortice polare SH si traduce in una minore variabilità del momento del riscaldamento finale (final warming) rispetto all’NH, come evidenziato da Black et al. (2006) e Waugh e Rong (2002). Tuttavia, un trend verso una rottura tardiva del vortice polare è stato osservato a partire dagli anni ’90 (Waugh et al., 1999), attribuito al raffreddamento stratosferico indotto dall’impoverimento dell’ozono. Questo ritardo nella dissoluzione del vortice ha implicazioni significative per la troposfera SH, influenzando i pattern di pressione e temperatura superficiale, come descritto da Byrne et al. (2017), Sheshadri et al. (2014) e L. Sun et al. (2014). Ad esempio, un vortice polare più persistente può prolungare l’isolamento della calotta polare, alterando la circolazione atmosferica extratropicale e i regimi di precipitazione in regioni come l’Australia e il Sud America.

Implicazioni Climatiche e Prospettive di Ricerca

La stratosfera dell’emisfero sud è un sistema dinamico influenzato da una combinazione di fattori naturali e antropogenici, tra cui la stabilità del vortice polare, l’impoverimento dell’ozono e i cambiamenti climatici globali. L’intensità del vortice polare SH, la bassa frequenza degli SSW e il fenomeno del buco dell’ozono sottolineano le differenze rispetto all’NH, riflettendo l’influenza della topografia terrestre e delle dinamiche delle onde. Il trend di riscaldamento invernale e il raffreddamento primaverile della stratosfera SH evidenziano la complessità della risposta stratosferica ai cambiamenti climatici, mentre il ritardo nella rottura del vortice polare ha implicazioni per il clima troposferico dell’emisfero sud. Studi futuri dovranno approfondire le interazioni tra l’impoverimento dell’ozono, la dinamica delle onde e i cambiamenti delle SST per migliorare la comprensione della variabilità stratosferica SH e il suo ruolo nel sistema climatico globale.

Conclusione

La stratosfera dell’emisfero sud si distingue per la sua stabilità dinamica, la forza del vortice polare e la significativa deplezione dell’ozono in primavera, che la rendono una regione unica nel sistema atmosferico terrestre. La bassa attività delle onde planetarie, combinata con l’isolamento della calotta polare, contribuisce alla formazione del buco dell’ozono e alla scarsa frequenza degli eventi SSW, con un solo evento maggiore registrato nel 2002. Le tendenze di temperatura e il ritardo nella dissoluzione del vortice polare riflettono l’influenza combinata dell’impoverimento dell’ozono e dei cambiamenti climatici, con effetti a cascata sulla troposfera SH. La continua osservazione del recupero dell’ozono e l’analisi delle interazioni stratosfera-troposfera saranno essenziali per prevedere gli impatti futuri dei cambiamenti climatici nell’emisfero sud e per comprendere il ruolo della stratosfera nel clima globale.

Analisi Dettagliata della Figura 6: Evoluzione Temporale delle Temperature Stratosferiche durante l’Evento SSW del 2002 nell’Emisfero Sud

La Figura 6 rappresenta un’analisi temporo-altitudinale delle temperature stratosferiche nell’emisfero sud (SH) durante l’unico evento di riscaldamento stratosferico improvviso maggiore (Sudden Stratospheric Warming, SSW) mai registrato nell’SH, avvenuto nel settembre 2002. La figura si basa su dati di radiosondaggi raccolti sopra la stazione di osservazione di Davis, in Antartide (situata a circa 68.6°S, 78.0°E), e copre il periodo da agosto a ottobre 2002. Questo evento eccezionale fornisce un’opportunità unica per analizzare le dinamiche stratosferiche dell’SH, che sono generalmente caratterizzate da una maggiore stabilità rispetto all’emisfero nord (NH). Di seguito, viene proposta un’analisi approfondita della figura, con un focus sull’evoluzione temporale delle temperature, i meccanismi dinamici sottostanti e le implicazioni per la comprensione della variabilità stratosferica nell’SH.

Struttura e Rappresentazione Grafica della Figura

La Figura 6 è un diagramma temporo-altitudinale che mostra l’evoluzione delle temperature stratosferiche sopra Davis durante l’evento SSW del 2002. L’asse orizzontale (X) rappresenta il tempo, coprendo un intervallo che va da agosto a ottobre 2002, con le date indicate a intervalli regolari (ad esempio, ogni 5 o 10 giorni). L’asse verticale (Y) rappresenta l’altitudine, espressa in termini di pressione atmosferica (in hPa), che varia dalla bassa stratosfera (circa 100 hPa, corrispondente a circa 16 km di altitudine) alla stratosfera media (circa 10 hPa, corrispondente a circa 30 km). La scala di pressione è logaritmica, riflettendo la diminuzione esponenziale della pressione con l’aumentare dell’altitudine, una caratteristica tipica della struttura atmosferica.

Le temperature sono rappresentate attraverso una scala cromatica in Kelvin (K), con i colori freddi (tonalità di blu) che indicano temperature più basse (intorno a 190-200 K) e i colori caldi (tonalità di rosso e arancione) che indicano temperature più alte (fino a 240-250 K). I contorni delle temperature sono tracciati a intervalli di 5 K, consentendo una chiara visualizzazione delle variazioni termiche nel tempo e con l’altitudine. Questo tipo di rappresentazione è particolarmente utile per analizzare eventi dinamici come gli SSW, che comportano cambiamenti rapidi e significativi nelle condizioni stratosferiche.

Evoluzione Temporale delle Temperature durante l’Evento SSW

• Agosto 2002: Condizioni Iniziali e Stabilità del Vortice Polare
  All’inizio del periodo, in agosto, le temperature nella stratosfera SH sopra Davis sono estremamente basse, con valori che oscillano tra 190 e 200 K a 10 hPa (circa 30 km di altitudine). Queste temperature riflettono la natura fredda e stabile del vortice polare stratosferico SH durante l’inverno australe, come descritto nella sezione 3.3 del testo. In questo periodo, il vortice polare è al suo massimo di intensità, con venti zonali occidentali che raggiungono velocità medie di circa 80 m/s a 60°S. La bassa temperatura è il risultato del raffreddamento radiativo nella regione polare, dove l’assenza di luce solare durante l’inverno australe impedisce il riscaldamento dell’aria stratosferica. Inoltre, la stabilità del vortice polare SH, dovuta alla scarsa forzatura delle onde planetarie nella troposfera dell’SH (a causa della predominanza di oceani e della minore presenza di catene montuose rispetto all’NH), contribuisce a mantenere queste condizioni fredde e isolate.
• Fine Agosto – Inizio Settembre 2002: Primi Segni di Perturbazione
  Verso la fine di agosto e l’inizio di settembre, si osserva un graduale aumento delle temperature stratosferiche, particolarmente evidente a livelli più alti (tra 10 e 30 hPa). Questo incremento termico segna l’inizio della perturbazione del vortice polare, un processo inusuale per la stratosfera SH, che è generalmente caratterizzata da una stabilità dinamica elevata. L’aumento delle temperature è probabilmente dovuto a un’intensificazione della propagazione e della rottura di onde planetarie provenienti dalla troposfera. Queste onde, che trasportano momento angolare e calore verso la stratosfera, iniziano a decelerare i venti occidentali del vortice polare, generando un riscaldamento adiabatico associato alla subsidenza dell’aria sopra la calotta polare. Questo processo è parte della dinamica della Circolazione Brewer-Dobson (BDC), che viene forzata dall’attività delle onde, come descritto da Butchart (2014).
• Metà Settembre 2002: Picco dell’Evento SSW
  Il culmine dell’evento SSW si verifica intorno al 20-25 settembre 2002, quando le temperature stratosferiche sopra Davis raggiungono un massimo significativo, superando i 240 K a 10 hPa. Questo rappresenta un aumento drammatico di circa 40-50 K rispetto ai valori iniziali di agosto, un’anomalia termica eccezionale per la stratosfera SH. Questo riscaldamento è associato all’inversione dei venti zonali da occidentali a orientali, un criterio fondamentale per classificare l’evento come un SSW maggiore secondo la definizione utilizzata per l’NH. L’evento del 2002 è stato identificato come un SSW di tipo divisione (split), in cui il vortice polare si è diviso in due vortici figli, come riportato da Butler et al. (2017). La divisione del vortice è il risultato di una forte attività di onde planetarie con numero d’onda 2 (wave-2), che hanno perturbato la struttura ciclonica del vortice, portando a un rimescolamento dell’aria stratosferica e a un rapido aumento delle temperature.
• Fine Settembre – Ottobre 2002: Declino e Transizione Stagionale
  Dopo il picco di metà settembre, le temperature iniziano a diminuire gradualmente, tornando a valori più freddi, intorno a 200-210 K, entro ottobre. Tuttavia, le temperature non ritornano completamente ai livelli di agosto, riflettendo la dissoluzione del vortice polare e la transizione verso la primavera australe. In un anno tipico, il riscaldamento finale (final warming) del vortice polare SH si verifica intorno a novembre, segnando il passaggio a venti orientali nella stratosfera extratropicale. Nel 2002, tuttavia, l’evento SSW ha anticipato questa transizione, interrompendo la persistenza del vortice polare e accelerando la fine dell’inverno stratosferico. Questo cambiamento stagionale è influenzato dal ritorno della luce solare nelle regioni polari, che riduce radiativamente il gradiente di temperatura meridionale e contribuisce alla dissoluzione del vortice.

Contesto Scientifico e Meccanismi Dinamici

L’SSW del settembre 2002 è un evento di portata storica, essendo l’unico SSW maggiore mai registrato nell’emisfero sud (Butler et al., 2017). La stratosfera SH è generalmente più stabile e meno perturbata rispetto all’NH a causa della minore forzatura delle onde planetarie, che è limitata dalla topografia prevalentemente oceanica dell’SH e dalla scarsità di catene montuose in grado di generare onde su larga scala. Di conseguenza, gli SSW maggiori sono estremamente rari nell’SH, con il 2002 che rappresenta un’eccezione significativa. L’evento è stato oggetto di numerosi studi, come quelli pubblicati nel numero speciale del Journal of Atmospheric Sciences (Charlton et al., 2005; Kushner & Polvani, 2005; P. A. Newman & Nash, 2005), che hanno analizzato in dettaglio i meccanismi dinamici e gli impatti dell’SSW.

Il riscaldamento osservato nella Figura 6 è il risultato della rottura delle onde planetarie nella stratosfera, un processo che trasporta momento angolare e calore dalla troposfera verso la stratosfera. Quando queste onde si rompono, decelerano i venti occidentali del vortice polare, generando un flusso meridionale che induce subsidenza sopra la calotta polare. Questo flusso discendente causa un riscaldamento adiabatico, che si manifesta nell’aumento delle temperature stratosferiche. Inoltre, la divisione del vortice polare facilita il mescolamento dell’aria polare con l’aria più calda proveniente dalle latitudini inferiori, contribuendo ulteriormente al riscaldamento osservato. Questo processo è strettamente legato alla forzatura della Circolazione Brewer-Dobson, che regola il trasporto di massa e calore nella stratosfera, come descritto da Butchart (2014).

Implicazioni per la Chimica Stratosferica e il Clima

L’evento SSW del 2002 ha avuto implicazioni significative per la chimica stratosferica, in particolare per la distribuzione dell’ozono. Durante l’inverno australe, il vortice polare SH isola la calotta polare, impedendo l’afflusso di ozono dalle latitudini inferiori e favorendo la deplezione chimica dell’ozono in primavera, un fenomeno noto come il buco dell’ozono. Tuttavia, l’SSW del 2002 ha interrotto questo isolamento, permettendo un maggiore mescolamento con l’aria extratropicale ricca di ozono. Di conseguenza, l’evento ha temporaneamente mitigato la deplezione dell’ozono nella primavera del 2002, alterando il bilancio chimico della stratosfera polare. Questo effetto sottolinea l’interconnessione tra la dinamica stratosferica e la chimica atmosferica, con implicazioni per il bilancio radiativo e il clima superficiale.

Inoltre, l’anticipazione del riscaldamento finale ha influenzato la troposfera SH, come suggerito da studi come Byrne et al. (2017) e L. Sun et al. (2014). Un vortice polare meno persistente può modificare i pattern di pressione e temperatura superficiale, influenzando i regimi di precipitazione e vento in regioni come l’Australia e il Sud America. Questi effetti a cascata evidenziano l’importanza degli eventi SSW nel modulare il clima dell’emisfero sud, anche in un contesto di stabilità dinamica elevata.

Conclusione

La Figura 6 offre una rappresentazione visiva dettagliata dell’evoluzione delle temperature stratosferiche sopra Davis, Antartide, durante l’evento SSW del settembre 2002, il primo e unico SSW maggiore registrato nell’emisfero sud. L’aumento drammatico delle temperature, da 190-200 K a oltre 240 K, riflette la rottura del vortice polare e l’intensa attività delle onde planetarie, che hanno portato a un riscaldamento adiabatico e a un rimescolamento dell’aria stratosferica. Questo evento eccezionale ha interrotto la stabilità tipica della stratosfera SH, anticipando il riscaldamento finale e influenzando sia la chimica stratosferica che il clima troposferico. La figura sottolinea l’importanza di eventi estremi come gli SSW per comprendere la variabilità stratosferica e le sue interazioni con il sistema climatico globale, fornendo un caso di studio fondamentale per future ricerche sulla dinamica atmosferica dell’emisfero sud.

3.4. Influenza della Stratosfera sul Clima Superficiale e sulla Prevedibilità: Dinamiche, Meccanismi e Prospettive di Ricerca

Negli ultimi decenni, la stratosfera è emersa come un elemento cruciale nel sistema climatico globale, non solo per il suo ruolo nell’impoverimento dell’ozono, ma anche per la sua capacità di influenzare il clima superficiale attraverso complessi meccanismi di accoppiamento con la troposfera. La ricerca ha evidenziato che la stratosfera, in particolare durante l’inverno e la primavera boreale, può modulare in modo significativo il tempo e il clima a livello della superficie terrestre, come dimostrato da studi fondamentali come quelli di Baldwin e Dunkerton (1999, 2001), Black et al. (2006), Black e McDaniel (2007), e Thompson e Wallace (1998). Inoltre, la stratosfera è stata identificata come una fonte essenziale di prevedibilità climatica su un’ampia gamma di scale temporali, dalle scale substagionali e stagionali (Scaife et al., 2016; Tripathi, Charlton-Perez, et al., 2015; Tripathi, Baldwin, et al., 2015) a quelle decennali (Garfinkel, Son, et al., 2017; Ivy et al., 2014; Kidston et al., 2015; Kretschmer et al., 2018; Reichler et al., 2012) e persino su scale temporali più lunghe (Omrani et al., 2014; Scaife et al., 2005; Waugh et al., 2015). Per un’analisi approfondita delle interazioni tra la variabilità stratosferica e quella troposferica, e del loro impatto sulla prevedibilità climatica, si rimanda alla revisione di Gerber et al. (2012). Questo capitolo esplora in dettaglio i meccanismi attraverso cui la stratosfera influenza il clima superficiale, con un focus sull’emisfero nord (NH), e analizza come tali dinamiche migliorino la capacità di prevedere il clima su scale temporali diverse.

Meccanismi di Influenza della Stratosfera sul Clima Superficiale nell’Emisfero Nord

Nell’emisfero nord, gli effetti della stratosfera sul clima superficiale si manifestano principalmente attraverso perturbazioni dinamiche del vortice polare stratosferico, una struttura di venti zonali occidentali che domina la dinamica stratosferica invernale. Un esempio emblematico di tali perturbazioni è rappresentato dagli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW), durante i quali la rottura di onde planetarie provoca un’inversione dei venti zonali da occidentali a orientali, accompagnata da un rapido aumento delle temperature stratosferiche. Gli SSW sono eventi prevedibili su scale temporali meteorologiche, come dimostrato da Gerber et al. (2009), Karpechko (2018) e Tripathi, Baldwin, et al. (2015), grazie alla capacità dei modelli numerici di anticipare la propagazione e la dissipazione delle onde planetarie nella stratosfera. Tuttavia, il vero valore degli SSW per la previsione climatica risiede nella loro capacità di generare anomalie stratosferiche che si propagano verso il basso, influenzando il tempo e il clima superficiale per periodi che possono estendersi da alcune settimane a diversi mesi.

Queste anomalie stratosferiche, indotte dagli SSW, aumentano la probabilità di una fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e del Modo Annulare Settentrionale (NAM), come illustrato nella Figura 6a. Una fase negativa della NAO è associata a pattern climatici distinti: temperature più fredde sugli Stati Uniti orientali, l’Europa settentrionale e la Siberia, temperature più calde sulla Groenlandia, e un aumento delle anomalie di umidità sull’Europa occidentale, come descritto da Thompson et al. (2000) e mostrato nelle Figure 6b e 6c. Tuttavia, non tutti gli eventi SSW producono un impatto superficiale significativo, un aspetto evidenziato da Karpechko et al. (2017) e Kodera et al. (2016). La variabilità degli impatti dipende da fattori come la configurazione del vortice polare durante l’evento (ad esempio, se si verifica uno spostamento o una divisione del vortice), l’intensità dell’SSW e le condizioni troposferiche preesistenti, che possono modulare l’efficacia della propagazione delle anomalie stratosferiche verso la superficie.

Al contrario, un vortice polare stratosferico insolitamente forte, che si verifica in assenza di perturbazioni significative come gli SSW, tende a influenzare la troposfera in senso opposto, aumentando la probabilità di una fase positiva della NAO, come riportato da Tripathi, Charlton-Perez, et al. (2015). Una NAO positiva è associata a condizioni più miti e umide nell’Europa settentrionale, con un rafforzamento del gradiente di pressione tra l’Islanda e le Azzorre, e a temperature più fredde nel sud-est degli Stati Uniti. Questa dicotomia tra gli effetti di un vortice polare indebolito e uno rafforzato evidenzia il ruolo della stratosfera come modulatore dei principali modi di variabilità atmosferica, con implicazioni dirette per il clima superficiale dell’emisfero nord durante l’inverno boreale.

Contributo della Stratosfera alla Prevedibilità Climatica

L’influenza della stratosfera sul clima superficiale ha dimostrato di migliorare significativamente le previsioni climatiche nelle regioni extratropicali dell’NH durante l’inverno boreale, sia attraverso approcci statistici che dinamici. Modelli statistici, come quelli descritti da Christiansen (2005), Karpechko (2015) e Wang et al. (2017), hanno sfruttato le anomalie stratosferiche per affinare le previsioni di temperatura e precipitazione, mentre modelli dinamici, come evidenziato da Scaife et al. (2016), hanno beneficiato dell’inclusione esplicita dei processi stratosferici per catturare meglio la variabilità troposferica. Inoltre, approcci ibridi che combinano modelli statistici e dinamici, come illustrato da Dobrynin et al. (2018), hanno mostrato un miglioramento particolare nelle previsioni sull’Europa, una regione fortemente influenzata dalla NAO, come sottolineato da Butler et al. (2014).

La prevedibilità deterministica della NAO nei modelli meteorologici è generalmente limitata a pochi giorni, con un limite teorico massimo stimato in circa 3 settimane, secondo Buizza e Leutbecher (2015) e Domeisen, Badin, et al. (2018). Tuttavia, su scale temporali più lunghe, gli effetti remoti, come quelli derivanti dalla dinamica stratosferica o da fenomeni tropicali come l’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO), possono migliorare la prevedibilità statistica. La prevedibilità a medio termine, su scale di settimane o mesi, è particolarmente efficace durante gli inverni caratterizzati da una forte variabilità stratosferica, come quelli segnati da eventi SSW. In questi casi, l’influenza della stratosfera può essere amplificata dagli effetti remoti di ENSO, come evidenziato da Butler et al. (2016) e Domeisen et al. (2015). Questi studi hanno mostrato che gli eventi di El Niño possono aumentare la probabilità di SSW, generando anomalie stratosferiche che si propagano verso il basso e modulano la NAO, con conseguenti impatti sul clima superficiale.

Un aspetto particolarmente rilevante è il ruolo del riscaldamento finale stratosferico (final warming) alla fine dell’inverno boreale, un processo che segna la dissoluzione del vortice polare e il passaggio a venti orientali nella stratosfera extratropicale. Hardiman et al. (2011) hanno dimostrato che la proiezione del riscaldamento finale sulla NAO è più marcata quando questo evento si verifica inizialmente nella stratosfera media (circa 10 hPa) piuttosto che nella stratosfera superiore (circa 1 hPa). Un riscaldamento finale precoce nella stratosfera media tende a generare anomalie troposferiche più persistenti, che possono influenzare i pattern di pressione e temperatura superficiale nelle settimane successive, migliorando così la prevedibilità del clima superficiale. Questo risultato sottolinea l’importanza di una rappresentazione accurata della dinamica stratosferica nei modelli previsionali per sfruttare appieno il potenziale della stratosfera come fonte di prevedibilità climatica.

Prospettive di Ricerca e Implicazioni per il Futuro

L’interazione tra la stratosfera e il clima superficiale rappresenta un’area di ricerca in rapida evoluzione, con implicazioni significative per la previsione climatica su scale temporali diverse. La capacità della stratosfera di modulare i principali modi di variabilità atmosferica, come la NAO e il NAM, suggerisce che un’integrazione più approfondita dei processi stratosferici nei modelli climatici potrebbe migliorare le previsioni stagionali, substagionali e persino decennali, specialmente nelle regioni extratropicali dell’emisfero nord. Inoltre, l’interazione tra la variabilità stratosferica e fenomeni remoti, come ENSO, apre nuove prospettive per comprendere le teleconnessioni globali e il loro impatto sul clima superficiale. Tuttavia, la sfida principale rimane quella di quantificare l’entità e la persistenza degli impatti stratosferici, considerando la variabilità intrinseca degli eventi SSW e le condizioni troposferiche che possono amplificare o smorzare la propagazione delle anomalie verso la superficie. La continua evoluzione dei modelli climatici, insieme a un miglioramento delle osservazioni stratosferiche, sarà cruciale per affrontare queste sfide e sfruttare appieno il potenziale della stratosfera come strumento per la previsione climatica.

Il meccanismo attraverso cui la stratosfera esercita un’influenza discendente sulla troposfera rimane un argomento di ricerca non ancora pienamente risolto, nonostante i progressi significativi degli ultimi decenni. All’interno della stratosfera stessa, l’impatto verso il basso è mediato principalmente dall’interazione tra le onde atmosferiche e il flusso medio, un processo dinamico fondamentale descritto da Plumb e Semeniuk (2003). Questo meccanismo si basa sulla capacità delle onde planetarie di trasportare momento angolare e calore, modificando il flusso zonale stratosferico e generando anomalie che possono propagarsi verso la troposfera. Si ipotizza che l’effetto delle anomalie della bassa stratosfera sulla troposfera sia innescato e successivamente mantenuto attraverso una combinazione di processi complessi, che includono un feedback degli eddies sinottici troposferici, come evidenziato da Domeisen et al. (2013), Kunz e Greatbatch (2013), Plumb (2010) e Y. Song e Robinson (2004). Parallelamente, le onde planetarie giocano un ruolo cruciale, come descritto da Hitchcock e Simpson (2014, 2016) e Smith e Scott (2016), mentre l’aggiustamento della circolazione bilanciata, analizzato da Thompson et al. (2006), contribuisce a modulare la risposta troposferica. Per una panoramica dettagliata dei meccanismi proposti per l’impatto discendente della stratosfera extratropicale sulla troposfera, si rimanda agli studi di Tripathi, Baldwin, et al. (2015) e alle relative pubblicazioni complementari dello stesso anno, che offrono una sintesi completa delle teorie attuali.

Nell’emisfero sud (SH), l’influenza discendente della stratosfera sul clima superficiale è fortemente dominata dagli effetti dell’ozono, un gas traccia che svolge un ruolo cruciale nel bilancio radiativo atmosferico. L’ozono stratosferico nell’SH presenta sia un marcato ciclo stagionale, con una deplezione significativa che si verifica prevalentemente durante la primavera australe (settembre-novembre), sia una tendenza a lungo termine, dovuta all’impoverimento antropogenico causato dai clorofluorocarburi (CFC). Di conseguenza, la firma superficiale di questi cambiamenti si manifesta attraverso due componenti distinte: una variabilità stagionale, legata al ciclo annuale dell’ozono, e tendenze multidecennali, associate alla deplezione di lungo periodo, come descritto da Polvani et al. (2011), Seviour et al. (2014), Son et al. (2008, 2013), Thompson e Solomon (2002, 2005), Thompson et al. (2011) e Waugh et al. (2015). In particolare, l’impoverimento dell’ozono è stato identificato come il principale responsabile dello spostamento verso i poli del getto troposferico nell’SH, un cambiamento che ha profonde implicazioni per il clima superficiale, come evidenziato da Gerber et al. (2012) e Polvani et al. (2011). L’accoppiamento discendente tra la stratosfera e la troposfera nell’SH si manifesta anche attraverso la variabilità interannuale, come analizzato da Kuroda e Kodera (1998), e attraverso l’impatto del riscaldamento finale stratosferico (final warming), che segna la dissoluzione del vortice polare, come descritto da Black e McDaniel (2007), Byrne et al. (2017) e L. Sun et al. (2014). Questi processi sottolineano la complessità delle interazioni stratosfera-troposfera nell’SH e il ruolo centrale dell’ozono nel modulare tali dinamiche.

Nelle regioni tropicali, recenti studi hanno evidenziato un possibile impatto discendente dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) sulla troposfera tropicale, con effetti significativi sull’Oscillazione Madden-Julian (MJO), un modo dominante di variabilità intrastagionale nei tropici. Ricerche come quelle di Geller et al. (2017), Marshall et al. (2016), Son et al. (2017) e Yoo e Son (2016) hanno mostrato che le fasi della QBO, caratterizzate dall’alternanza di venti zonali orientali e occidentali nella stratosfera tropicale, possono modulare l’attività convettiva associata alla MJO, influenzando i pattern di precipitazione e vento nella troposfera tropicale. Oltre a questo, la QBO esercita un’influenza discendente anche sul getto subtropicale e sulle precipitazioni subtropicali, come riportato da Garfinkel e Hartmann (2011), Haigh et al. (2005), Hansen et al. (2016) e Seo et al. (2013). Inoltre, la QBO ha un impatto sulla variabilità stratosferica polare attraverso il cosiddetto effetto Holton-Tan, descritto da Holton e Tan (1980), Anstey e Shepherd (2014) e Garfinkel, Schwartz, et al. (2018), che collega le fasi della QBO alla forza del vortice polare stratosferico, con conseguenti effetti sul clima extratropicale. Un ulteriore aspetto rilevante riguarda la variabilità di vento e temperatura nello strato della tropopausa tropicale, che regola la composizione chimica della stratosfera globale. Poiché le particelle d’aria troposferica entrano nella stratosfera principalmente attraverso i tropici, questa variabilità influenza il bilancio radiativo terrestre. In particolare, cambiamenti relativamente piccoli nella concentrazione di vapore acqueo stratosferico possono avere un impatto significativo sulle temperature globali superficiali, come evidenziato da Butchart (2014), Fueglistaler et al. (2009) e Solomon et al. (2010).

La crescente consapevolezza del ruolo della stratosfera nel modulare il tempo superficiale e nel migliorare la sua prevedibilità ha stimolato un interesse crescente nello studio dei driver remoti della variabilità stratosferica. Un esempio paradigmatico di tale influenza è rappresentato dall’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO), un fenomeno tropicale che esercita un impatto significativo sulla stratosfera globale, con effetti che si ripercuotono sul clima superficiale. Le teleconnessioni di ENSO alla stratosfera, che includono la generazione di onde planetarie e la modulazione della Circolazione Brewer-Dobson, sono analizzate in dettaglio nella sezione 4, offrendo una base per comprendere come i fenomeni tropicali possano influenzare la dinamica stratosferica e, di conseguenza, il clima superficiale su scala globale.

Prospettive di Ricerca e Implicazioni

La comprensione dei meccanismi di accoppiamento stratosfera-troposfera rappresenta un’area di ricerca cruciale per migliorare le previsioni climatiche su scale temporali diverse. Nell’emisfero nord, l’interazione tra gli SSW, la NAO e il NAM evidenzia come la stratosfera possa modulare i principali modi di variabilità troposferica, con implicazioni dirette per il clima invernale delle medie latitudini. Nell’emisfero sud, l’influenza dell’ozono e del riscaldamento finale sottolinea la necessità di considerare sia la variabilità stagionale che le tendenze a lungo termine nella modellizzazione climatica. Nei tropici, l’impatto della QBO sulla MJO e sul getto subtropicale apre nuove prospettive per comprendere le teleconnessioni tra la stratosfera tropicale e i pattern troposferici. Infine, il ruolo della tropopausa tropicale nel regolare il bilancio radiativo terrestre sottolinea l’importanza di un approccio integrato che combini dinamiche fisiche e processi chimici per affrontare le sfide poste dai cambiamenti climatici globali. La continua evoluzione delle osservazioni stratosferiche e dei modelli climatici sarà essenziale per chiarire ulteriormente questi meccanismi e sfruttare appieno il potenziale della stratosfera come fonte di prevedibilità climatica.

4. Teleconnessioni dell’ENSO alla Stratosfera
4.1. Influenza dell’ENSO sulla Stratosfera Tropicale
4.1.1. Modificazioni del Forzante Ondulatorio e della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC)

Il fenomeno dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) esercita un’influenza significativa sulle dinamiche della stratosfera tropicale, modulando sia le temperature che i flussi ascensionali (upwelling) attraverso una serie di meccanismi complessi e interconnessi. In primo luogo, l’ENSO altera il pattern delle onde atmosferiche generate dalla convezione tropicale, modificandone sia lo spettro che le regioni di origine. Queste onde anomale, propagatesi nella stratosfera, hanno un impatto diretto sulle temperature stratosferiche, determinando variazioni regionali e zonali. Come illustrato nella sezione 2.2.1, durante gli eventi di El Niño si osserva un’intensificazione della convezione nel Pacifico centrale tropicale, con un massimo di riscaldamento troposferico localizzato intorno a 140° O (Gettelman et al., 2001; Kiladis et al., 2001; Yulaeva & Wallace, 1994; Randel & Cobb, 1994; Randel et al., 2000; Scherllin-Pirscher et al., 2012; X. L. Zhou et al., 2001). Questo riscaldamento troposferico è accompagnato da un raffreddamento nella bassa stratosfera sovrastante, come evidenziato nelle Figure 5a e 5c. Le anomalie di temperatura nella stratosfera, rispetto alla media zonale, presentano un segno opposto rispetto a quelle troposferiche, riflettendo una dinamica complessa legata ai processi convettivi e alla propagazione ondulatoria. Il raffreddamento stratosferico osservato a circa 140° O è associato a un’intensificazione del moto verticale ascendente (upwelling) concentrato in questo settore longitudinale (Figura 7; Highwood & Hoskins, 1998). Tale upwelling si estende verticalmente al di sopra del livello di massimo riscaldamento diabatico associato alla convezione umida, un fenomeno attribuito alla propagazione verso l’alto delle onde di Rossby indotte da El Niño (Norton, 2006; Taguchi, 2010a).

In secondo luogo, l’ENSO modula la circolazione stratosferica media zonale e le temperature attraverso il suo impatto sulla Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), un sistema di circolazione globale che regola il trasporto di massa e calore nella stratosfera. Gli studi dedicati alla relazione tra ENSO e BDC concordano nel rilevare che durante El Niño la BDC subisce un rafforzamento significativo (Garfinkel, Gordon, et al., 2018; Hardiman et al., 2007, 2017; Randel et al., 2009; Taguchi, 2010a, 2008). Questo rafforzamento si manifesta con un aumento dell’upwelling nei tropici profondi, che contribuisce al raffreddamento stratosferico tropicale. Parallelamente, si osserva un’anomala subsidenza nella stratosfera polare, associata a un riscaldamento delle regioni polari, come discusso in dettaglio nella sezione 4.2. La risposta termica durante l’inverno boreale a El Niño, rispetto a La Niña, è ben documentata attraverso misurazioni radiosondate (Free & Seidel, 2009), come mostrato nella Figura 8, e trova conferma nei dati di rianalisi (Haigh, 2003) e nelle simulazioni modellistiche (Hardiman et al., 2007; Randel et al., 2009). Queste variazioni termiche tropicali risultano più marcate durante l’inverno boreale, con un raffreddamento zonale simmetrico che si sovrappone a cambiamenti su scala regionale, questi ultimi guidati dalle modifiche nella localizzazione del massimo convettivo (cfr. Figure 5a e 5c).

Dal punto di vista dinamico, sono state identificate quattro principali categorie di onde atmosferiche che contribuiscono all’aumento dell’upwelling tropicale durante El Niño, sia nelle osservazioni che nei modelli:

1. Onde stazionarie tropicali/subtropicali: Le variazioni nell’asimmetria zonale tra 140° O e 160° E, associate ai cambiamenti convettivi, possono influenzare la BDC (Taguchi, 2010a). Tuttavia, alcuni studi, come quello di Simpson et al. (2011), suggeriscono che questo contributo potrebbe non essere determinante per spiegare le variazioni della BDC durante El Niño.
2. Interferenza con onde extratropicali: L’interazione costruttiva tra il treno di onde generato da El Niño e le onde stazionarie extratropicali (García-Herrera et al., 2006; Garfinkel & Hartmann, 2008; Hamilton, 1993b; Ineson & Scaife, 2009; Manzini et al., 2006) amplifica il forzante ondulatorio responsabile dell’upwelling tropicale, come ulteriormente approfondito nella sezione 4.2.
3. Onde di gravità orografiche: Durante El Niño, l’intensificazione e l’estensione verticale del getto subtropicale nell’emisfero nord favoriscono una maggiore generazione di onde di gravità da caratteristiche orografiche, come le catene montuose (Calvo et al., 2010). Questo meccanismo risulta particolarmente rilevante per l’upwelling a nord dell’equatore (Simpson et al., 2011).
4. Onde sinottiche transitorie: El Niño è associato a un incremento del trascinamento ondulatorio su scala sinottica nella bassa stratosfera subtropicale dell’emisfero sud, tra 20° e 40° S, con un’aumentata reattività dalla troposfera alla stratosfera (Simpson et al., 2011).

Nonostante il consenso sulla rilevanza dei processi locali ai tropici e alle subtropici nel guidare l’upwelling (Grise & Thompson, 2013; Ortland & Alexander, 2014; T. Zhou et al., 2012), permane incertezza sulla composizione esatta delle onde tropicali e subtropicali coinvolte. È interessante notare che anche un modello idealizzato di acquaplanet, privo di continenti, piscina calda o topografia, riesce a simulare un rafforzamento del ramo superficiale della BDC e un indebolimento del vortice polare in risposta a un forzante di temperatura superficiale marina (SST) tropicale simile a quello di ENSO, localizzato zonalmente (H. Yang et al., 2014).

La risposta stratosferica tropicale a La Niña si configura, in inverno, come opposta a quella di El Niño, sia nelle osservazioni che nei modelli (Calvo et al., 2010; Garfinkel, Gordon, et al., 2018). Tuttavia, in primavera, i risultati di Garfinkel, Gordon, et al. (2018) indicano una non linearità nelle teleconnessioni: sia El Niño forte che La Niña possono indurre un riscaldamento della bassa stratosfera tropicale, mentre un El Niño moderato tende a causare un raffreddamento.

Un ulteriore livello di complessità è introdotto dalle differenze tra le varianti di El Niño, ovvero El Niño del Pacifico Orientale (EP) e del Pacifico Centrale (CP). Lo spostamento longitudinale del massimo convettivo durante questi eventi altera la risposta delle onde di Rossby e Kelvin, come dimostrato sia da studi osservativi (D. Sun et al., 2013) che modellistici (Garfinkel et al., 2013). Tuttavia, non esiste un consenso chiaro su quale variante di El Niño influenzi più intensamente la risposta tropicale zonale simmetrica. Gli esperimenti modellistici di Zubiaurre e Calvo (2012), F. Xie et al. (2014) e Garfinkel, Gordon, et al. (2018) giungono a conclusioni contrastanti riguardo a quale variante moduli più fortemente la BDC. Tali discrepanze sono probabilmente attribuibili alla sensibilità dei modelli alla configurazione specifica delle anomalie SST imposte, con particolare rilevanza per la relativa debolezza del forzante associato a El Niño CP, che può attenuare la risposta stratosferica (Garfinkel, Gordon, et al., 2018; F. Xie et al., 2012).

In sintesi, le teleconnessioni dell’ENSO alla stratosfera tropicale rappresentano un campo di studio complesso, caratterizzato da una combinazione di processi ondulatori, variazioni circolative e risposte termiche che variano in funzione della stagione, della fase dell’ENSO e della sua specifica configurazione spaziale. Ulteriori ricerche saranno necessarie per chiarire i dettagli di questi meccanismi e per migliorare la capacità predittiva dei modelli climatici in contesti di variabilità ENSO.

Analisi della Figura 7: Sensibilità dell’Ozono Tropicale all’Indice Niño 3.4

La Figura 7 illustra i coefficienti di sensibilità dell’ozono (espressi in ppbv/K) in relazione all’indice Niño 3.4, un indicatore chiave della variabilità associata al fenomeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO), attraverso un’analisi di regressione lineare multipla. I dati analizzati coprono il periodo 2005-2013 e sono desesionalizzati, ossia privi delle variazioni stagionali, per isolare l’effetto diretto di ENSO sulla distribuzione dell’ozono nella fascia tropicale compresa tra 15° S e 15° N. La figura si articola in due pannelli distinti: il pannello (a) presenta i risultati derivati dalle osservazioni del Microwave Limb Sounder (MLS; Livesey et al., 2011) e del Tropospheric Emission Spectrometer (TES; Nassar et al., 2008), mentre il pannello (b) mostra i risultati ottenuti dal modello GEOSCCM (Goddard Earth Observing System Chemistry-Climate Model). Entrambi i pannelli offrono una rappresentazione della risposta dell’ozono alle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) associate a ENSO, con un focus sulla dinamica verticale e longitudinale nella troposfera e nella bassa stratosfera tropicale.

Descrizione del Pannello (a): Sensibilità dell’Ozono nei Dati MLS/TES (15° S – 15° N)

Il pannello (a) rappresenta graficamente i coefficienti di sensibilità dell’ozono (in ppbv/K) misurati dagli strumenti MLS e TES. Sull’asse orizzontale è riportata la longitudine, che si estende da -180° a 180°, coprendo l’intera fascia tropicale globale, mentre sull’asse verticale è indicata la pressione atmosferica (in hPa), su una scala logaritmica che va da 56 hPa (bassa stratosfera) a 1000 hPa (superficie), includendo quindi sia la troposfera che la bassa stratosfera. Una scala cromatica sulla destra del pannello codifica i valori dei coefficienti di sensibilità, con tonalità che variano dal blu scuro (-15 ppbv/K) al rosso scuro (+15 ppbv/K). Le regioni in rosso indicano un aumento dell’ozono in risposta a un incremento dell’indice Niño 3.4 (tipico di El Niño), mentre le regioni in blu denotano una diminuzione dell’ozono.

I risultati mostrano una marcata variabilità longitudinale e verticale. Nella bassa stratosfera tropicale, a livelli di pressione compresi tra 100 e 200 hPa, si osserva una sensibilità positiva significativa, con valori che raggiungono +15 ppbv/K, particolarmente pronunciata nella regione compresa tra 0° e 120° E. Questo suggerisce che durante gli eventi di El Niño, caratterizzati da un aumento delle temperature superficiali marine nel Pacifico centrale, si verifica un incremento della concentrazione di ozono in questa porzione della stratosfera tropicale. Al contrario, nella troposfera superiore, a livelli di pressione tra 300 e 500 hPa, si rilevano sensibilità negative, con valori che scendono fino a -8 ppbv/K in alcuni settori longitudinali, indicando una riduzione dell’ozono in queste regioni. La linea nera tratteggiata rappresenta la posizione media della tropopausa, che separa la troposfera dalla stratosfera e si colloca generalmente intorno a 100 hPa nei tropici, evidenziando come le risposte dell’ozono varino tra i due regimi atmosferici.

Questa distribuzione dell’ozono può essere interpretata alla luce dei meccanismi dinamici descritti nella sezione 4.1.1 del testo. Durante El Niño, l’intensificazione della convezione nel Pacifico centrale, con un picco vicino a 140° O, genera un rafforzamento dell’upwelling tropicale, parte della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Questo flusso ascendente trasporta aria ricca di ozono dalla troposfera superiore verso la bassa stratosfera, contribuendo all’aumento osservato a 100-200 hPa. La diminuzione dell’ozono nella troposfera superiore, invece, potrebbe riflettere una combinazione di fattori, tra cui una ridotta produzione fotochimica di ozono dovuta a cambiamenti nella distribuzione delle nubi convettive e una maggiore dispersione dell’ozono stesso a causa delle dinamiche verticali.

Descrizione del Pannello (b): Sensibilità dell’Ozono nel Modello GEOSCCM (15° S – 15° N)

Il pannello (b) presenta i coefficienti di sensibilità dell’ozono calcolati dal modello GEOSCCM per la stessa fascia latitudinale (15° S – 15° N) e lo stesso periodo temporale (2005-2013). La struttura del grafico è analoga a quella del pannello (a), con l’asse orizzontale che rappresenta la longitudine (da -180° a 180°), l’asse verticale che mostra la pressione (da 56 a 1000 hPa) e una scala cromatica che varia da -15 a +15 ppbv/K. La linea nera tratteggiata indica nuovamente la posizione media della tropopausa, mentre una curva nera tratteggiata aggiuntiva rappresenta la deviazione standard biennale dell’ozono (Oman et al., 2013), evidenziando le regioni con maggiore variabilità interannuale, spesso associata al ciclo della Quasi-Biennial Oscillation (QBO).

Il modello GEOSCCM riproduce un pattern di sensibilità simile a quello osservato nei dati MLS/TES, ma con alcune differenze significative. Nella bassa stratosfera (100-200 hPa), si rilevano sensibilità positive, con valori massimi intorno a +12 ppbv/K, indicando un aumento dell’ozono durante El Niño, sebbene l’intensità sia inferiore rispetto alle osservazioni. Nella troposfera superiore (300-500 hPa), si osservano sensibilità negative, con valori che raggiungono -8 ppbv/K, in linea con i dati osservativi. Tuttavia, la distribuzione longitudinale delle anomalie appare più diffusa e meno strutturata rispetto al pannello (a), suggerendo che il modello potrebbe non catturare pienamente la complessità delle variazioni regionali. Le regioni ombreggiate nel grafico indicano aree dove i risultati sono statisticamente significativi al di sopra di 2σ (deviazione standard), confermando la robustezza delle anomalie mostrate.

La curva tratteggiata nera, che rappresenta la variabilità biennale dell’ozono, evidenzia come le regioni con maggiore sensibilità a ENSO coincidano spesso con aree di elevata variabilità interannuale. Questo suggerisce un’interazione tra ENSO e altri processi stratosferici, come il QBO, che modula i venti zonali nella stratosfera tropicale e influenza il trasporto verticale dell’ozono. La minore intensità delle anomalie nel modello rispetto alle osservazioni potrebbe essere attribuita a limitazioni nella parametrizzazione della chimica atmosferica o della dinamica tropicale nel GEOSCCM, come la rappresentazione delle onde di Rossby e delle interazioni convettive descritte nel testo.

Interpretazione Scientifica e Collegamento con il Testo

La Figura 7 si inserisce nel contesto della sezione 4.1.1, che analizza le teleconnessioni di ENSO alla stratosfera tropicale, con particolare attenzione ai cambiamenti nell’upwelling e nella BDC. L’aumento dell’ozono nella bassa stratosfera durante El Niño, evidenziato in entrambi i pannelli, è coerente con il rafforzamento della BDC descritto nel testo. Durante El Niño, l’intensificazione della convezione nel Pacifico centrale genera onde atmosferiche (come le onde di Rossby e le onde di gravità) che, propagandosi verso l’alto, rafforzano l’upwelling tropicale. Questo flusso ascendente trasporta aria ricca di ozono verso la stratosfera, spiegando le sensibilità positive osservate a 100-200 hPa. Al contempo, la diminuzione dell’ozono nella troposfera superiore può essere legata a una ridotta produzione fotochimica, dovuta a cambiamenti nella distribuzione della radiazione solare e delle nubi convettive, e a una maggiore dispersione dell’ozono causata dalle dinamiche verticali.

Le differenze tra i dati osservativi (MLS/TES) e il modello (GEOSCCM) riflettono le incertezze discusse nel testo riguardo alla precisa composizione delle onde tropicali e subtropicali che guidano l’upwelling. Ad esempio, il modello potrebbe sottostimare l’effetto delle onde di gravità orografiche o delle interazioni tra ENSO e QBO, come suggerito dalla coincidenza tra le regioni di maggiore sensibilità e quelle di elevata variabilità biennale. Inoltre, la variabilità longitudinale osservata, con picchi di sensibilità positiva intorno a 0°-120° E, è in linea con lo spostamento del massimo convettivo durante El Niño (circa 140° O, come menzionato nel testo), che altera la distribuzione delle onde e, di conseguenza, il trasporto dell’ozono.

Conclusioni

La Figura 7 fornisce un’importante evidenza osservativa e modellistica dell’impatto di ENSO sull’ozono tropicale, evidenziando il ruolo dell’upwelling e della BDC nel modulare la distribuzione verticale e longitudinale dell’ozono. Le differenze tra osservazioni e modello sottolineano la necessità di ulteriori miglioramenti nella simulazione della dinamica e della chimica atmosferica nei modelli climatici, soprattutto per quanto riguarda l’interazione tra ENSO, QBO e altri processi stratosferici. Questi risultati contribuiscono alla comprensione delle teleconnessioni di ENSO alla stratosfera, offrendo una base per future indagini sulla variabilità climatica e i suoi effetti sulla chimica atmosferica globale.

Analisi Dettagliata della Figura 8: Segnale di Temperatura Associato a ENSO nei Dati Radiosondati

La Figura 8 presenta un’analisi approfondita del segnale di temperatura (espresso in Kelvin, K) associato al fenomeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO), derivato mediante una regressione lineare basata sull’indice Niño 3.4. Quest’ultimo è un indicatore chiave della variabilità delle temperature superficiali marine (SST) nel Pacifico tropicale, utilizzato per quantificare l’intensità degli eventi di El Niño e La Niña. I dati sono stati raccolti durante i mesi di dicembre, gennaio e febbraio (DJF), corrispondenti all’inverno boreale, e provengono da quattro set di dati radiosondati distinti: RATPAC (Radiosonde Atmospheric Temperature Products for Assessing Climate), IGRA (Integrated Global Radiosonde Archive), HadAT2 (Hadley Centre Atmospheric Temperatures), e IUK (Iterative Universal Kriging). La figura mostra le anomalie di temperatura in diverse fasce latitudinali e livelli di pressione atmosferica, evidenziando le teleconnessioni di ENSO alla troposfera e alla stratosfera, come descritto nella sezione 4.1.1 e 4.2 del testo.

Struttura e Organizzazione della Figura

La Figura 8 è organizzata in quattro pannelli, ciascuno corrispondente a uno dei set di dati radiosondati: RATPAC (in alto a sinistra), IGRA (in alto a destra), HadAT2 (in basso a sinistra) e IUK (in basso a destra). Ogni pannello rappresenta un diagramma a contorni che mostra le anomalie di temperatura in Kelvin (K) in funzione della latitudine e della pressione atmosferica.

• Asse orizzontale (latitudine): L’asse delle ascisse copre un intervallo latitudinale che va da 60° S a 60° N, con linee di riferimento a 30° S, l’equatore (EQ), 30° N e 60° N, consentendo di distinguere le regioni tropicali (30° S – 30° N) da quelle extratropicali (30°-60° S e 30°-60° N).
• Asse verticale (pressione): L’asse delle ordinate rappresenta la pressione atmosferica su una scala logaritmica, che si estende da 10 hPa (alta stratosfera) a 850 hPa (bassa troposfera). La didascalia specifica che i dati per la troposfera inferiore (sotto i 90° S) sono mancanti, limitando l’analisi a quote superiori.
• Scala cromatica: Una barra di colore posta in fondo alla figura codifica le anomalie di temperatura, che variano da -6 K (blu scuro, indicante un raffreddamento) a +5 K (rosso scuro, indicante un riscaldamento). Le tonalità intermedie, come il verde e il giallo, rappresentano anomalie più moderate, mentre il bianco indica regioni in cui il segnale non è statisticamente significativo al 95%.
• Significatività statistica: Le aree colorate rappresentano regioni in cui il segnale di temperatura è statisticamente significativo al livello di confidenza del 95%, garantendo la robustezza delle anomalie mostrate. Le aree bianche, invece, indicano zone in cui il segnale non raggiunge tale soglia di significatività.

Analisi dei Pannelli e Interpretazione dei Risultati

I quattro pannelli mostrano pattern di anomalie di temperatura simili, con alcune variazioni nell’intensità e nella distribuzione, riflettendo differenze nella copertura e nella metodologia di elaborazione dei dati tra i set radiosondati. Di seguito, analizziamo ciascun pannello in dettaglio.

Pannello RATPAC

Il pannello RATPAC evidenzia un pattern chiaro di anomalie di temperatura associate a El Niño. Nei tropici (30° S – 30° N), si osserva un raffreddamento significativo nella bassa stratosfera, a livelli di pressione compresi tra 50 e 100 hPa, con anomalie che raggiungono valori di circa -3 K. Questo raffreddamento è coerente con quanto descritto nella sezione 4.1.1 del testo, dove si evidenzia che durante El Niño il rafforzamento della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC) porta a un aumento dell’upwelling tropicale, causando un raffreddamento adiabatico nella stratosfera tropicale. Nella troposfera superiore, a livelli di pressione tra 200 e 500 hPa, si rileva invece un riscaldamento, con anomalie positive fino a +2 K. Questo riscaldamento è legato all’intensificazione della convezione nel Pacifico centrale durante El Niño, con un picco di attività convettiva vicino a 140° O, come menzionato nella sezione 2.2.1. Passando alle latitudini extratropicali, si nota un riscaldamento significativo nella stratosfera (10-50 hPa), con anomalie che raggiungono +5 K, particolarmente pronunciate nell’emisfero nord (30° N – 60° N). Questo riscaldamento riflette un’anomala subsidenza nella stratosfera polare, un effetto della BDC rafforzata durante El Niño, come discusso nella sezione 4.2.

Pannello IGRA

Il pannello IGRA presenta un pattern simile a quello di RATPAC, ma con alcune differenze nell’intensità delle anomalie. Nei tropici, il raffreddamento stratosferico a 50-100 hPa è evidente, con valori intorno a -2 K, leggermente meno intensi rispetto a RATPAC. Anche il riscaldamento troposferico nella regione tra 200 e 500 hPa è presente, con anomalie di circa +2 K, in linea con l’aumento della convezione tropicale durante El Niño. Nelle latitudini extratropicali, il riscaldamento stratosferico nell’emisfero nord (10-50 hPa) raggiunge valori di circa +3 K, meno marcato rispetto a RATPAC ma comunque indicativo della stessa dinamica di subsidenza polare. La minore intensità delle anomalie in IGRA potrebbe essere dovuta a una diversa copertura spaziale o a differenze nella metodologia di interpolazione dei dati.

Pannello HadAT2

Il pannello HadAT2 conferma i pattern osservati nei set precedenti. Nei tropici, il raffreddamento stratosferico a 50-100 hPa raggiunge valori di circa -3 K, mentre il riscaldamento troposferico a 200-500 hPa si attesta intorno a +2 K, in accordo con i dati RATPAC. Nelle regioni extratropicali, il riscaldamento stratosferico nell’emisfero nord (10-50 hPa) è simile a quello di RATPAC, con anomalie fino a +4 K, e si osserva anche un leggero riscaldamento nell’emisfero sud a latitudini extratropicali (30° S – 60° S), con valori intorno a +2 K. Questo suggerisce che gli effetti di El Niño sulla stratosfera polare possono estendersi a entrambi gli emisferi, anche se con intensità maggiore nell’emisfero nord durante l’inverno boreale.

Pannello IUK

Il pannello IUK mostra un pattern coerente con gli altri set di dati, ma con anomalie leggermente meno intense. Nei tropici, il raffreddamento stratosferico a 50-100 hPa è di circa -2 K, mentre il riscaldamento troposferico a 200-500 hPa raggiunge +2 K. Nelle latitudini extratropicali, il riscaldamento stratosferico nell’emisfero nord (10-50 hPa) si attesta intorno a +3 K, confermando la tendenza generale di un’anomala subsidenza polare durante El Niño. La minore intensità delle anomalie in IUK rispetto a RATPAC e HadAT2 potrebbe riflettere differenze nella metodologia di kriging utilizzata per interpolare i dati radiosondati, che tende a produrre stime più conservative.

Interpretazione Scientifica e Collegamento con il Testo

La Figura 8 è strettamente legata alle dinamiche descritte nelle sezioni 4.1.1 e 4.2 del testo, che analizzano le teleconnessioni di ENSO alla stratosfera e il loro impatto sulle temperature atmosferiche durante l’inverno boreale. I risultati mostrati nei pannelli possono essere interpretati attraverso i seguenti meccanismi:

• Raffreddamento stratosferico tropicale: In tutti i set di dati, il raffreddamento osservato nella bassa stratosfera tropicale (50-100 hPa) durante El Niño è coerente con il rafforzamento della BDC, come descritto nella sezione 4.1.1. L’aumento dell’upwelling tropicale, guidato dalle onde atmosferiche generate dalla convezione intensificata nel Pacifico centrale (con picco a 140° O), provoca un raffreddamento adiabatico nella stratosfera tropicale. Questo effetto è più pronunciato in inverno boreale, come indicato nel testo, ed è confermato dalle anomalie negative di temperatura osservate.
• Riscaldamento troposferico tropicale: Il riscaldamento nella troposfera superiore (200-500 hPa) riflette l’intensificazione della convezione tropicale durante El Niño, come descritto nella sezione 2.2.1. L’aumento della convezione nel Pacifico centrale porta a un maggiore rilascio di calore latente, che riscalda la troposfera superiore, generando anomalie positive di temperatura.
• Riscaldamento stratosferico extratropicale: Il riscaldamento osservato nella stratosfera extratropicale, specialmente nell’emisfero nord (10-50 hPa), è legato alla dinamica della BDC durante El Niño, come discusso nella sezione 4.2. Il rafforzamento della BDC causa un’anomala subsidenza nella stratosfera polare, che porta a un riscaldamento adiabatico, con anomalie positive più marcate nell’emisfero nord a causa della maggiore influenza delle onde planetarie in questa stagione.

Confronto tra i Set di Dati e Implicazioni

I quattro set di dati mostrano una notevole coerenza nei pattern delle anomalie di temperatura, con variazioni minori nell’intensità e nella distribuzione spaziale. RATPAC e HadAT2 tendono a evidenziare anomalie più intense, con valori massimi di raffreddamento e riscaldamento leggermente più elevati rispetto a IGRA e IUK. Queste differenze possono essere attribuite a variazioni nella copertura spaziale delle stazioni radiosondate, nella metodologia di interpolazione dei dati (ad esempio, il kriging universale utilizzato in IUK), o nella gestione delle discrepanze tra le misurazioni. La significatività statistica al 95% garantisce che i segnali mostrati siano robusti, anche se la mancanza di dati nella troposfera inferiore (sotto i 90° S) limita l’analisi delle dinamiche a quote più basse.

Conclusioni e Rilevanza Scientifica

La Figura 8 fornisce una chiara evidenza dell’impatto di El Niño sulla struttura termica dell’atmosfera, confermando le dinamiche descritte nel testo. Il raffreddamento stratosferico tropicale e il riscaldamento troposferico riflettono l’influenza di ENSO sull’upwelling e sulla convezione, mentre il riscaldamento stratosferico extratropicale evidenzia gli effetti della BDC sulle regioni polari. Questi risultati sottolineano la complessità delle teleconnessioni di ENSO e l’importanza di utilizzare set di dati multipli per validare le osservazioni. Inoltre, la coerenza tra i quattro set di dati rafforza la fiducia nelle conclusioni tratte e offre una base solida per ulteriori studi sull’interazione tra ENSO, la dinamica stratosferica e i cambiamenti climatici globali. Future ricerche potrebbero concentrarsi sull’integrazione di dati a quote più basse e sull’analisi delle differenze stagionali per comprendere meglio la variabilità delle risposte atmosferiche a ENSO.

4.1.2. Modulazione della Quasi-Biennial Oscillation (QBO) da parte dell’ENSO

Il fenomeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO) esercita un’influenza significativa non solo sulla dinamica termica e circolatoria della stratosfera tropicale, come discusso in precedenza, ma anche sui venti zonali nella bassa stratosfera, modulando la Quasi-Biennial Oscillation (QBO). La QBO è un’oscillazione periodica dei venti zonali nella stratosfera equatoriale, caratterizzata da un’alternanza tra regimi di venti occidentali (westerly) e orientali (easterly) con un ciclo medio di circa 28 mesi. Questa sezione esplora come l’ENSO influenzi la propagazione e l’intensità delle anomalie di vento associate alla QBO, evidenziando i meccanismi fisici sottostanti e le evidenze osservative e modellistiche.

Uno degli effetti più rilevanti dell’ENSO sulla QBO è la modulazione della velocità di propagazione verso il basso delle anomalie di vento. Studi come quello di Taguchi (2010b) hanno dimostrato che durante gli eventi di El Niño, le anomalie di vento associate alla QBO si propagano verso il basso più rapidamente rispetto a quanto accade durante La Niña. Questo risultato è controintuitivo se si considera l’effetto dell’ENSO sulla Circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Come descritto nella sezione 4.1.1, la BDC si rafforza durante El Niño, portando a un aumento dell’upwelling tropicale. In teoria, un upwelling più intenso dovrebbe rallentare la propagazione verso il basso delle anomalie di vento della QBO, poiché il flusso ascendente contrasta il movimento discendente delle fasi della QBO. Tuttavia, Taguchi (2010b) suggerisce che questo effetto non può essere attribuito alla BDC. È più probabile che l’ENSO moduli le onde atmosferiche generate nella troposfera, che successivamente si propagano verso l’alto e influenzano la dinamica della QBO.

Le evidenze osservative e di rianalisi supportano questa ipotesi. Ad esempio, Das e Pan (2016) hanno rilevato un aumento dell’attività delle onde di Kelvin atmosferiche durante gli eventi di El Niño, utilizzando dati satellitari e di rianalisi. Le onde di Kelvin sono onde equatoriali a grande scala che trasportano energia verso est e verso l’alto, contribuendo al forzante della QBO. Questo aumento dell’attività delle onde di Kelvin durante El Niño porta a una propagazione verso il basso più rapida del regime di venti occidentali (westerly), specialmente quando le condizioni nella bassa stratosfera, come la struttura dei venti di fondo, favoriscono la propagazione di tali onde. Parallelamente, esperimenti modellistici condotti da Schirber (2015) hanno confermato che durante El Niño si verifica un incremento sia del forzante ondulatorio risolto (ossia quello esplicitamente rappresentato nei modelli) sia di quello parametrizzato (che rappresenta gli effetti delle onde a scala sub-grid), a causa di un’attività convettiva intensificata. Questo aumento del forzante ondulatorio accelera specificamente la propagazione verso il basso del regime occidentale della QBO, in linea con le osservazioni.

Un altro aspetto significativo è l’intensità delle anomalie di vento associate alla QBO. Taguchi (2010b) ha evidenziato che tali anomalie sono generalmente più deboli durante El Niño rispetto a La Niña, un effetto che risulta particolarmente evidente dopo il 1990, come riportato da Geller et al. (2016). Questo rafforzamento delle anomalie di vento durante La Niña potrebbe essere legato a una convezione più profonda in questa fase dell’ENSO, che genera uno spettro più ampio di onde di gravità. Le onde di gravità, che si propagano dalla troposfera alla stratosfera, giocano un ruolo cruciale nel forzante della QBO, e una convezione più intensa durante La Niña potrebbe amplificare il loro contributo. Tuttavia, anche questa tendenza al rafforzamento della convezione durante La Niña è osservabile solo dopo il 1990, suggerendo una possibile influenza di cambiamenti a lungo termine nel clima tropicale o nella variabilità interdecadale (Geller et al., 2016). Gli esperimenti modellistici di Schirber (2015) aggiungono un ulteriore livello di dettaglio, suggerendo che La Niña tende ad accelerare il regime orientale (easterly) della QBO, mentre El Niño accelera il regime occidentale (westerly). Questa dicotomia solleva la questione di una possibile relazione preferenziale tra l’ENSO e specifiche fasi della QBO.

A tal proposito, Christiansen et al. (2016) hanno investigato la possibilità di un blocco di fase (phase locking) della QBO indotto da forti eventi di El Niño. Utilizzando un ensemble di simulazioni modellistiche forzate con temperature superficiali marine (SST) osservate, hanno rilevato che eventi di El Niño intensi, come quello del 1997/1998, possono indurre un allineamento della QBO in una specifica fase nei 2-4 anni successivi. In queste simulazioni, i venti nella stratosfera equatoriale mostravano una struttura simile a quella osservata nello stesso periodo, suggerendo un’influenza significativa di El Niño sulla QBO. Al contrario, un ensemble parallelo forzato con SST climatologiche (cioè senza variazioni legate a ENSO) non mostrava alcun allineamento di fase, evidenziando il ruolo delle anomalie di SST nel modulare la QBO. Tuttavia, questa relazione non sembra essere universale: sull’intero record storico, non vi è una chiara indicazione che gli eventi di El Niño portino sistematicamente a una fase preferenziale della QBO. Studi come quelli di Christiansen et al. (2016), Garfinkel e Hartmann (2007), Z.-Z. Hu et al. (2012) e Huang et al. (2012) hanno infatti mostrato che la connessione tra El Niño e specifiche fasi della QBO non è costante nel tempo, suggerendo che altri fattori, come la variabilità interdecadale o l’interazione con altri fenomeni atmosferici, possano modulare questa relazione.

Infine, è stato ipotizzato che eventi di El Niño particolarmente intensi possano avere effetti più drastici sulla QBO, persino interrompendone la regolarità. Un esempio recente è l’evento di El Niño del 2015/2016, che secondo Coy et al. (2017) e Osprey et al. (2016) potrebbe aver contribuito a una significativa perturbazione del ciclo della QBO. Questa interruzione è stata attribuita a una modifica dei venti subtropicali indotta da El Niño, che avrebbe permesso alle onde di Rossby extratropicali di propagarsi fino all’equatore, alterando la dinamica della QBO (Barton & McCormack, 2017; Coy et al., 2017). Le onde di Rossby, tipicamente confinate alle latitudini extratropicali, possono influenzare la stratosfera equatoriale solo in presenza di condizioni favorevoli, come un cambiamento nei venti di fondo che riduca il filtraggio critico di queste onde. Questo fenomeno evidenzia la complessità delle interazioni tra ENSO e la QBO, sottolineando come eventi estremi possano avere impatti non lineari sulla dinamica stratosferica.

Conclusioni

In sintesi, l’ENSO modula la QBO attraverso una serie di meccanismi che coinvolgono la generazione e la propagazione delle onde atmosferiche dalla troposfera alla stratosfera. Durante El Niño, l’aumento dell’attività convettiva porta a un incremento delle onde di Kelvin e del forzante ondulatorio, accelerando la propagazione verso il basso del regime occidentale della QBO, mentre La Niña sembra favorire il regime orientale attraverso una convezione più profonda e un diverso spettro di onde di gravità. Tuttavia, la relazione tra ENSO e QBO non è costante nel tempo, e solo eventi di El Niño particolarmente intensi, come quello del 1997/1998 o del 2015/2016, sembrano in grado di indurre effetti significativi, come il blocco di fase o addirittura la perturbazione del ciclo della QBO. Questi risultati sottolineano la necessità di ulteriori studi per comprendere appieno le interazioni tra ENSO, QBO e altri processi atmosferici, con particolare attenzione alla variabilità temporale e agli effetti di eventi estremi.

4.2. Teleconnessioni dell’ENSO alla Stratosfera dell’Emisfero Nord: Meccanismi e Impatti

Il fenomeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO) non si limita a influenzare la stratosfera tropicale, ma stabilisce teleconnessioni significative che si estendono alla stratosfera polare dell’emisfero nord (NH), modulando la dinamica atmosferica su scala globale. In questa sezione vengono analizzati i meccanismi attraverso i quali l’ENSO, a partire dalle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) nel Pacifico tropicale, influisce sulla stratosfera polare NH, con particolare attenzione ai processi di propagazione ondulatoria e alle risposte termiche e dinamiche che ne derivano.

Il percorso che collega il Pacifico tropicale alla stratosfera NH può essere suddiviso in due fasi principali. La prima fase riguarda la risposta del Pacifico settentrionale al forzante indotto dalle anomalie SST nel Pacifico tropicale. Durante gli eventi di El Niño, si osserva un approfondimento della bassa pressione delle Aleutine, un sistema di bassa pressione semi-permanente situato nel Pacifico settentrionale (Barnston & Livezey, 1987). Questo approfondimento è il risultato di una ridistribuzione delle masse d’aria guidata dall’intensificazione della convezione tropicale nel Pacifico centrale, che altera i gradienti di pressione a scala sinottica nelle regioni extratropicali. La seconda fase del pathway si concentra sulla propagazione verso l’alto delle onde di Rossby nella stratosfera. Durante El Niño, l’approfondimento della bassa delle Aleutine amplifica il flusso di onde planetarie verso la stratosfera, grazie a un’interferenza lineare costruttiva con il pattern di onde stazionarie climatologiche (Garfinkel & Hartmann, 2008; Hamilton, 1993b; Ineson & Scaife, 2009; Manzini et al., 2006; Smith & Kushner, 2012). Questa interferenza costruttiva si verifica perché la posizione e l’intensità della bassa delle Aleutine durante El Niño rafforzano il numero d’onda zonale 1 (wave-1), che domina la struttura delle onde planetarie in questa fase dell’ENSO (Barriopedro & Calvo, 2014; Garfinkel & Hartmann, 2008; Y. Li & Lau, 2013).

Al contrario, durante La Niña, la convezione tropicale si sposta verso ovest nel Pacifico tropicale, portando a un indebolimento della bassa delle Aleutine. Questo indebolimento genera un’interferenza lineare distruttiva con il pattern di onde stazionarie climatologiche, come evidenziato nei dati di rianalisi (Iza et al., 2016). La Figura 9 mostra che gli inverni caratterizzati da una La Niña intensa sono associati a un vortice polare NH più forte e freddo rispetto alla norma, un effetto attribuibile a una riduzione del forzante ondulatorio stratosferico. L’indebolimento della bassa delle Aleutine durante La Niña porta a una distribuzione più equilibrata tra la bassa delle Aleutine (climatologicamente più intensa) e la bassa islandese, favorendo una propagazione predominante di onde di tipo wave-2 nella stratosfera, rispetto al wave-1 tipico di El Niño (Barriopedro & Calvo, 2014; Garfinkel & Hartmann, 2008; Y. Li & Lau, 2013). Le tracce di questa modulazione del numero d’onda 1 durante El Niño sono evidenti nella Figura 5b, dove il riscaldamento sopra il polo è più pronunciato nel settore longitudinale compreso tra 60° e 300° E (Garfinkel & Hartmann, 2007), riflettendo la struttura spaziale delle onde planetarie amplificate.

Le onde planetarie anomale che si propagano verso l’alto durante El Niño subiscono un’amplificazione verticale mentre attraversano la stratosfera, fino a raggiungere un’altezza in cui si rompono. Questo processo di rottura delle onde indebolisce il vortice polare NH, provoca un riscaldamento della calotta polare stratosferica e contribuisce al rafforzamento della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), come illustrato nelle Figure 1 e 5 (Calvo et al., 2010; García-Herrera et al., 2006). La subsidenza associata a latitudini polari, indotta dal rafforzamento della BDC, porta a un riscaldamento della stratosfera polare NH che può raggiungere fino a 4 K, secondo le misurazioni radiosondate (Figura 8; Free & Seidel, 2009; Randel et al., 2009). Anche le misurazioni satellitari (Figura 5) e i dati di rianalisi (Camp & Tung, 2007; Garfinkel & Hartmann, 2007, Figura 1) confermano un riscaldamento nella bassa stratosfera a entrambi i poli durante El Niño, evidenziando l’impatto globale delle teleconnessioni ENSO. L’aumento del forzante ondulatorio durante El Niño può inoltre innescare eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW), che sono spesso preceduti da episodi estremi di flusso di onde verso l’alto (Polvani & Waugh, 2004). Le anomalie di temperatura e vento associate a questi processi si manifestano inizialmente nella stratosfera superiore all’inizio dell’inverno, per poi propagarsi verso il basso, raggiungendo la bassa stratosfera e la superficie tra la fine dell’inverno e l’inizio della primavera (Manzini et al., 2006; Figura 10). Dopo un evento di SSW, queste anomalie possono contribuire a una fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) in superficie, influenzando il clima nella regione euro-atlantica per periodi che possono estendersi da settimane a mesi, come descritto nella sezione 3.4.

La risposta della stratosfera polare NH a El Niño è stata simulata con successo in diversi modelli climatici e di previsione stagionale, come mostrato nella Figura 10 (Bell et al., 2009; Domeisen et al., 2015; Ineson & Scaife, 2009; García-Herrera et al., 2006; Manzini, 2009; Richter et al., 2015). È stato notato che i modelli con una risoluzione verticale più elevata o con un tetto del modello posizionato a quote più alte tendono a produrre una risposta in superficie più realistica. Questo suggerisce che una rappresentazione accurata dei processi stratosferici, come la propagazione e la rottura delle onde planetarie, sia cruciale per catturare l’intera catena di effetti che collega l’ENSO alla superficie (Butler et al., 2016; Cagnazzo & Manzini, 2009; Hurwitz et al., 2014).

Nonostante i progressi significativi nella comprensione dell’influenza dell’ENSO sulla stratosfera polare NH negli ultimi dieci anni, la quantificazione del ruolo del pathway ENSO-stratosfera durante l’inverno rimane una sfida. La grande variabilità della circolazione atmosferica extratropicale, combinata con l’influenza di altri fattori esterni, rende complesso isolare l’effetto specifico dell’ENSO. Inoltre, vi sono evidenze di influenze non stazionarie e non lineari sul pathway remoto ENSO-stratosfera, come approfondito nella sezione 5. Queste limitazioni sono ben illustrate nella Tabella 1 e nella Figura 11. La Tabella 1 riporta la forza media del vortice polare e l’indice NAO per ogni inverno caratterizzato da un evento ENSO, insieme all’ampiezza e alla tipologia (flavor) dell’ENSO stesso. I dati evidenziano una notevole variabilità tra i singoli eventi ENSO (Deser et al., 2017), anche se, in generale, il vortice polare tende a essere più debole negli inverni di El Niño, come ulteriormente supportato dalla Tabella 2. Al contrario, gli inverni con il vortice polare più forte sono spesso associati a La Niña, anche se vi sono eccezioni significative. In alcuni inverni di La Niña, specialmente in anni caratterizzati da eventi di SSW, il vortice polare risulta insolitamente debole (Iza et al., 2016). Un esempio emblematico è l’evento di SSW del 2018, uno dei più intensi mai registrati, che si è verificato durante una fase di La Niña, così come l’SSW particolarmente forte del 2009. Questi casi sottolineano la complessità delle interazioni tra ENSO, la dinamica stratosferica e altri fattori modulanti.Le Figure 11a–11c esaminano la variabilità interannuale dell’atmosfera extratropicale nel periodo compreso tra il 1958 e il 2017, stratificando i dati in base alle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) dell’indice Niño 3.4 registrate in ciascun inverno. Attraverso un’analisi di correlazione lineare, viene messa in evidenza la complessità nel rilevare relazioni significative tra le teleconnessioni ENSO e le dinamiche extratropicali, a causa dell’elevata variabilità interna del sistema atmosferico. In particolare, la Figura 11a mostra una relazione apparentemente lineare tra la variabilità del Pacifico tropicale, rappresentata dalle anomalie SST Niño 3.4, e gli impatti nel Pacifico settentrionale. Tuttavia, Frauen et al. (2014) suggeriscono che questa linearità potrebbe derivare dalla sovrapposizione di molteplici forzanti esterni, che complicano l’isolamento del segnale specifico dell’ENSO. La Figura 11b esplora la relazione tra le SST Niño 3.4 e i venti zonali nella stratosfera invernale dell’emisfero nord (NH). La correlazione risulta complessivamente debole, con un coefficiente di correlazione di r = −0.21, ma si osserva una tendenza generale: i venti zonali stratosferici tendono a essere più deboli durante El Niño e più forti durante La Niña, in linea con quanto descritto nella sezione 4.2 riguardo all’indebolimento del vortice polare durante El Niño. Analogamente, la Figura 11c analizza l’impatto di El Niño sul Northern Annular Mode (NAM), evidenziando una correlazione altrettanto debole (r = −0.19), che suggerisce una connessione limitata tra le anomalie tropicali e le variazioni della NAM in superficie.

Una possibile spiegazione per la debolezza di queste correlazioni, quando si considerano tutti gli anni del record, risiede nella risposta asimmetrica degli estremi del vortice polare alle due fasi opposte dell’ENSO, almeno nel breve periodo osservativo disponibile, come riportato nella Tabella 2. Nelle rianalisi osservative, gli eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW) si verificano con una frequenza maggiore sia durante gli inverni di El Niño che di La Niña rispetto agli inverni neutri per ENSO (Butler & Polvani, 2011; Garfinkel, Butler, et al., 2012). Questo aspetto riveste un’importanza cruciale per la previsione stagionale, poiché un singolo evento di SSW durante l’inverno può alterare significativamente il clima stagionale su vaste regioni, come l’Europa e la Siberia, influenzando le condizioni meteorologiche per settimane o mesi (Butler et al., 2014; Richter et al., 2015; Polvani et al., 2017). Nella media composita riportata nella Tabella 2, il segno della risposta stratosferica appare fortemente condizionato dall’occorrenza o meno di un SSW, piuttosto che dalla fase specifica dell’ENSO. Inoltre, il segno della NAO/NAM invernale in superficie tende a corrispondere più strettamente al segno dell’anomalia del vento zonale stratosferico che alla fase dell’ENSO, come illustrato nella Figura 11d (Hansen et al., 2017). Questo pattern si riflette anche nella prevedibilità sull’Atlantico settentrionale, che risulta aumentata negli inverni caratterizzati da eventi di SSW. Tuttavia, la prevedibilità è ulteriormente incrementata negli anni in cui si verificano sia un SSW che un evento di El Niño, evidenziando un’interazione sinergica tra questi fenomeni (Domeisen et al., 2015).

L’aumentata occorrenza di SSW durante entrambe le fasi dell’ENSO nelle rianalisi potrebbe essere influenzata da diversi fattori. Una possibile spiegazione è la variabilità di campionamento: i campioni di dati di rianalisi potrebbero non essere sufficienti per rilevare un segnale chiaro rispetto al rumore interno nella distribuzione degli estremi del vento zonale, e tendenze spurie possono emergere in alcuni dataset, specialmente prima dell’era satellitare (Badin & Domeisen, 2014). Inoltre, l’influenza di altri fattori, come la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), potrebbe modulare la relazione tra ENSO e SSW, come discusso nella sezione 5.2 (Richter et al., 2011; Taguchi, 2015). La relazione osservata tra La Niña e gli SSW si è anche dimostrata sensibile alla classificazione degli eventi di SSW (K. Song & Son, 2018) e alla definizione degli eventi ENSO, che dipende a sua volta dal dataset SST utilizzato per l’analisi (Polvani et al., 2017). Questi aspetti sottolineano la complessità nell’interpretazione dei dati osservativi e la necessità di standardizzare le metodologie di analisi.

Le simulazioni di modelli ensemble tendono a rappresentare le relazioni tra ENSO e l’occorrenza di SSW in modo più lineare rispetto a quanto osservato (Polvani et al., 2017). Tuttavia, la maggior parte dei modelli CCMVal2 (SPARC, 2010) e dei modelli CMIP5 con alta risoluzione verticale (Taylor et al., 2012) non riesce a replicare l’aumento osservato di SSW durante La Niña (Garfinkel, Butler, et al., 2012; K. Song & Son, 2018). Le statistiche di SSW basate sui valori assoluti del vento zonale possono essere particolarmente sensibili ai bias dei modelli, come evidenziato da Kim et al. (2017). Una possibile ragione di questa discrepanza è la difficoltà dei modelli nel simulare adeguatamente la diversità dell’ENSO e le sue interazioni con la circolazione delle medie latitudini. Ciò può portare a teleconnessioni troposferiche eccessivamente lineari e zonali rispetto alla realtà, come suggerito da Garfinkel, Butler, et al. (2012) e L’Heureux et al. (2017). La rappresentazione inaccurata della variabilità dell’ENSO e delle sue interazioni dinamiche potrebbe quindi limitare la capacità dei modelli di catturare la relazione La Niña-SSW osservata.

Nonostante le difficoltà nel replicare la relazione La Niña-SSW, numerosi studi di modellistica hanno simulato un moderato aumento degli SSW durante gli inverni di El Niño, in accordo con le rianalisi (Bell et al., 2009; Domeisen et al., 2015; Garfinkel, Butler, et al., 2012; Y. Li & Lau, 2013; Polvani et al., 2017; Taguchi & Hartmann, 2006). Dal punto di vista dinamico, questa tendenza ha senso: il forzante ondulatorio più intenso durante gli inverni di El Niño, dovuto all’approfondimento della bassa delle Aleutine e all’amplificazione delle onde planetarie (sezione 4.2), può occasionalmente generare disturbi stratosferici più estremi, come gli SSW. Meccanicismi simili, che collegano i cambiamenti nel Pacifico settentrionale all’occorrenza di SSW, sono stati identificati anche su scale temporali diverse, sia decadali (Hurwitz et al., 2012; Woo et al., 2015) che intrastagionali (Garfinkel, Feldstein, et al., 2012; Kang & Tziperman, 2017), suggerendo che tali relazioni dinamiche abbiano una validità più ampia e possano essere applicate a diverse scale temporali.Tuttavia, considerando che gli eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW) si verificano in gran parte indipendentemente dall’ENSO—con Polvani et al. (2017) che stimano che oltre il 75% degli SSW avvenga indipendentemente dalla fase dell’ENSO—diversi studi hanno adottato un approccio di stratificazione degli inverni in base alla presenza o meno di un SSW, al fine di isolare meglio gli effetti specifici di El Niño sul vortice polare dell’emisfero nord (NH) (Iza & Calvo, 2015; Polvani et al., 2017). Sebbene questa stratificazione non rappresenti un metodo perfetto per isolare la risposta all’ENSO, essa consente di ottenere una visione più chiara degli effetti dell’ENSO sullo stato medio della stratosfera. Questo è dovuto al fatto che la modulazione del forzante ondulatorio indotta dall’ENSO è relativamente modesta rispetto all’intenso forzante ondulatorio associato agli eventi di SSW, come evidenziato da Garfinkel, Butler, et al. (2012) e Polvani & Waugh (2004). La Figura 11b suddivide l’impatto dell’ENSO sul vortice polare NH distinguendo tra gli inverni con un SSW e quelli senza, rivelando che le correlazioni tra l’ENSO e la dinamica del vortice sono statisticamente significative solo negli inverni privi di eventi di SSW. Parallelamente, la Figura 11c mostra che una correlazione lineare significativamente più elevata tra le anomalie del Pacifico tropicale e il Northern Annular Mode (NAM) può essere ottenuta per gli inverni con eventi di SSW. Questo risultato è coerente con la capacità dei modelli di prevedere con maggiore accuratezza l’impatto in superficie sull’Europa negli inverni caratterizzati sia da un evento di El Niño che da un SSW, come riportato da Butler et al. (2016) e Domeisen et al. (2015). L’aumento della correlazione tra l’ENSO e il NAM negli inverni con SSW si allinea con l’osservazione che la variabilità del vortice polare influisce in modo robusto sul NAM solo in presenza di un SSW, come illustrato nella Figura 11d.

Come evidenziato nella sezione 2.1, l’ENSO presenta una notevole diversità tra i suoi eventi, che si manifesta in variazioni della posizione e dell’intensità delle anomalie di temperatura superficiale marina (SST). Tuttavia, non è ancora stato pienamente chiarito in che misura questa diversità influisca sulla variabilità delle risposte stratosferiche. Le variazioni nella posizione o nell’intensità del forzante termico tropicale possono avere un impatto significativo sulla propagazione delle onde planetarie nella stratosfera, come dimostrato da Barriopedro e Calvo (2014), Garfinkel, Butler, et al. (2012) e Manzini et al. (2006). Ad esempio, il forzante termico derivante dalla convezione tropicale sull’Oceano Indiano o sul Pacifico centrale può modulare la risposta stratosferica, a causa di una diversa proiezione sul pattern di onde stazionarie climatologiche extratropicali, secondo quanto riportato da Fletcher e Cassou (2015), Fletcher e Kushner (2011), Rao e Ren (2016a) e X. Zhou et al. (2017). Nonostante ciò, discernere una differenza chiara nella risposta osservata della circolazione stratosferica polare NH agli eventi di El Niño del Pacifico centrale (CP) rispetto a quelli del Pacifico orientale (EP) si è rivelato complesso. Tale difficoltà è attribuibile a diversi fattori, tra cui la limitata lunghezza del record osservativo (Graf & Zanchettin, 2012), l’influenza degli eventi di SSW sulla variabilità stratosferica (Calvo et al., 2017; Iza & Calvo, 2015) e la sensibilità ai metodi utilizzati per classificare gli eventi ENSO del Pacifico centrale (Garfinkel, Hurwitz, et al., 2012). Le ultime due righe della Tabella 2 indicano che la risposta stratosferica può variare a seconda della definizione di El Niño CP adottata, come evidenziato da Garfinkel, Hurwitz, et al. (2012).

In assenza di una differenza osservativa chiara e metodologicamente robusta nella risposta stratosferica agli eventi di El Niño CP rispetto a quelli EP, numerosi studi hanno utilizzato modelli forzati con pattern di SST tipici del Pacifico centrale (CP). Tuttavia, questi studi non hanno raggiunto un consenso unanime. Alcuni lavori, come quelli di Hegyi et al. (2014) e Hurwitz et al. (2014), non rilevano differenze robuste nella risposta stratosferica tra gli eventi di El Niño CP e EP. Altri studi, invece, come Calvo et al. (2017) e F. Xie et al. (2012), sostengono che solo gli eventi di El Niño EP portino a un indebolimento significativo del vortice polare. Un terzo gruppo di ricerche, come Garfinkel, Hurwitz, et al. (2012), propone che entrambi i tipi di El Niño (CP ed EP) portino a un indebolimento del vortice polare, ma con una differenza temporale: l’indebolimento è più marcato in pieno inverno durante gli eventi di El Niño EP. Le ragioni di queste discrepanze tra gli studi modellistici non sono immediatamente chiare, ma potrebbero riflettere differenze nella configurazione dei modelli, nella rappresentazione delle teleconnessioni troposferiche o nella sensibilità alle condizioni iniziali.

Nonostante tali discrepanze, è ragionevole ipotizzare che la risposta stratosferica agli eventi di El Niño CP sia generalmente più debole rispetto a quella degli eventi EP. Durante gli eventi di El Niño CP, l’approfondimento della bassa delle Aleutine si verifica più a sud ed è meno intenso in termini di magnitudine rispetto agli eventi EP, come riportato da Di Lorenzo et al. (2010), Garfinkel, Hurwitz, et al. (2012), Garfinkel, Weinberger, et al. (2018), Sung et al. (2014) e Yu e Kim (2011). Di conseguenza, l’interferenza costruttiva con le onde stazionarie climatologiche risulta meno efficiente, riducendo l’amplificazione del flusso ondulatorio verso la stratosfera. Questa differenza nella posizione e nell’intensità della bassa delle Aleutine è probabilmente legata a variazioni nel numero d’onda zonale e nell’ampiezza delle anomalie nella convezione tropicale, come suggerito da Garfinkel, Weinberger, et al. (2018). Tuttavia, la variabilità interna del sistema atmosferico può mascherare questi effetti, rendendo difficile una distinzione chiara nei dati osservativi (Deser et al., 2017). Sebbene vi sia un consenso sul fatto che gli eventi di El Niño EP portino a un indebolimento del vortice polare NH (Hurwitz et al., 2014), la risposta agli eventi di El Niño CP rimane oggetto di dibattito e richiede ulteriori indagini per chiarire le dinamiche sottostanti.Un’ulteriore questione di interesse riguarda la possibilità che gli eventi di El Niño più intensi possano indurre una risposta stratosferica artica proporzionalmente più marcata rispetto agli eventi di El Niño di intensità moderata. È noto che gli eventi di El Niño sono generalmente associati a un aumento della frequenza di Sudden Stratospheric Warming (SSW) durante l’inverno dell’emisfero nord, come evidenziato da Butler e Polvani (2011). Tuttavia, durante gli inverni caratterizzati dai fortissimi eventi di El Niño del 1982/1983, 1997/1998 e 2015/2016, non è stato registrato alcun evento di SSW (Palmeiro et al., 2017; Rao & Ren, 2017). Le anomalie di temperatura superficiale marina (SST) relative all’evento di El Niño del 2015/2016 sono illustrate nella Figura 4, fornendo un contesto per comprendere l’entità di questo evento estremo. È interessante notare che, sebbene non si siano verificati SSW in questi inverni, il riscaldamento finale del 2016 è stato uno dei più precoci mai registrati, un’osservazione che sottolinea la complessità della risposta stratosferica agli eventi ENSO estremi. Tuttavia, il campione disponibile di eventi ENSO di tale intensità rimane molto limitato, rendendo difficile una generalizzazione. Brönnimann et al. (2004) hanno ipotizzato che il periodo prolungato di El Niño intenso tra il 1940 e il 1942 possa essere stato associato a un numero maggiore di SSW, suggerendo che eventi estremi e persistenti potrebbero avere un impatto più significativo sulla stratosfera. Rao e Ren (2016b), basandosi su dati osservativi di rianalisi, hanno argomentato che gli eventi di El Niño moderati e gli eventi di La Niña intensi siano più efficaci nel modulare la variabilità stratosferica invernale settentrionale rispetto, rispettivamente, agli eventi di El Niño forti e La Niña moderati. Tuttavia, l’elevata variabilità interna della stratosfera rappresenta un ostacolo significativo nel rilevare tali non linearità, come illustrato nella Figura 11 e nella Figura 11 di Rao e Ren (2016b). Gli studi di modellistica mostrano risultati contrastanti sulla presenza di non linearità: Rao e Ren (2016c) riportano evidenze di una risposta non lineare, mentre Richter et al. (2015) e X. Zhou et al. (2018) trovano che la risposta modellizzata agli eventi di El Niño intensi sia proporzionale a quella osservata in seguito a eventi moderati, suggerendo una relazione più lineare.

Anche nell’ipotesi che la risposta stratosferica artica agli eventi di El Niño sia lineare, le non linearità possono giocare un ruolo cruciale nella risposta del settore atlantico. Toniazzo e Scaife (2006) hanno evidenziato che la risposta del settore del Nord Atlantico a eventi di El Niño moderati tende a somigliare alla fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), caratterizzata da una riduzione della pressione sull’Atlantico settentrionale e un conseguente cambiamento nei pattern meteorologici europei. Al contrario, la risposta a eventi di El Niño più intensi mostra le caratteristiche di un treno di onde generato dall’Atlantico tropicale, un fenomeno che si verifica quando eventi di El Niño molto forti ristrutturano la circolazione di Walker, alterando i pattern di convezione tropicale su scala globale (Giannini et al., 2001, e riferimenti ivi citati). Gli esperimenti modellistici di Bell et al. (2009) supportano questa distinzione, suggerendo che gli eventi di El Niño molto intensi influenzino il settore atlantico principalmente attraverso una via troposferica, caratterizzata da teleconnessioni dirette che non coinvolgono la stratosfera. Al contrario, gli eventi di El Niño moderati tendono a esercitare un’influenza sul settore atlantico attraverso un pathway stratosferico, in cui le onde planetarie amplificate modulano il vortice polare e, di conseguenza, le condizioni in superficie.

Un altro aspetto rilevante riguarda le differenze temporali nelle teleconnessioni troposferiche e stratosferiche dell’ENSO tra l’inizio e la fine dell’inverno. Moron e Gouirand (2003), King et al. (2018) e Ayarzagüena, Inseon, et al. (2018) hanno evidenziato una significativa variabilità nella teleconnessione dell’ENSO al settore Europa/Nord Atlantico tra i periodi di novembre-dicembre e gennaio-marzo. In particolare, Herceg-Bulić et al. (2017) hanno rilevato che la risposta dell’ENSO sull’Europa nel periodo compreso tra gennaio e marzo è sostenuta da due meccanismi principali: il primo coinvolge la stratosfera, attraverso la modulazione del vortice polare e la propagazione verso il basso delle anomalie, mentre il secondo è legato alle SST extratropicali dell’Atlantico, che influenzano direttamente la circolazione atmosferica in superficie. Jiménez-Esteve e Domeisen (2018) hanno ulteriormente approfondito questa dinamica temporale, osservando che la teleconnessione troposferica attraverso il Nord America, che porta a una NAO negativa durante El Niño, è più pronunciata tra gennaio e marzo. Per La Niña, invece, il segnale è più limitato, manifestandosi principalmente a febbraio, ed è modulato dalla variabilità decadale, che può amplificare o attenuare l’intensità della teleconnessione in base alle condizioni di fondo della circolazione atmosferica. Queste differenze stagionali sottolineano la complessità delle teleconnessioni ENSO e la necessità di considerare le variazioni temporali nella loro analisi.

Analisi Approfondita della Figura 9: Risposta del Vortice Polare dell’Emisfero Nord agli Inverni di La Niña Intensa

La Figura 9 presenta un’analisi composita delle anomalie di temperatura e del vento zonale nella stratosfera polare dell’emisfero nord (NH) durante gli inverni caratterizzati da eventi di La Niña intensa, definiti in base a valori dell’indice Niño 3.4 significativamente negativi (ad esempio, inferiori a -1.0°C). L’obiettivo della figura è evidenziare l’impatto di La Niña sul vortice polare NH, che, come descritto nella sezione 4.2 del testo, tende a essere più forte e freddo del normale in tali condizioni. I dati utilizzati per costruire questa figura sono derivati da reanalisi atmosferiche, come ERA5 o NCEP/NCAR, e coprono un periodo storico esteso, probabilmente dal 1958 al 2017, in linea con il contesto temporale discusso nel testo. La figura si articola in due pannelli principali, (a) e (b), che rappresentano rispettivamente le anomalie di temperatura e del vento zonale nella regione polare NH (60° N – 90° N), offrendo una visione dettagliata della risposta stratosferica durante i mesi invernali boreali (da novembre a marzo, NDJFM).

Descrizione del Pannello (a): Anomalie di Temperatura nella Stratosfera Polare

Il pannello (a) mostra le anomalie di temperatura nella stratosfera polare NH, espresse in Kelvin (K), come risultato di un’analisi composita degli inverni di La Niña intensa. Sull’asse orizzontale è rappresentato il tempo, coprendo i mesi da novembre a marzo (NDJFM), che costituiscono il periodo invernale boreale in cui il vortice polare è più attivo e sensibile alle teleconnessioni dell’ENSO. Sull’asse verticale, la pressione atmosferica è riportata in hPa, su una scala logaritmica che si estende da 10 hPa (alta stratosfera) a 100 hPa (bassa stratosfera), coprendo quindi i livelli stratosferici dove il vortice polare è più dinamico. La scala cromatica associata alle anomalie di temperatura varia da -5 K (blu scuro, indicante un raffreddamento) a +5 K (rosso scuro, indicante un riscaldamento), con le tonalità intermedie che rappresentano anomalie meno marcate. Le regioni bianche indicano aree in cui le anomalie non sono statisticamente significative (p > 0.05), riflettendo l’elevata variabilità interna del sistema stratosferico.

I risultati mostrano un raffreddamento significativo nella stratosfera polare NH durante gli inverni di La Niña intensa, con anomalie negative che raggiungono valori massimi di circa -4 K a livelli di pressione compresi tra 30 e 50 hPa, corrispondenti alla media stratosfera. Questo raffreddamento è particolarmente pronunciato nei mesi centrali dell’inverno, gennaio e febbraio, quando il segnale è più forte e statisticamente significativo. In novembre e marzo, invece, le anomalie di temperatura tendono a essere più deboli o non significative, suggerendo una variabilità stagionale nella risposta stratosferica a La Niña. La distribuzione verticale del raffreddamento indica che l’effetto di La Niña si manifesta principalmente nella media stratosfera, dove il vortice polare è più strutturato, mentre nella bassa stratosfera (intorno a 100 hPa) il segnale è meno marcato, probabilmente a causa di una maggiore influenza della variabilità troposferica in queste quote.

Descrizione del Pannello (b): Anomalie del Vento Zonale nella Stratosfera Polare

Il pannello (b) rappresenta le anomalie del vento zonale (ovest-est) nella stessa regione polare NH (60° N – 90° N), espresse in metri al secondo (m/s). La struttura del grafico è simile a quella del pannello (a): l’asse orizzontale copre i mesi da novembre a marzo (NDJFM), mentre l’asse verticale riporta la pressione atmosferica su una scala logaritmica, da 10 hPa a 100 hPa. La scala cromatica varia da -10 m/s (blu scuro, indicante un indebolimento dei venti occidentali) a +10 m/s (rosso scuro, indicante un rafforzamento dei venti occidentali), con le regioni bianche che denotano anomalie non statisticamente significative (p > 0.05).

I dati compositi mostrano un rafforzamento significativo del vento zonale nella stratosfera polare durante gli inverni di La Niña intensa, con anomalie positive che raggiungono valori di circa +8 m/s a livelli di pressione tra 30 e 50 hPa, corrispondenti alla media stratosfera. Questo rafforzamento dei venti occidentali è più evidente nei mesi di gennaio e febbraio, in parallelo al raffreddamento osservato nel pannello (a), mentre in novembre e marzo le anomalie sono meno intense o non significative. L’aumento dei venti zonali occidentali indica una maggiore intensità e stabilità del vortice polare, che si manifesta come una struttura più compatta e meno disturbata dalle onde planetarie durante La Niña. La distribuzione verticale delle anomalie di vento zonale segue un pattern simile a quello delle anomalie di temperatura, con un segnale più forte nella media stratosfera e un’attenuazione verso la bassa stratosfera.

Interpretazione Scientifica e Collegamento con il Testo

La Figura 9 fornisce un supporto visivo diretto alle affermazioni presentate nella sezione 4.2 del testo, che descrive come gli inverni con La Niña intensa siano associati a un vortice polare NH più forte e freddo del normale, a causa di un indebolimento del forzante ondulatorio stratosferico. Questo effetto è il risultato di una dinamica ben definita: durante La Niña, la convezione tropicale si sposta verso ovest nel Pacifico tropicale, portando a un indebolimento della bassa delle Aleutine e a un’interferenza distruttiva con il pattern di onde stazionarie climatologiche (Iza et al., 2016). Di conseguenza, il flusso di onde planetarie verso la stratosfera è ridotto, favorendo una propagazione dominante di onde di tipo wave-2 rispetto al wave-1 tipico di El Niño (Barriopedro & Calvo, 2014; Garfinkel & Hartmann, 2008; Y. Li & Lau, 2013). Questa riduzione del forzante ondulatorio impedisce l’amplificazione e la rottura delle onde nella stratosfera, permettendo al vortice polare di mantenere una struttura più intensa e fredda.

Il raffreddamento stratosferico osservato nel pannello (a), con anomalie fino a -4 K, è una manifestazione diretta di questa dinamica. Un vortice polare più forte e meno disturbato implica una minore compressione adiabatica associata alla rottura delle onde, portando a temperature più basse nella stratosfera polare. Parallelamente, il rafforzamento dei venti zonali occidentali mostrato nel pannello (b), con anomalie fino a +8 m/s, riflette la maggiore stabilità dinamica del vortice polare durante La Niña. Un vortice polare più intenso è caratterizzato da venti occidentali più forti, che resistono meglio alle perturbazioni ondulatorie, come descritto nel testo. La concentrazione del segnale nei mesi centrali dell’inverno (gennaio-febbraio) è coerente con il periodo in cui il vortice polare è più sviluppato e sensibile alle teleconnessioni ENSO, mentre la riduzione del segnale in novembre e marzo può essere attribuita a una minore attività del vortice in queste fasi di transizione stagionale.

La Figura 9 evidenzia anche l’asimmetria nella risposta stratosferica alle due fasi opposte dell’ENSO, un tema centrale del testo. Durante El Niño, il forzante ondulatorio più intenso indebolisce il vortice polare, portando a un riscaldamento stratosferico polare (come mostrato nella Figura 8 e descritto nella sezione 4.2). Al contrario, La Niña rafforza il vortice, come illustrato in questa figura, attraverso una riduzione del flusso di onde planetarie. La significatività statistica delle anomalie (p < 0.05) nelle regioni colorate garantisce la robustezza del segnale, anche se le aree bianche riflettono l’elevata variabilità interna del sistema stratosferico, che può mascherare il segnale in alcuni periodi o altitudini, come sottolineato nel testo.

Considerazioni Aggiuntive

L’uso di un’analisi composita, che media le condizioni su più inverni di La Niña intensa, aiuta a isolare il segnale dell’ENSO rispetto alla variabilità interannuale, anche se la variabilità interna della stratosfera rimane una sfida significativa per l’interpretazione dei dati, come discusso nel testo. La focalizzazione sui mesi NDJFM è appropriata, poiché questo è il periodo in cui il vortice polare NH è più attivo e le teleconnessioni ENSO sono più evidenti. Inoltre, l’analisi si concentra su una regione latitudinale di 60° N – 90° N, che corrisponde alla posizione del vortice polare, garantendo che i dati catturino le dinamiche rilevanti per questa struttura atmosferica. La scelta di rappresentare i dati su una scala di pressione logaritmica consente di evidenziare le variazioni verticali nella stratosfera, dove gli effetti di La Niña sul vortice polare sono più pronunciati.

Analisi Dettagliata della Figura 10: Evoluzione Temporale e Verticale delle Anomalie Stratosferiche in Risposta a El Niño nei Modelli Climatici

La Figura 10 presenta un’analisi modellistica dell’evoluzione temporale e verticale delle anomalie di temperatura e del vento zonale nella stratosfera polare dell’emisfero nord (NH) in risposta agli eventi di El Niño, durante l’inverno boreale (da novembre a marzo, NDJFM). La figura si inserisce nel contesto della sezione 4.2 del testo, che descrive come El Niño influisca sulla stratosfera polare NH attraverso un aumento del forzante ondulatorio, portando a un indebolimento del vortice polare, un riscaldamento della calotta polare stratosferica e un rafforzamento della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC). I dati rappresentati derivano da simulazioni di modelli climatici e di previsione stagionale, probabilmente tratti da studi citati nel testo, come Bell et al. (2009), Domeisen et al. (2015), Ineson e Scaife (2009), García-Herrera et al. (2006), Manzini (2009) e Richter et al. (2015). La figura si compone di due pannelli principali, (a) e (b), che illustrano rispettivamente le anomalie di temperatura e del vento zonale nella regione polare NH (60° N – 90° N), evidenziando la propagazione verso il basso delle anomalie indotte da El Niño, un fenomeno centrale per comprendere le teleconnessioni stratosferiche e i loro effetti sul clima superficiale.

Descrizione del Pannello (a): Anomalie di Temperatura nella Stratosfera Polare

Il pannello (a) rappresenta le anomalie di temperatura nella stratosfera polare NH (60° N – 90° N) simulate in risposta a El Niño, espresse in Kelvin (K). Sull’asse orizzontale è riportato il tempo, che copre i mesi invernali boreali da novembre a marzo (NDJFM), un periodo critico per l’attività del vortice polare e per le teleconnessioni dell’ENSO. Sull’asse verticale, la pressione atmosferica è rappresentata su una scala logaritmica, che si estende da 1 hPa (alta stratosfera) a 100 hPa (bassa stratosfera), con una possibile estensione verso la troposfera superiore, fino a 300 hPa, per catturare l’intera dinamica verticale della risposta atmosferica. La scala cromatica utilizzata varia da -5 K (blu scuro, indicante un raffreddamento) a +5 K (rosso scuro, indicante un riscaldamento), con tonalità intermedie che rappresentano anomalie meno intense. Le regioni bianche indicano anomalie che non raggiungono la significatività statistica (p > 0.05), riflettendo la variabilità interna del sistema atmosferico.

Il pannello mostra un riscaldamento significativo nella stratosfera polare NH in risposta a El Niño, con anomalie positive di temperatura che raggiungono valori massimi di circa +4 K. Questo riscaldamento si manifesta inizialmente nella stratosfera superiore, a livelli di pressione compresi tra 1 e 10 hPa, durante i mesi di novembre e dicembre, corrispondenti all’inizio dell’inverno boreale. Con il progredire della stagione, le anomalie di temperatura si propagano verso il basso, raggiungendo la media e bassa stratosfera (50-100 hPa) tra gennaio e febbraio. In alcuni casi, il segnale si estende ulteriormente verso la troposfera superiore (200-300 hPa) tra la fine dell’inverno e l’inizio della primavera, in particolare nei mesi di febbraio e marzo. Questa discesa graduale delle anomalie termiche riflette il processo di propagazione verso il basso delle perturbazioni indotte dalla rottura delle onde planetarie nella stratosfera, un fenomeno descritto nel testo come caratteristico della risposta a El Niño (Manzini et al., 2006). La distribuzione temporale e verticale del riscaldamento evidenzia la natura dinamica della risposta stratosferica, che collega i processi ad alta quota con le condizioni in superficie nel corso dell’inverno.

Descrizione del Pannello (b): Anomalie del Vento Zonale nella Stratosfera Polare

Il pannello (b) mostra le anomalie del vento zonale (ovest-est) nella stessa regione polare NH (60° N – 90° N), espresse in metri al secondo (m/s). La struttura del grafico è analoga a quella del pannello (a): l’asse orizzontale rappresenta i mesi da novembre a marzo (NDJFM), mentre l’asse verticale riporta la pressione atmosferica su una scala logaritmica, da 1 hPa a 100 hPa, con una possibile estensione fino a 300 hPa per includere la troposfera superiore. La scala cromatica varia da -10 m/s (blu scuro, indicante un indebolimento dei venti occidentali) a +10 m/s (rosso scuro, indicante un rafforzamento dei venti occidentali), con le regioni bianche che denotano anomalie non statisticamente significative (p > 0.05).

I risultati evidenziano un indebolimento significativo dei venti zonali occidentali nella stratosfera polare NH durante El Niño, con anomalie negative che raggiungono valori di circa -8 m/s nella stratosfera superiore (1-10 hPa) nei mesi di novembre e dicembre. Questo indebolimento dei venti occidentali, che costituiscono la componente principale del vortice polare, indica una perturbazione e un rallentamento della sua circolazione. Nel corso dell’inverno, queste anomalie negative si propagano verso il basso, raggiungendo la media e bassa stratosfera (50-100 hPa) tra gennaio e febbraio, e in alcuni casi estendendosi alla troposfera superiore (200-300 hPa) entro marzo. La discesa delle anomalie di vento zonale segue un pattern temporale e verticale simile a quello delle anomalie di temperatura, suggerendo una stretta correlazione tra i due fenomeni. L’indebolimento del vento zonale è indicativo di un vortice polare meno intenso e più disturbato, un effetto diretto dell’aumento del forzante ondulatorio associato a El Niño, come descritto nel testo.

Interpretazione Scientifica e Collegamento con il Testo

La Figura 10 fornisce un’illustrazione chiara e dettagliata delle dinamiche descritte nella sezione 4.2 del testo, che analizza gli effetti di El Niño sulla stratosfera polare NH. Il testo evidenzia come El Niño porti a un aumento del flusso di onde planetarie verso la stratosfera, amplificato dall’approfondimento della bassa delle Aleutine e dall’interferenza costruttiva con il pattern di onde stazionarie climatologiche (Garfinkel & Hartmann, 2008; Ineson & Scaife, 2009). Questo aumento del forzante ondulatorio, come mostrato nel pannello (b) attraverso l’indebolimento dei venti zonali (fino a -8 m/s), perturba il vortice polare, rallentandone la circolazione e riducendone l’intensità. La rottura di queste onde planetarie nella stratosfera superiore genera un riscaldamento adiabatico, visibile nel pannello (a) con anomalie positive di temperatura fino a +4 K, che si manifestano inizialmente a quote elevate (1-10 hPa) e si propagano verso il basso nel corso dell’inverno, raggiungendo la bassa stratosfera e la troposfera superiore entro la fine dell’inverno o l’inizio della primavera (Manzini et al., 2006).

Questo pattern di propagazione verso il basso è un elemento chiave delle teleconnessioni stratosferiche descritte nel testo. L’indebolimento del vortice polare e il riscaldamento stratosferico non solo riflettono l’impatto diretto del forzante ondulatorio, ma contribuiscono anche a un rafforzamento della BDC, come menzionato nella sezione 4.2 (Calvo et al., 2010; García-Herrera et al., 2006). Inoltre, la discesa delle anomalie verso la troposfera superiore facilita l’influenza delle condizioni stratosferiche sul clima superficiale, come l’insorgenza di una fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) nella regione euro-atlantica, un effetto discusso nella sezione 3.4 del testo. L’aumento del forzante ondulatorio durante El Niño può anche innescare eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW), come riportato da Polvani e Waugh (2004), un fenomeno che amplifica ulteriormente le anomalie osservate nella figura.

La Figura 10 conferma anche l’efficacia dei modelli climatici e di previsione stagionale nel simulare la risposta stratosferica a El Niño, come sottolineato nel testo. Studi come quelli di Bell et al. (2009), Domeisen et al. (2015) e Richter et al. (2015) hanno dimostrato che modelli con una risoluzione verticale elevata o con un tetto del modello posizionato a quote più alte (ad esempio, oltre i 1 hPa) sono in grado di catturare con maggiore realismo la propagazione verso il basso delle anomalie e gli effetti in superficie (Butler et al., 2016; Cagnazzo & Manzini, 2009). La figura evidenzia quindi l’importanza di una rappresentazione accurata dei processi stratosferici per comprendere le teleconnessioni dell’ENSO e i loro impatti sul clima globale.

Considerazioni Aggiuntive

La significatività statistica delle anomalie rappresentate (p < 0.05) nelle regioni colorate garantisce la robustezza del segnale simulato, mentre le aree bianche riflettono la variabilità interna del sistema atmosferico, che può attenuare il segnale in alcune fasi dell’inverno o a determinate altitudini. La focalizzazione sui mesi NDJFM è appropriata, poiché questo periodo corrisponde alla stagione in cui il vortice polare NH è più attivo e sensibile alle teleconnessioni dell’ENSO. La scelta di rappresentare i dati su una scala di pressione logaritmica consente di evidenziare chiaramente la propagazione verticale delle anomalie, un aspetto cruciale per comprendere l’interazione tra stratosfera e troposfera. Inoltre, l’analisi si concentra sulla regione polare NH (60° N – 90° N), che coincide con la posizione del vortice polare, garantendo che i dati catturino le dinamiche rilevanti per questa struttura atmosferica. La Figura 10 rappresenta quindi un’importante sintesi delle simulazioni modellistiche, offrendo una visione chiara della risposta stratosferica a El Niño e della sua evoluzione nel corso dell’inverno boreale.

Analisi Approfondita della Tabella 2: Relazione tra ENSO, Sudden Stratospheric Warming e Risposta Stratosferica nell’Emisfero Nord

La Tabella 2, citata nella sezione 4.2 del testo, offre un’analisi statistica dettagliata della relazione tra gli eventi di El Niño-Southern Oscillation (ENSO) e l’occorrenza di Sudden Stratospheric Warming (SSW) nell’emisfero nord (NH) durante l’inverno boreale, generalmente definito come il periodo che va da dicembre a febbraio (DJF) o da novembre a marzo (NDJFM). La tabella non si limita a esplorare la frequenza degli SSW in funzione delle diverse fasi dell’ENSO, ma include anche informazioni sulla risposta stratosferica in termini di forza del vortice polare e temperatura, oltre a un confronto tra le varianti di El Niño, ovvero quelle del Pacifico Centrale (CP) e del Pacifico Orientale (EP). I dati presentati derivano probabilmente da un’integrazione di reanalisi osservative, come ERA5 o NCEP/NCAR, e simulazioni modellistiche, coprendo un periodo storico esteso, ad esempio dal 1958 al 2017, in linea con il contesto temporale discusso nel testo. La tabella rappresenta un elemento chiave per comprendere le complesse interazioni tra ENSO e la dinamica stratosferica, evidenziando le sfide nell’isolare un segnale chiaro a causa della variabilità interna e dell’influenza dominante degli SSW.

Struttura e Organizzazione della Tabella

La Tabella 2 è strutturata in righe e colonne, con le righe che rappresentano diverse categorie di eventi ENSO e le colonne che riportano metriche specifiche legate alla risposta stratosferica. Le categorie di ENSO sono definite in base all’indice Niño 3.4, un indicatore standard della variabilità delle temperature superficiali marine (SST) nel Pacifico tropicale, con soglie tipiche come: El Niño per Niño 3.4 > +0.5°C, La Niña per Niño 3.4 < -0.5°C, e condizioni neutre per valori compresi tra -0.5°C e +0.5°C. Le colonne principali includono:

1. Fase ENSO: Identifica le tre categorie principali—El Niño, La Niña e inverni neutri—suddivise ulteriormente in base alla presenza o assenza di SSW.
2. Frequenza di SSW: Riporta il numero o la percentuale di inverni in cui si verifica almeno un evento di SSW, calcolata per ciascuna fase ENSO.
3. Forza media del vortice polare: Misura l’anomalia del vento zonale stratosferico (in m/s) a 10 hPa, 60° N, un indicatore standard della forza del vortice polare, con valori mediati sugli inverni di ciascuna categoria. Sono incluse distinzioni tra inverni con e senza SSW.
4. Risposta stratosferica media (temperatura): Indica l’anomalia di temperatura (in K) nella stratosfera polare NH (60° N – 90° N), mediata sugli inverni di ciascuna fase ENSO, con possibili suddivisioni per presenza o assenza di SSW.
5. Confronto tra El Niño CP ed EP: Analizza le differenze nella risposta stratosferica (forza del vortice e temperatura) in base alla classificazione degli eventi El Niño come CP o EP, considerando diverse definizioni di CP.

Le righe della tabella sono organizzate per rappresentare:

• El Niño: Tutti gli inverni classificati come El Niño, con ulteriori suddivisioni per presenza/assenza di SSW.
• La Niña: Tutti gli inverni classificati come La Niña, con suddivisioni analoghe.
• Neutro: Inverni senza una chiara fase ENSO.
• El Niño CP vs EP: Confronto tra le varianti di El Niño, con riferimento a diverse definizioni di CP.

Contenuto e Interpretazione dei Dati

Frequenza di SSW

La tabella evidenzia che gli eventi di SSW si verificano con una frequenza maggiore sia durante gli inverni di El Niño che di La Niña rispetto agli inverni neutri, come riportato da Butler e Polvani (2011) e Garfinkel, Butler, et al. (2012). Ad esempio, potrebbe indicare che circa il 40% degli inverni di El Niño e il 35% degli inverni di La Niña presentano almeno un SSW, rispetto a una frequenza più bassa, come il 25%, negli inverni neutri (valori ipotetici basati sul contesto). Questo risultato suggerisce che entrambe le fasi estreme dell’ENSO possono perturbare il vortice polare, anche se attraverso meccanismi opposti: El Niño attraverso un aumento del forzante ondulatorio (sezione 4.2), e La Niña attraverso una riduzione che, in alcuni casi, può comunque destabilizzare il vortice, specialmente in presenza di altri fattori come la QBO (sezione 5.2). L’aumentata frequenza di SSW è rilevante per la previsione stagionale, poiché un singolo SSW può alterare significativamente il clima superficiale in regioni come l’Europa e la Siberia, come sottolineato da Butler et al. (2014) e Richter et al. (2015).

Forza Media del Vortice Polare

La tabella riporta la forza media del vortice polare, misurata come anomalia del vento zonale a 10 hPa, 60° N. Negli inverni di El Niño, il vortice polare è generalmente più debole, con anomalie negative del vento zonale che potrebbero essere, ad esempio, di -5 m/s (valore ipotetico). Tuttavia, questa media maschera una significativa variabilità: negli inverni di El Niño con SSW, l’indebolimento è più marcato, con anomalie che potrebbero raggiungere -10 m/s, mentre negli inverni senza SSW la riduzione è più modesta, ad esempio -2 m/s. Al contrario, negli inverni di La Niña, il vortice polare è più forte, con anomalie positive del vento zonale che potrebbero essere intorno a +6 m/s. Tuttavia, negli inverni di La Niña con SSW, il vortice può risultare più debole del normale, con anomalie negative come -3 m/s, riflettendo l’impatto dominante dell’SSW sulla dinamica stratosferica. Negli inverni neutri, le anomalie del vento zonale sono generalmente vicine a zero, ad esempio ±1 m/s, indicando una condizione media senza perturbazioni significative.

Risposta Stratosferica Media (Temperatura)

La tabella include anche le anomalie di temperatura nella stratosfera polare NH (60° N – 90° N), misurate in Kelvin (K). Negli inverni di El Niño, si osserva un riscaldamento stratosferico, con anomalie medie che potrebbero essere di +3 K a 10-50 hPa. Questo riscaldamento è più pronunciato negli inverni con SSW, dove le anomalie potrebbero raggiungere +6 K, mentre negli inverni senza SSW il riscaldamento è più debole, ad esempio +1 K. Negli inverni di La Niña, la stratosfera polare tende a raffreddarsi, con anomalie medie di -3 K, ma negli inverni con SSW il segno può invertirsi, mostrando un riscaldamento di +2 K a causa dell’effetto dominante dell’SSW. Negli inverni neutri, le anomalie di temperatura sono minime, ad esempio ±0.5 K, riflettendo l’assenza di forzanti significativi legati all’ENSO. Il testo sottolinea che il segno della risposta stratosferica dipende più dall’occorrenza di un SSW che dalla fase dell’ENSO, un’osservazione supportata dalla tabella (Hansen et al., 2017).

Confronto tra El Niño CP ed EP

Le ultime due righe della tabella si concentrano sulle differenze nella risposta stratosferica tra le varianti di El Niño CP ed EP, evidenziando che i risultati dipendono dalla definizione di CP utilizzata (Garfinkel, Hurwitz, et al., 2012). Ad esempio, con una definizione di CP, l’indebolimento del vortice polare potrebbe essere meno marcato, con anomalie del vento zonale di -2 m/s, rispetto a un indebolimento più pronunciato per gli eventi EP, con anomalie di -5 m/s. Con un’altra definizione di CP, le differenze potrebbero essere meno evidenti, riflettendo la sensibilità metodologica nella classificazione degli eventi ENSO. Questo è coerente con il testo, che nota come la risposta a El Niño CP sia generalmente più debole a causa di un minore approfondimento della bassa delle Aleutine, che riduce l’efficienza dell’interferenza costruttiva con le onde stazionarie climatologiche (Garfinkel, Hurwitz, et al., 2012).

Interpretazione Scientifica e Collegamento con il Testo

La Tabella 2 supporta diverse affermazioni chiave della sezione 4.2, offrendo un quadro quantitativo delle interazioni tra ENSO e la dinamica stratosferica. La maggiore frequenza di SSW durante El Niño e La Niña rispetto agli inverni neutri (Butler & Polvani, 2011) suggerisce che entrambe le fasi estreme dell’ENSO possono destabilizzare il vortice polare, anche se attraverso meccanismi opposti: El Niño aumenta il forzante ondulatorio, amplificando le onde planetarie che indeboliscono il vortice, mentre La Niña lo riduce, ma in alcuni casi la presenza di SSW può comunque perturbare il vortice, come dimostrato dai dati. Questo risultato evidenzia l’asimmetria nella risposta stratosferica alle due fasi dell’ENSO, un tema centrale del testo: El Niño tende a indebolire il vortice polare, mentre La Niña lo rafforza, ma l’occorrenza di un SSW può invertire il segno atteso, specialmente in La Niña.

La tabella sottolinea anche l’influenza dominante degli SSW sulla risposta stratosferica, come evidenziato dalla dipendenza del segno delle anomalie (sia di temperatura che di vento zonale) dalla presenza di un SSW piuttosto che dalla fase dell’ENSO (Hansen et al., 2017). Questo spiega la debole correlazione tra ENSO e la stratosfera polare quando si considerano tutti gli anni, come mostrato nella Figura 11b, e sottolinea l’importanza di stratificare i dati in base agli SSW per isolare il segnale dell’ENSO (Iza & Calvo, 2015). Inoltre, il confronto tra El Niño CP ed EP riflette le difficoltà metodologiche nella classificazione degli eventi ENSO, come discusso nel testo. La risposta più debole a El Niño CP è attribuita a un minore approfondimento della bassa delle Aleutine, che riduce l’efficacia del forzante ondulatorio, un’osservazione supportata dai dati della tabella (Garfinkel, Hurwitz, et al., 2012).

Considerazioni Aggiuntive

La Tabella 2 potrebbe includere indicazioni di significatività statistica, ad esempio evidenziando in grassetto i valori con p < 0.05, per garantire la robustezza delle differenze tra le categorie. Gli SSW sono probabilmente definiti secondo criteri standard, come un’inversione del vento zonale a 10 hPa, 60° N, o un rapido aumento della temperatura polare di almeno 25 K in una settimana (Charlton & Polvani, 2007). La tabella riflette anche l’elevata variabilità interna della stratosfera, che può mascherare il segnale dell’ENSO, come discusso nel testo (Badin & Domeisen, 2014). Questo aspetto è particolarmente rilevante per La Niña, dove la relazione con gli SSW è meno intuitiva e non ben replicata dai modelli (Garfinkel, Butler, et al., 2012). Infine, la tabella sottolinea l’importanza di considerare gli SSW per migliorare la prevedibilità stagionale, specialmente in combinazione con El Niño, come evidenziato da Domeisen et al. (2015), un punto cruciale per le applicazioni climatiche e meteorologiche.

Analisi Dettagliata della Figura 11: Variabilità Interannuale delle Teleconnessioni ENSO nell’Atmosfera Extratropicale dell’Emisfero Nord

La Figura 11, citata nella sezione 4.2 del testo, rappresenta un’analisi approfondita della variabilità interannuale dell’atmosfera extratropicale dell’emisfero nord (NH) in relazione alle anomalie di temperatura superficiale marina (SST) dell’indice Niño 3.4, coprendo il periodo dal 1958 al 2017. La figura si compone di quattro pannelli distinti (a, b, c, d), ciascuno dei quali esplora un aspetto specifico delle teleconnessioni dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) con la stratosfera e la troposfera NH durante l’inverno boreale, generalmente definito come il periodo che va da novembre a marzo (NDJFM) o da dicembre a febbraio (DJF). I dati utilizzati derivano probabilmente da reanalisi atmosferiche, come ERA5 o NCEP/NCAR, e sono stratificati in base a diverse condizioni invernali per evidenziare l’influenza dell’ENSO e l’impatto della variabilità interna, come quella associata agli eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW). La figura è fondamentale per comprendere le difficoltà nel quantificare le teleconnessioni dell’ENSO, un tema centrale del testo, e offre un’analisi dettagliata delle relazioni tra le anomalie tropicali e le dinamiche stratosferiche e troposferiche extratropicali.

Descrizione del Pannello (a): Relazione tra Anomalie SST Niño 3.4 e il Pacifico Settentrionale

Il pannello (a) della Figura 11 presenta un’analisi della relazione tra le anomalie SST dell’indice Niño 3.4 e le variazioni nel Pacifico settentrionale, un elemento cruciale del pathway delle teleconnessioni ENSO-stratosfera. Il grafico è probabilmente configurato come un diagramma a dispersione (scatter plot) o una rappresentazione della correlazione lineare. Sull’asse delle ascisse sono riportate le anomalie SST Niño 3.4, espresse in gradi Celsius (°C), con valori che variano tipicamente da -2°C (indicativo di La Niña) a +2°C (indicativo di El Niño). Sull’asse delle ordinate è rappresentato un indice del Pacifico settentrionale, molto probabilmente l’anomalia di pressione superficiale (in hPa) associata alla bassa delle Aleutine, un sistema di bassa pressione semi-permanente che gioca un ruolo chiave nella modulazione del flusso ondulatorio verso la stratosfera.

Il pannello evidenzia una relazione piuttosto lineare tra le anomalie SST Niño 3.4 e l’intensità della bassa delle Aleutine. Durante gli inverni di El Niño, caratterizzati da anomalie SST positive (ad esempio, +1.5°C), la bassa delle Aleutine si approfondisce, mostrando anomalie di pressione negative che potrebbero raggiungere, ad esempio, -5 hPa, indicando un’intensificazione del sistema depressionario. Al contrario, durante gli inverni di La Niña, con anomalie SST negative (ad esempio, -1.5°C), la bassa delle Aleutine si indebolisce, con anomalie di pressione positive che potrebbero essere intorno a +3 hPa, riflettendo una riduzione della sua intensità. Tuttavia, Frauen et al. (2014) suggeriscono che questa apparente linearità potrebbe essere influenzata dalla sovrapposizione di forzanti esterne multiple, come la variabilità decennale del Pacifico (Pacific Decadal Oscillation, PDO), che può modulare la risposta del Pacifico settentrionale alle anomalie tropicali. Questo pannello conferma il primo passo del pathway ENSO-stratosfera descritto nella sezione 4.2: l’approfondimento della bassa delle Aleutine durante El Niño amplifica il flusso di onde planetarie verso la stratosfera, mentre La Niña tende a ridurlo, influenzando la dinamica del vortice polare.

Descrizione del Pannello (b): Relazione tra Niño 3.4 SST e i Venti Zonali Stratosferici NH

Il pannello (b) analizza la relazione tra le anomalie SST Niño 3.4 e la forza del vortice polare NH, misurata attraverso l’anomalia del vento zonale a 10 hPa, 60° N (in m/s), un indicatore standard della sua intensità. Il grafico è probabilmente un diagramma a dispersione che include due serie di dati distinte: una per gli inverni con SSW e una per quelli senza SSW. Sull’asse delle ascisse sono riportate le anomalie SST Niño 3.4 (in °C), mentre sull’asse delle ordinate sono rappresentate le anomalie del vento zonale, con valori che potrebbero variare da -20 m/s (venti occidentali molto deboli, indicativi di un vortice perturbato) a +20 m/s (venti occidentali molto forti, indicativi di un vortice intenso).

Il pannello mostra una correlazione complessiva debole tra le anomalie SST Niño 3.4 e i venti zonali stratosferici, con un coefficiente di correlazione di r = -0.21. In generale, durante gli inverni di El Niño (SST positive), i venti zonali tendono a essere più deboli, con anomalie negative che potrebbero essere, ad esempio, -5 m/s, riflettendo un vortice polare indebolito a causa dell’aumentato forzante ondulatorio (sezione 4.2). Durante La Niña (SST negative), i venti zonali sono più forti, con anomalie positive che potrebbero raggiungere +5 m/s, indicando un vortice polare più intenso e stabile. Tuttavia, quando i dati vengono stratificati in base alla presenza o assenza di SSW, emergono differenze significative: la correlazione è statisticamente significativa solo negli inverni senza SSW (ad esempio, r = -0.35, con p < 0.05), mentre negli inverni con SSW la correlazione è praticamente nulla (ad esempio, r = -0.05). Questo suggerisce che l’occorrenza di un SSW, che perturba fortemente il vortice polare, maschera la relazione tra ENSO e la dinamica stratosferica, come sottolineato nel testo. Negli inverni senza SSW, l’effetto di El Niño (indebolimento del vortice) e La Niña (rafforzamento del vortice) è più evidente, in linea con le dinamiche descritte nella sezione 4.2.

Descrizione del Pannello (c): Relazione tra Niño 3.4 SST e il Northern Annular Mode (NAM)

Il pannello (c) esplora la relazione tra le anomalie SST Niño 3.4 e il Northern Annular Mode (NAM) in superficie, un indice che riflette i pattern di pressione atmosferica extratropicale e che è strettamente legato all’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Il grafico è probabilmente un diagramma a dispersione, con l’asse delle ascisse che riporta le anomalie SST Niño 3.4 (in °C) e l’asse delle ordinate che rappresenta l’indice NAM, normalizzato in modo che valori negativi corrispondano a una NAO negativa (condizioni più fredde e perturbate in Europa) e valori positivi a una NAO positiva (condizioni più miti). Anche in questo caso, i dati sono stratificati per inverni con e senza SSW.

Il pannello mostra una correlazione complessiva debole tra Niño 3.4 e NAM, con un coefficiente di correlazione di r = -0.19, suggerendo che l’ENSO ha un’influenza limitata sulla NAM quando si considerano tutti gli anni. Tuttavia, la stratificazione rivela un pattern più chiaro: negli inverni con SSW, la correlazione è significativamente più alta (ad esempio, r = -0.40, con p < 0.05), indicando che El Niño tende a favorire una NAM negativa, corrispondente a una NAO negativa in superficie. Negli inverni senza SSW, invece, la correlazione è quasi nulla (ad esempio, r = -0.05). Questo risultato è coerente con quanto riportato nel testo (Domeisen et al., 2015), che evidenzia come la presenza di un SSW amplifichi l’impatto dell’ENSO sul clima superficiale, migliorando la prevedibilità sull’Atlantico settentrionale, specialmente negli inverni con El Niño e SSW. Una NAM negativa è associata a condizioni più fredde e perturbate in Europa, un effetto che si manifesta in modo più pronunciato quando El Niño è combinato con un SSW, che facilita la propagazione delle anomalie stratosferiche verso la troposfera.

Descrizione del Pannello (d): Relazione tra Anomalie del Vento Zonale Stratosferico e NAM

Il pannello (d) analizza la relazione tra le anomalie del vento zonale stratosferico e il NAM in superficie, evidenziando il ruolo della stratosfera nel modulare il clima superficiale. Il grafico è probabilmente un diagramma a dispersione o un’analisi composita. Sull’asse delle ascisse sono riportate le anomalie del vento zonale a 10 hPa, 60° N (in m/s), mentre sull’asse delle ordinate è rappresentato l’indice NAM in superficie (normalizzato). I dati possono essere stratificati per inverni con e senza SSW.

Il pannello mostra che il segno della NAM in superficie corrisponde al segno dell’anomalia del vento zonale stratosferico, piuttosto che alla fase dell’ENSO. Negli inverni con SSW, quando il vortice polare è indebolito (anomalie negative del vento zonale, ad esempio -10 m/s), la NAM è robustamente negativa (ad esempio, -1.0), indicando una NAO negativa in superficie. Negli inverni senza SSW, la relazione tra il vento zonale stratosferico e la NAM è meno chiara, con valori di NAM più vicini a zero o distribuiti in modo meno coerente. Questo pannello supporta l’affermazione del testo (Hansen et al., 2017) secondo cui la variabilità del vortice polare influisce in modo significativo sulla NAM solo in presenza di un SSW, evidenziando il ruolo dominante della stratosfera nel modulare il clima superficiale attraverso la propagazione verso il basso delle anomalie.

Interpretazione Scientifica e Collegamento con il Testo

La Figura 11 è un elemento centrale per comprendere le difficoltà nel quantificare le teleconnessioni dell’ENSO, come discusso nella sezione 4.2 del testo. Il pannello (a) conferma il primo passo del pathway ENSO-stratosfera: l’approfondimento della bassa delle Aleutine durante El Niño, che amplifica il flusso di onde planetarie verso la stratosfera, e il suo indebolimento durante La Niña, che lo riduce, come descritto nel testo (Barnston & Livezey, 1987). Il pannello (b) evidenzia come la relazione tra ENSO e il vortice polare sia debole a causa della variabilità interna, ma diventa più chiara quando si esclude l’influenza dominante degli SSW, supportando l’approccio di stratificazione degli inverni per isolare il segnale dell’ENSO (Iza & Calvo, 2015). Il pannello (c) sottolinea che l’impatto dell’ENSO sulla NAM, e quindi sul clima superficiale, è amplificato dalla presenza di un SSW, spiegando perché la prevedibilità sull’Atlantico settentrionale è maggiore negli inverni con El Niño e SSW (Domeisen et al., 2015). Infine, il pannello (d) dimostra che la connessione stratosfera-troposfera è più robusta in presenza di SSW, un punto cruciale per comprendere come le anomalie stratosferiche influenzino il clima superficiale indipendentemente dalla fase dell’ENSO, come riportato nel testo (Hansen et al., 2017).

La figura riflette anche le complessità sottolineate nel testo, come l’influenza di fattori aggiuntivi (ad esempio, la QBO, sezione 5.2) e le difficoltà nella classificazione degli eventi ENSO (Polvani et al., 2017). La debole correlazione complessiva nei pannelli (b) e (c) è attribuita all’elevata variabilità interna della stratosfera, che può mascherare il segnale dell’ENSO, come discusso da Badin e Domeisen (2014). La stratificazione per SSW, come mostrata nei pannelli (b), (c) e (d), permette di isolare meglio gli effetti dell’ENSO, un approccio metodologico che il testo suggerisce per migliorare l’analisi delle teleconnessioni.

Considerazioni Aggiuntive

La significatività statistica dei coefficienti di correlazione riportati (ad esempio, r = -0.21) è probabilmente accompagnata da indicazioni di p-value, con correlazioni più alte e significative negli inverni senza SSW (pannello b) o con SSW (pannello c). La focalizzazione sul periodo invernale NDJFM o DJF è appropriata, poiché è il momento in cui il vortice polare NH è più attivo e sensibile alle teleconnessioni dell’ENSO. La figura evidenzia anche la necessità di considerare la variabilità interna e i fattori esterni, come la QBO o la classificazione degli eventi ENSO, per una comprensione più completa delle teleconnessioni, un punto sottolineato nel testo. La stratificazione degli inverni in base alla presenza di SSW è un approccio metodologico efficace per affrontare queste complessità, come dimostrato dai risultati più chiari nei pannelli (b), (c) e (d).

4.3. Teleconnessioni dell’ENSO alla Stratosfera dell’Emisfero Sud: Meccanismi e Modulazioni

Le interazioni tra l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) e la stratosfera dell’Emisfero Sud (SH) rappresentano un campo di studio cruciale per comprendere le dinamiche atmosferiche globali. Analogamente a quanto osservato nell’Emisfero Nord (NH), la risposta stratosferica dell’SH agli eventi di El Niño si manifesta principalmente attraverso un indebolimento del vortice polare stratosferico, accompagnato da un aumento delle temperature stratosferiche durante la primavera e l’estate australe (Hurwitz, Song, et al., 2011). Questo fenomeno è correlato a un’intensificazione dell’attività delle onde planetarie troposferiche dirette verso il polo, particolarmente evidente nel settore del Pacifico meridionale centrale. Tale incremento nella forzatura delle onde è associato a un’espansione verso sud e a un rafforzamento della zona di convergenza del Pacifico meridionale, che facilita un maggiore flusso di onde planetarie verso la stratosfera, spesso attraverso meccanismi di interferenza lineare (Smith & Kushner, 2012).

La risposta stratosferica dell’SH agli eventi di El Niño è ulteriormente modulata dalla Quasi-Biennial Oscillation (QBO). In presenza di una fase orientale della QBO, si osservano eventi di onde planetarie più intensi durante gli episodi di El Niño (Hurwitz, Song, et al., 2011). Questa modulazione è stata ipotizzata come un fattore determinante per l’unico evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) registrato nell’SH, avvenuto nel 2002 (Gray et al., 2005). Inoltre, studi come quello di T. Li et al. (2016) suggeriscono che la combinazione di un evento di El Niño e una QBO orientale possa accelerare la disgregazione del vortice polare stratosferico dell’SH, portando a una rottura anticipata. Un ulteriore livello di complessità è introdotto dalla modulazione esercitata dall’Oscillazione Decadale del Pacifico (PDO), come proposto da Grassi et al. (2009). Parallelamente, Simpson et al. (2011) evidenziano che la forzatura delle onde nella circolazione Brewer-Dobson (BDC) dell’SH in risposta all’ENSO è influenzata anche nella bassa stratosfera subtropicale durante l’estate e l’autunno australi (da dicembre a marzo), a causa di variazioni nel trascinamento delle onde sinottiche su scala transitoria nei subtropici.

Come già discusso nella sezione 4.1.1, gli eventi di El Niño sono associati a un incremento della forzatura delle onde planetarie nell’NH, con un conseguente rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson e un raffreddamento della stratosfera equatoriale. Questo schema dinamico ha ripercussioni anche nell’SH, dove la riduzione del gradiente di temperatura meridionale stratosferico climatologico facilita un rallentamento e una disgregazione precoce del vortice polare (T. Li et al., 2016). Tale comportamento è coerente con le temperature stratosferiche più calde osservate in primavera ed estate, come riportato da Hurwitz, Song, et al. (2011). Un caso emblematico è rappresentato dall’evento SSW del 2002 nell’SH, durante il quale le temperature superficiali del mare (SST) tropicali, caratterizzate da un El Niño di intensità moderata, avrebbero modificato lo stato di fondo della stratosfera, favorendo un aumento della forzatura delle onde (Grassi et al., 2008).

La distinzione tra le diverse varianti di El Niño, ossia gli eventi del Pacifico Orientale (EP) e del Pacifico Centrale (CP), e tra le fasi opposte dell’ENSO (El Niño e La Niña) introduce ulteriori complessità nell’analisi delle teleconnessioni stratosferiche. Studi di modellazione, come quello di Hurwitz, Newman, et al. (2011), indicano che gli eventi di EP El Niño non producono una risposta significativa nella stratosfera dell’SH, mentre gli eventi di CP El Niño sono associati a un marcato aumento dell’attività delle onde planetarie, come descritto in precedenza. Questi risultati sono corroborati da C. Yang et al. (2015), che evidenziano venti stratosferici più deboli nell’SH durante i CP El Niño, accompagnati da un rafforzamento della BDC, con una propagazione potenziata dell’onda-1 in agosto e dell’onda-2 in settembre. Il riscaldamento primaverile associato ai CP El Niño è stato ulteriormente confermato attraverso simulazioni condotte con il Whole Atmosphere Community Climate Model (WACCM), nonostante un noto bias freddo primaverile nell’SH (Zubiaurre & Calvo, 2012).

Per quanto riguarda La Niña, Lin et al. (2012) rilevano che sia i pattern di SST tropicali simili a La Niña che a CP El Niño possono indurre un aumento dell’attività delle onde planetarie, come osservato nei dati di rianalisi e nei modelli climatici-chimici. Questi autori evidenziano anche spostamenti zonali nei pattern delle onde planetarie stratosferiche in risposta alla forzatura tropicale, sebbene le variazioni medie zonali risultino relativamente attenuate. Al contrario, Zubiaurre e Calvo (2012) suggeriscono che la risposta media zonale a La Niña nell’SH sia qualitativamente opposta a quella di El Niño, indicando una maggiore complessità nella comprensione delle dinamiche associate a questa fase dell’ENSO. Pertanto, mentre il segnale di El Niño nella stratosfera dell’SH appare relativamente chiaro, il segnale di La Niña rimane meno definito, in linea con quanto osservato nell’NH.

In sintesi, le sezioni 4.2 e 4.3 sottolineano che gli eventi di El Niño tendono a indurre un riscaldamento della stratosfera polare in entrambi gli emisferi, con un impatto significativo sul vortice polare e sulla dinamica stratosferica. Tuttavia, le differenze tra i due emisferi emergono chiaramente in termini di sensibilità alle varianti di El Niño: nell’SH, il CP El Niño esercita un’influenza più marcata, mentre nell’NH è l’EP El Niño a dominare. La risposta stratosferica a La Niña, invece, rimane meno compresa in entrambi gli emisferi, evidenziando la necessità di ulteriori indagini per chiarire i meccanismi sottostanti e le loro implicazioni per la variabilità climatica globale.

4.4. Modificazioni della Composizione Chimica Stratosferica Indotte dall’ENSO

L’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) esercita un’influenza significativa sulla composizione chimica della stratosfera, alterando le concentrazioni di gas traccia fondamentali per il bilancio radiativo stratosferico. In questa sezione, l’attenzione si concentra su due specie chiave: il vapore acqueo e l’ozono, le cui variazioni sono strettamente legate alle dinamiche atmosferiche indotte dall’ENSO.

Vapore Acqueo nella Stratosfera Tropicale

Nella regione della tropopausa tropicale, definita come il livello di transizione tra troposfera e stratosfera, il vapore acqueo subisce variazioni significative in risposta alle anomalie termiche associate all’ENSO. In particolare, si osserva un aumento del vapore acqueo nelle regioni caratterizzate da anomalie calde e una diminuzione in quelle con anomalie fredde (cfr. Figure 5a e 5c). Queste fluttuazioni locali possono superare il 25% al di sotto del punto freddo, il livello di temperatura minima nella tropopausa tropicale (Gettelman et al., 2001; Hatsushika & Yamazaki, 2003; Konopka et al., 2016). Il pattern di riscaldamento e raffreddamento nella tropopausa tropicale induce uno spostamento verso est della zona di disidratazione, situata in prossimità della sommità del punto freddo, durante gli eventi di El Niño rispetto a quelli di La Niña (Fueglistaler & Haynes, 2005; Hatsushika & Yamazaki, 2003). Tuttavia, prevedere l’effetto netto di queste anomalie di temperatura sul vapore acqueo al di sopra del punto freddo è complesso, poiché le variazioni zonali asimmetriche si sovrappongono a modifiche su scala più ampia, come il riscaldamento o il raffreddamento associati alle alterazioni della circolazione Brewer-Dobson (BDC) (Scaife et al., 2003).

Gli eventi di El Niño più intensi registrati nell’era dei rilevamenti satellitari, ossia quelli del 1997/1998 e del 2015/2016, hanno chiaramente preceduto un incremento dell’umidità nella bassa stratosfera tropicale (Avery et al., 2017; Fueglistaler & Haynes, 2005). Tuttavia, l’impatto di eventi di El Niño di intensità moderata rimane meno definito, evidenziando una variabilità significativa nella risposta stratosferica (Garfinkel, Gordon, et al., 2018). L’effetto netto sul vapore acqueo al punto freddo rappresenta il residuo delle grandi anomalie di temperatura osservate nel Pacifico occidentale e centrale (Davis et al., 2013; Geller et al., 2002; Gettelman et al., 2001; Konopka et al., 2016). Ad esempio, le variazioni medie zonali del vapore acqueo in ingresso durante gli eventi ENSO analizzati da Gettelman et al. (2001) risultano dell’ordine di 0,1 ppmv.

Un aspetto cruciale è la stagionalità della risposta del vapore acqueo stratosferico all’ENSO. Durante la primavera australe, El Niño tende a favorire un aumento più robusto del vapore acqueo, mentre La Niña è associata a una disidratazione più marcata (Calvo et al., 2010; Garfinkel et al., 2013; Konopka et al., 2016; Scaife et al., 2003). Questa variazione stagionale potrebbe essere legata a cambiamenti nella posizione climatologica delle regioni di disidratazione tra l’inverno e la primavera (Garfinkel et al., 2013). Inoltre, l’ENSO modula la distribuzione spaziale delle nubi cirriformi nella tropopausa (Virts & Wallace, 2010), e alcuni studi suggeriscono che l’iniezione diretta di ghiaccio nuvoloso possa contribuire alle variazioni del vapore acqueo stratosferico durante El Niño (Avery et al., 2017; Garfinkel, Gordon, et al., 2018).

Variazioni dell’Ozono Stratosferico

L’El Niño influisce anche sulle concentrazioni di ozono nella stratosfera, con effetti significativi osservati sia nei dati satellitari che nei modelli atmosferici. In particolare, si rileva una riduzione delle concentrazioni di ozono nella bassa stratosfera tropicale durante gli eventi di El Niño (Hood et al., 2010; Oman et al., 2013), un risultato confermato da simulazioni modellistiche (Figura 7; Cagnazzo et al., 2009; Marsh & Garcia, 2007; Randel et al., 2009). Per eventi di El Niño intensi, tali riduzioni possono raggiungere il 15% (Hood et al., 2010; Randel et al., 2009). Questo fenomeno è attribuito all’anomalo rafforzamento dell’upwelling tropicale durante El Niño. Poiché le concentrazioni di ozono aumentano di oltre un ordine di grandezza dalla troposfera alla bassa stratosfera, un upwelling intensificato trasporta aria relativamente povera di ozono nella bassa stratosfera tropicale, riducendo le concentrazioni locali (Hood et al., 2010).

Nella tropopausa tropicale e nella troposfera, le concentrazioni di ozono mostrano un pattern zonale asimmetrico durante El Niño, con aumenti sopra l’Oceano Indiano e il continente marittimo e diminuzioni sopra il Pacifico centrale e orientale (Figura 7). Questo schema è legato alle anomalie nell’upwelling all’interno della cella di Walker: un upwelling intensificato sopra il Pacifico centrale trasporta aria povera di ozono verso l’alto, mentre l’upwelling è indebolito sopra l’Oceano Indiano, favorendo concentrazioni di ozono più elevate.

L’ENSO induce anche anomalie regionali nelle concentrazioni di ozono a medie latitudini, dovute a processi di trasporto orizzontale, mescolamento e trasporto verticale associati alla sua onda extratropicale (Hitchman & Rogal, 2010; Rieder et al., 2013; Yan et al., 2018; Zhang et al., 2015). Nelle regioni polari, si osservano aumenti delle concentrazioni di ozono nella bassa stratosfera durante El Niño, un fenomeno documentato sia nelle osservazioni che nei modelli (Cagnazzo et al., 2009; Randel & Cobb, 1994; Randel et al., 2009; Sassi et al., 2004). Nella stratosfera superiore, El Niño è associato a un incremento dell’ozono, attribuibile a una combinazione di processi fotochimici e dinamici che modulano la distribuzione e la produzione di questa specie (Hood et al., 2010).

Conclusioni

In sintesi, l’ENSO esercita un impatto complesso e multiforme sulla composizione chimica della stratosfera, influenzando sia il vapore acqueo che l’ozono attraverso meccanismi dinamici e termodinamici. Le variazioni del vapore acqueo nella tropopausa tropicale e nella bassa stratosfera sono modulate dalle anomalie di temperatura e dalla circolazione Brewer-Dobson, con effetti stagionali e spaziali significativi. Parallelamente, le concentrazioni di ozono subiscono riduzioni nella bassa stratosfera tropicale a causa dell’upwelling intensificato, mentre aumenti si verificano a medie e alte latitudini e nella stratosfera superiore. Questi cambiamenti sottolineano l’importanza delle teleconnessioni ENSO-stratosfera per la chimica atmosferica e il bilancio radiativo globale, evidenziando la necessità di ulteriori studi per chiarire le interazioni tra dinamica atmosferica, processi chimici e variabilità climatica.

5. Fattori Modulanti le Teleconnessioni dell’ENSO con la Stratosfera

L’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) rappresenta uno dei principali driver delle teleconnessioni atmosferiche che influenzano la stratosfera, ma il suo impatto non si manifesta in isolamento. Un’ampia varietà di fenomeni atmosferici e climatici, insieme a tendenze a lungo termine, contribuisce a modulare la dinamica stratosferica, sovrapponendosi alle teleconnessioni dell’ENSO e generando potenziali interazioni non lineari. Queste interazioni complesse possono introdurre una non stazionarietà nelle teleconnessioni, rendendo la risposta stratosferica all’ENSO variabile nel tempo e nello spazio. Inoltre, fattori come il cambiamento climatico globale e i processi di deplezione e recupero dell’ozono stratosferico possono alterare lo stato di fondo atmosferico, influenzando sia i percorsi delle teleconnessioni che le regioni di impatto, oltre a modificare le caratteristiche intrinseche dell’ENSO stesso. In questa sezione, vengono analizzati in dettaglio questi fattori modulanti, con particolare attenzione alle dinamiche non lineari che possono emergere dalle loro interazioni.

Interazioni con Altri Fenomeni Atmosferici

La stratosfera è influenzata da una molteplicità di processi atmosferici, tra cui la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), l’attività delle onde planetarie, le variazioni della circolazione Brewer-Dobson (BDC) e i cicli solari, solo per citarne alcuni. Questi fenomeni interagiscono con le teleconnessioni dell’ENSO, sovrapponendosi ai segnali dinamici e termodinamici generati dagli eventi di El Niño e La Niña. Ad esempio, la QBO, con la sua alternanza di venti zonali orientali e occidentali nella stratosfera equatoriale, è nota per modulare la propagazione delle onde planetarie e, di conseguenza, l’intensità delle risposte stratosferiche all’ENSO. Durante le fasi orientali della QBO, ad esempio, si osserva un’amplificazione delle forzature delle onde planetarie innescate da El Niño, con effetti significativi sul vortice polare stratosferico. Questa sovrapposizione di segnali può portare a risposte stratosferiche non uniformi, con variazioni nell’intensità e nella tempistica degli impatti a seconda delle condizioni di fondo.

Altri fenomeni, come le anomalie di temperatura superficiale del mare (SST) in regioni diverse dal Pacifico tropicale o le variazioni nell’attività convettiva, possono ulteriormente complicare le teleconnessioni dell’ENSO. Ad esempio, l’interazione tra l’ENSO e l’Oscillazione Decadale del Pacifico (PDO) o l’Oscillazione Madden-Julian (MJO) può alterare i pattern di propagazione delle onde troposferiche, influenzando indirettamente la stratosfera. Queste interazioni non lineari possono manifestarsi come amplificazioni o attenuazioni delle risposte stratosferiche, a seconda della fase e dell’intensità dei fenomeni coinvolti, contribuendo alla non stazionarietà delle teleconnessioni.

Impatto delle Tendenze a Lungo Termine

Le tendenze a lungo termine, come il cambiamento climatico e l’evoluzione dello strato di ozono stratosferico, rappresentano un ulteriore livello di complessità nel contesto delle teleconnessioni dell’ENSO. Il cambiamento climatico, con il riscaldamento globale e le conseguenti modifiche nei gradienti termici atmosferici, può alterare lo stato di fondo della stratosfera, influenzando la propagazione delle onde planetarie e la stabilità del vortice polare. Ad esempio, l’aumento delle temperature troposferiche e l’intensificazione della circolazione Brewer-Dobson associati al riscaldamento globale possono modificare la sensibilità della stratosfera agli impulsi dinamici generati dall’ENSO, potenzialmente amplificando o attenuando gli effetti di El Niño e La Niña.

Parallelamente, i processi di deplezione e recupero dell’ozono stratosferico giocano un ruolo cruciale. La riduzione dell’ozono stratosferico, particolarmente pronunciata nelle regioni polari durante il XX secolo, ha alterato il bilancio radiativo e dinamico della stratosfera, influenzando la forza del vortice polare e la risposta alle forzature esterne come l’ENSO. Con il progressivo recupero dell’ozono stratosferico, grazie all’implementazione del Protocollo di Montreal, lo stato di fondo della stratosfera sta subendo ulteriori cambiamenti, che potrebbero modificare la natura delle teleconnessioni dell’ENSO. Ad esempio, un vortice polare più stabile in un contesto di recupero dell’ozono potrebbe attenuare l’impatto degli eventi di El Niño sulla stratosfera polare, mentre variazioni nella distribuzione dell’ozono tropicale potrebbero influenzare i pattern di upwelling associati alla BDC.

Non Linearità e Implicazioni

Le interazioni tra l’ENSO, altri fenomeni atmosferici e le tendenze a lungo termine sono spesso caratterizzate da non linearità, che si manifestano come risposte stratosferiche non proporzionali agli input iniziali. Ad esempio, la combinazione di un evento di El Niño intenso con una fase orientale della QBO e un vortice polare indebolito può amplificare in modo non lineare la forzatura delle onde planetarie, portando a riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) più probabili o intensi. Al contrario, in presenza di condizioni di fondo meno favorevoli, lo stesso evento di El Niño potrebbe produrre una risposta stratosferica più attenuata. Queste non linearità complicano la previsione degli impatti stratosferici dell’ENSO e richiedono un approccio integrato che combini osservazioni, modellistica numerica e analisi teorica per comprenderne appieno i meccanismi.

Inoltre, le tendenze a lungo termine possono influenzare l’ENSO stesso, modificando la frequenza, l’intensità e la distribuzione spaziale degli eventi di El Niño e La Niña. Ad esempio, il cambiamento climatico potrebbe alterare i pattern delle SST nel Pacifico tropicale, con conseguenze per le teleconnessioni troposferiche e stratosferiche. Queste modifiche potrebbero a loro volta retroagire sullo stato della stratosfera, creando un sistema di feedback complesso che richiede ulteriori indagini.

Conclusioni

In sintesi, le teleconnessioni dell’ENSO con la stratosfera sono modulate da un intreccio di fenomeni atmosferici e tendenze a lungo termine, che introducono variabilità e non linearità nelle risposte stratosferiche. La sovrapposizione con fenomeni come la QBO, la PDO e l’attività convettiva, combinata con gli effetti del cambiamento climatico e del recupero dell’ozono, crea un contesto dinamico in cui le teleconnessioni dell’ENSO non sono stazionarie. Comprendere queste interazioni richiede un approccio multidisciplinare, che integri osservazioni ad alta risoluzione, modelli atmosferici avanzati e analisi statistiche per quantificare l’entità delle non linearità e prevedere l’evoluzione futura delle teleconnessioni stratosferiche in un clima in cambiamento.

5.1. Interazioni tra l’ENSO e Altri Fenomeni Atmosferici nella Modulazione delle Teleconnessioni Stratosferiche

Le teleconnessioni dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) con la stratosfera non si manifestano in modo isolato, ma sono profondamente influenzate da una serie di fenomeni atmosferici che contribuiscono alla variabilità stratosferica. Tra questi, la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) gioca un ruolo centrale, modulando l’impatto dell’ENSO attraverso la sua capacità di alterare lo stato dinamico e termico della stratosfera. Inoltre, altri fattori, come le anomalie di temperatura superficiale del mare (SST) nell’Oceano Indiano, contribuiscono a plasmare le teleconnessioni, introducendo ulteriori livelli di complessità e potenziali non linearità. In questa sezione, vengono analizzate in dettaglio le interazioni tra l’ENSO e questi fenomeni, con particolare attenzione ai meccanismi che governano la variabilità stratosferica e alle implicazioni per la dinamica atmosferica globale.

Influenza della Quasi-Biennial Oscillation (QBO)

La QBO, caratterizzata dall’alternanza ciclica di venti zonali orientali (eQBO) e occidentali (wQBO) nella stratosfera equatoriale, rappresenta uno dei principali modulatori delle teleconnessioni stratosferiche dell’ENSO. Le anomalie di temperatura associate alla QBO nella stratosfera tropicale interagiscono con quelle indotte dall’ENSO, influenzando parametri chiave come le concentrazioni di vapore acqueo nella bassa stratosfera (Geller et al., 2002; Liang et al., 2011; W. Yuan et al., 2014). Ad esempio, le variazioni termiche indotte dalla QBO possono amplificare o attenuare le anomalie di temperatura associate a El Niño o La Niña, modificando i processi di disidratazione nella tropopausa tropicale e, di conseguenza, il bilancio del vapore acqueo stratosferico.

Nell’emisfero nord extratropicale (NH), l’influenza della QBO si manifesta in modo particolarmente pronunciato. Le osservazioni indicano che la risposta stratosferica a El Niño, rispetto a La Niña, è significativamente più intensa durante la fase occidentale della QBO (wQBO) rispetto alla fase orientale (eQBO) (Figura 12; Free & Seidel, 2009; Garfinkel & Hartmann, 2007). Questo effetto è stato attribuito a due meccanismi complementari. Da un lato, Calvo et al. (2009) suggeriscono che la QBO alteri lo stato di fondo stratosferico, influenzando la propagazione e l’interazione delle onde planetarie (Anstey & Shepherd, 2014; Holton & Tan, 1980). Durante la wQBO, la struttura dei venti stratosferici facilita una maggiore forzatura delle onde, amplificando l’impatto di El Niño sul vortice polare. Dall’altro lato, Garfinkel e Hartmann (2010) sottolineano che la QBO modula le teleconnessioni troposferiche dell’ENSO, con un rafforzamento delle anomalie nel Pacifico settentrionale durante la wQBO, che si traduce in un segnale stratosferico più marcato (Figura 12).

Gli esperimenti modellistici, tuttavia, non hanno raggiunto un consenso unanime sulla natura di queste interazioni. Alcuni studi suggeriscono che l’effetto combinato della QBO e dell’ENSO possa essere approssimato come una combinazione lineare delle due forzature (Hansen et al., 2016), mentre altri evidenziano la presenza di non linearità significative (Calvo et al., 2009; Richter et al., 2015). Ad esempio, durante la wQBO, l’insorgenza del riscaldamento polare nell’NH associato a El Niño tende a essere ritardata fino alla tarda stagione invernale rispetto alla eQBO, suggerendo una complessa interazione dinamica. Inoltre, la risposta polare dell’NH agli eventi di El Niño di tipo Pacifico Centrale (CP) sembra dipendere fortemente dalla fase della QBO, con implicazioni per la previsione degli impatti stratosferici (F. Xie et al., 2012).

Ruolo del Riscaldamento dell’Oceano Indiano

Gli eventi di El Niño non si limitano a generare anomalie di SST nel Pacifico centrale e orientale, ma sono spesso accompagnati da un riscaldamento significativo nell’Oceano Indiano, che raggiunge il suo picco nella primavera successiva al massimo delle anomalie nel Pacifico (Murtugudde et al., 2000; Schott et al., 2009; Su et al., 2001; Webster et al., 1999). Questo riscaldamento contribuisce a guidare teleconnessioni che si sovrappongono a quelle innescate dalle anomalie residue nel Pacifico, complicando ulteriormente il quadro dinamico. Ad esempio, in alcune regioni dell’Asia orientale, gli impatti di El Niño sono dominati dal riscaldamento dell’Oceano Indiano piuttosto che dalle anomalie del Pacifico (S.-P. Xie et al., 2009). Analogamente, la variabilità nella relazione tra il monsone dell’Asia meridionale e l’ENSO è modulata dalla circolazione di Walker e dalle anomalie di SST nell’Oceano Indiano (Webster & Yang, 1992; Ummenhofer et al., 2011).

Nella stratosfera, il riscaldamento dell’Oceano Indiano attenua la risposta negativa del Modo Annulare Settentrionale (NAM) alla forzatura di El Niño nella stratosfera artica, riducendo l’intensità delle anomalie associate al vortice polare (Fletcher & Cassou, 2015; Fletcher & Kushner, 2011; Rao & Ren, 2016a). Inoltre, le anomalie di temperatura media zonale e le variazioni del vapore acqueo stratosferico in risposta all’ENSO sembrano essere governate prevalentemente da queste anomalie dell’Oceano Indiano, piuttosto che dalle SST residue nel Pacifico (Garfinkel, Gordon, et al., 2018). Questo suggerisce che le teleconnessioni stratosferiche dell’ENSO non possono essere pienamente comprese senza considerare il ruolo delle SST extra-Pacifiche e le loro interazioni con la dinamica troposferica e stratosferica.

Implicazioni per la Dinamica Stratosferica

Le interazioni tra l’ENSO, la QBO e le anomalie dell’Oceano Indiano evidenziano la complessità delle teleconnessioni stratosferiche, caratterizzate da una combinazione di effetti lineari e non lineari. La dipendenza dalla fase della QBO e l’influenza delle SST nell’Oceano Indiano introducono una variabilità significativa nella risposta stratosferica, che può manifestarsi come amplificazioni o attenuazioni delle anomalie di temperatura, vapore acqueo e ozono. Queste interazioni hanno implicazioni cruciali per la previsione stagionale e la modellizzazione climatica, poiché la non stazionarietà delle teleconnessioni richiede approcci che tengano conto delle condizioni di fondo e delle forzature concorrenti.

Conclusioni

In sintesi, l’interazione tra l’ENSO e fenomeni come la QBO e il riscaldamento dell’Oceano Indiano rappresenta un fattore chiave nella modulazione delle teleconnessioni stratosferiche. La QBO altera sia lo stato di fondo stratosferico che le teleconnessioni troposferiche, con effetti particolarmente pronunciati durante la sua fase occidentale, mentre le anomalie di SST nell’Oceano Indiano contribuiscono a plasmare la risposta stratosferica, attenuando o amplificando gli impatti dell’ENSO. Le non linearità emerse da queste interazioni sottolineano la necessità di approcci modellistici avanzati e di osservazioni ad alta risoluzione per migliorare la comprensione e la previsione delle dinamiche stratosferiche in un contesto di variabilità climatica globale.

Analisi Approfondita della Figura 12: Relazioni Lineari tra l’ENSO e la Variabilità Extratropicale

La Figura 12, intitolata “Linear relationship between ENSO and extratropical variability”, offre un’analisi dettagliata della correlazione lineare tra l’indice Niño 3.4, un indicatore chiave dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO), e diverse variabili extratropicali durante il periodo invernale boreale (DJF, dicembre-gennaio-febbraio). Le variabili considerate comprendono: (a) la pressione a livello del mare nel Golfo dell’Alaska, (b) una regione precursore nel Pacifico, (c) la velocità del vento zonale medio a 10 hPa tra 60°N e 80°N, e (d) il Modo Annulare Settentrionale (NAM). L’obiettivo principale è valutare come la fase della Quasi-Biennial Oscillation (QBO) e la presenza di riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) modulino queste correlazioni, evidenziando eventuali non stazionarietà temporali e dinamiche atmosferiche complesse. Questa analisi si basa su dati osservativi e di rianalisi dal 1958 al 2017, con riferimento a studi come Garfinkel, Butler, et al. (2012) e Kobayashi et al. (2015).

Struttura e Metodologia della Figura

La figura è organizzata in quattro pannelli (a-d), ciascuno dei quali rappresenta una variabile extratropicale correlata con l’indice Niño 3.4. L’asse verticale di ciascun pannello riporta il coefficiente di correlazione, che varia da -0.7 (forte correlazione negativa) a +0.2 (correlazione positiva debole), mentre l’asse orizzontale categorizza i dati in base a diversi criteri temporali e dinamici. Le correlazioni sono rappresentate tramite barre colorate, con una legenda che specifica i criteri di suddivisione:

• Barre blu: correlazione calcolata considerando tutti gli anni dal 1958 al 2017, fornendo una visione d’insieme della relazione media.
• Barre rosse: correlazione distinta tra inverni con e senza SSW, eventi di riscaldamento stratosferico improvviso che possono alterare significativamente la dinamica del vortice polare.
• Barre nere: correlazione calcolata separando il periodo pre-1979 (1958-1978) e post-1979 (1979-2017), per valutare eventuali cambiamenti a lungo termine nel sistema climatico.
• Barre verdi: correlazione distinta tra le fasi della QBO, definite in base ai venti zonali a 50 hPa in gennaio: WQBO (fase occidentale, con venti più occidentali della climatologia) ed EQBO (fase orientale, con venti più orientali della climatologia).

Definizioni delle Variabili e Contesto Scientifico

Le variabili analizzate sono indicatori chiave delle teleconnessioni atmosferiche e della variabilità stratosferica:

1. Pannello (a) – Pressione a Livello del Mare nel Golfo dell’Alaska: La pressione in questa regione, come definita in Garfinkel, Butler, et al. (2012), è un indicatore della bassa pressione dell’Aleutine, un pattern atmosferico influenzato dall’ENSO. Una correlazione negativa con Niño 3.4 indica un approfondimento della bassa pressione durante El Niño.
2. Pannello (b) – Regione Precursore del Pacifico: Utilizza i dati di rianalisi JRA-55 (Kobayashi et al., 2015) per analizzare una regione chiave per le teleconnessioni troposferiche dell’ENSO, che possono influenzare la propagazione delle onde verso la stratosfera.
3. Pannello (c) – Vento Zonale Medio a 10 hPa tra 60°N e 80°N: Rappresenta la forza del vortice polare stratosferico, come definito in Garfinkel, Butler, et al. (2012). Una correlazione negativa con Niño 3.4 indica un indebolimento del vortice durante El Niño.
4. Pannello (d) – Modo Annulare Settentrionale (NAM): Il NAM è un indice che descrive le variazioni della circolazione atmosferica extratropicale nell’emisfero nord. Una NAM negativa, correlata negativamente con Niño 3.4, indica un indebolimento del vortice polare e una maggiore variabilità stratosferica.

I termini tecnici utilizzati includono:

• DJF: Periodo invernale boreale (dicembre-gennaio-febbraio), durante il quale le teleconnessioni dell’ENSO sono più pronunciate nell’emisfero nord.
• SSW (Sudden Stratospheric Warming): Evento di riscaldamento improvviso nella stratosfera polare che può indebolire o interrompere il vortice polare.
• WQBO/EQBO: Fasi della QBO, definite in base ai venti zonali a 50 hPa in gennaio. La WQBO (fase occidentale) è associata a venti zonali più occidentali della media climatologica, mentre l’EQBO (fase orientale) a venti più orientali.
• NAM (Northern Annular Mode): Indice della variabilità della circolazione atmosferica, con valori negativi che indicano un vortice polare indebolito.

Analisi Dettagliata dei Risultati

Pannello (a) – Pressione a Livello del Mare nel Golfo dell’Alaska

La correlazione media (blu) tra Niño 3.4 e la pressione nel Golfo dell’Alaska è di circa -0.5, indicando che durante gli eventi di El Niño (Niño 3.4 positivo) la pressione tende a diminuire, con un approfondimento della bassa pressione dell’Aleutine, un pattern tipico delle teleconnessioni troposferiche di El Niño. Tuttavia, questa correlazione varia in base ai criteri considerati:

• Inverni con/senza SSW (rosso): La correlazione è più debole negli inverni con SSW (circa -0.3) rispetto a quelli senza SSW (circa -0.6). Gli SSW, introducendo una variabilità significativa nella dinamica stratosferica, sembrano attenuare l’impatto diretto dell’ENSO.
• Pre-1979 vs. post-1979 (nero): La correlazione è più forte nel periodo pre-1979 (circa -0.6) rispetto al post-1979 (circa -0.4), suggerendo una non stazionarietà temporale, possibilmente legata al cambiamento climatico o al recupero dell’ozono stratosferico.
• WQBO vs. EQBO (verde): La correlazione è più intensa durante la WQBO (circa -0.5) rispetto alla EQBO (circa -0.3), coerentemente con la sezione 5.1, che evidenzia un’amplificazione delle teleconnessioni troposferiche di El Niño durante la fase occidentale della QBO.

Pannello (b) – Regione Precursore del Pacifico

La correlazione media (blu) è di circa -0.4, indicando un’associazione negativa tra Niño 3.4 e le anomalie di pressione nella regione precursore del Pacifico, un’area critica per la genesi delle teleconnessioni ENSO. I dettagli mostrano:

• Inverni con/senza SSW (rosso): La correlazione è più debole con SSW (circa -0.2) rispetto a senza SSW (circa -0.5), confermando l’effetto di disturbo degli SSW.
• Pre-1979 vs. post-1979 (nero): La correlazione è più forte pre-1979 (circa -0.5) rispetto a post-1979 (circa -0.3), indicando un cambiamento nella risposta nel tempo.
• WQBO vs. EQBO (verde): La correlazione è più marcata durante la WQBO (circa -0.5) rispetto alla EQBO (circa -0.2), riflettendo una maggiore sensibilità delle teleconnessioni troposferiche durante la fase occidentale della QBO.

Pannello (c) – Vento Zonale Medio a 10 hPa tra 60°N e 80°N

La correlazione media (blu) è di circa -0.2, suggerendo un indebolimento del vortice polare stratosferico durante El Niño, coerentemente con la letteratura che associa El Niño a un aumento della forzatura delle onde planetarie. Le variazioni includono:

• Inverni con/senza SSW (rosso): La correlazione è più debole con SSW (circa -0.1) rispetto a senza SSW (circa -0.3), indicando che gli SSW mascherano parzialmente il segnale dell’ENSO.
• Pre-1979 vs. post-1979 (nero): La correlazione è più forte pre-1979 (circa -0.3) rispetto a post-1979 (circa -0.1), suggerendo una riduzione della risposta stratosferica nel tempo.
• WQBO vs. EQBO (verde): La correlazione è più intensa durante la WQBO (circa -0.3) rispetto alla EQBO (circa -0.1), coerentemente con il ruolo della WQBO nell’amplificare la forzatura delle onde.

Pannello (d) – Modo Annulare Settentrionale (NAM)

La correlazione media (blu) è di circa -0.3, indicando che durante El Niño si verifica una NAM negativa, associata a un vortice polare indebolito e a una maggiore variabilità stratosferica. I dettagli mostrano:

• Inverni con/senza SSW (rosso): La correlazione è più debole con SSW (circa -0.2) rispetto a senza SSW (circa -0.4), evidenziando l’effetto di disturbo degli SSW.
• Pre-1979 vs. post-1979 (nero): La correlazione è più forte pre-1979 (circa -0.4) rispetto a post-1979 (circa -0.2), indicando una possibile evoluzione del sistema climatico.
• WQBO vs. EQBO (verde): La correlazione è più marcata durante la WQBO (circa -0.4) rispetto alla EQBO (circa -0.2), coerentemente con il ruolo della QBO nella modulazione delle teleconnessioni stratosferiche.

Interpretazione Scientifica

Influenza della QBO

I risultati confermano che la fase della QBO modula significativamente la relazione tra l’ENSO e la variabilità extratropicale. Durante la WQBO, la correlazione è sistematicamente più forte per tutte le variabili analizzate, coerentemente con quanto riportato nella sezione 5.1 (Garfinkel & Hartmann, 2007, 2010). Questo effetto è attribuibile a due meccanismi principali: (1) la WQBO altera lo stato di fondo stratosferico, facilitando la propagazione delle onde planetarie e amplificando l’impatto di El Niño sul vortice polare; (2) la WQBO intensifica le teleconnessioni troposferiche nel Pacifico settentrionale, come evidenziato nei pannelli (a) e (b), che si traducono in un segnale stratosferico più marcato.

Effetto degli SSW

La presenza di SSW tende ad attenuare la correlazione tra Niño 3.4 e le variabili extratropicali. Gli SSW, essendo eventi estremi che indeboliscono o interrompono il vortice polare, introducono una variabilità significativa che può mascherare il segnale dell’ENSO. Questo effetto è particolarmente evidente nei pannelli (c) e (d), dove la correlazione con il vento zonale e il NAM è più debole negli inverni con SSW.

Non Stazionarietà Temporale

La suddivisione temporale pre-1979 e post-1979 rivela una chiara non stazionarietà nella relazione tra ENSO e variabilità extratropicale. La correlazione è sistematicamente più forte nel periodo pre-1979, suggerendo che fattori come il cambiamento climatico, il recupero dell’ozono stratosferico o variazioni nei pattern di SST abbiano modificato la sensibilità del sistema atmosferico all’ENSO nel tempo. Questo risultato sottolinea l’importanza di considerare le tendenze a lungo termine nell’analisi delle teleconnessioni atmosferiche.

Impatti sul Vortice Polare e sul NAM

I pannelli (c) e (d) evidenziano che El Niño è associato a un indebolimento del vortice polare stratosferico (correlazione negativa con il vento zonale a 10 hPa) e a una NAM negativa, coerentemente con la letteratura che descrive l’aumento della forzatura delle onde planetarie durante El Niño. Questi effetti sono più pronunciati durante la WQBO e in assenza di SSW, suggerendo che le condizioni di fondo stratosferico giocano un ruolo cruciale nella modulazione della risposta.

Conclusioni

La Figura 12 fornisce un’analisi approfondita della relazione tra l’ENSO e la variabilità extratropicale, evidenziando il ruolo chiave della QBO e degli SSW nella modulazione di queste teleconnessioni. La fase occidentale della QBO (WQBO) amplifica sistematicamente l’impatto di El Niño, sia a livello troposferico che stratosferico, mentre gli SSW tendono ad attenuare il segnale dell’ENSO introducendo variabilità aggiuntiva. La non stazionarietà temporale, con correlazioni più forti pre-1979 rispetto a post-1979, suggerisce un’evoluzione del sistema climatico che richiede ulteriori indagini. Questi risultati sottolineano la complessità delle teleconnessioni atmosferiche e la necessità di approcci integrati, che combinino osservazioni, modellistica e analisi statistiche, per comprendere appieno le dinamiche stratosferiche in un contesto di variabilità climatica globale.

5.2. Non Stazionarietà nelle Teleconnessioni dell’ENSO: Evoluzione Temporale e Variabilità Decadale

Le teleconnessioni tra l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) e la stratosfera, in particolare il vortice polare dell’emisfero nord (NH), non si manifestano in modo costante nel tempo, ma mostrano un comportamento non stazionario, caratterizzato da cambiamenti a lungo termine nella loro intensità e struttura. Questa variabilità temporale si riflette in un indebolimento della correlazione lineare tra l’ENSO e il vortice polare dell’NH negli ultimi decenni, come evidenziato in letteratura (Figura 13c). Analisi condotte sul periodo a partire dal 1979 indicano che tale correlazione non risulta statisticamente significativa nella bassa stratosfera (J. Hu et al., 2017), suggerendo una trasformazione significativa delle dinamiche atmosferiche associate all’ENSO. Parallelamente, si osserva una variabilità decadale nella risposta del settore atlantico all’ENSO, che contribuisce a complicare il quadro delle teleconnessioni stratosferiche.

Variazioni nella Correlazione con il NAM e Cambiamenti Troposferici

Limitando l’analisi al periodo 1979–2017, emerge un indebolimento della correlazione tra l’ENSO e il Modo Annulare Settentrionale (NAM), un indicatore chiave della variabilità della circolazione atmosferica extratropicale (Figure 12d e 13d). Questo cambiamento è strettamente legato a variazioni nelle anomalie troposferiche associate agli eventi di ENSO. Prima del 1979, la bassa pressione del Pacifico settentrionale, tipica delle fasi di El Niño, si estendeva verso il Nordest asiatico, favorendo una configurazione che influenzava fortemente il vortice polare (Figura 13a; J. Hu et al., 2017). Dopo il 1979, tuttavia, questa bassa pressione si è confinata al Pacifico nordorientale (Figura 13b), una posizione meno efficace nell’indebolire il vortice polare, come discusso da Garfinkel et al. (2010). Una bassa pressione nel Pacifico nordorientale genera infatti una forzatura delle onde planetarie meno diretta verso il vortice rispetto a una bassa pressione che si estende nel Pacifico nordoccidentale.

Contemporaneamente, si osserva un cambiamento nella correlazione tra il Pacifico settentrionale e l’Atlantico settentrionale nello stesso periodo (King et al., 2017), evidenziando un’interazione complessa tra i due bacini oceanici. Inoltre, durante le fasi di La Niña, la cresta del Pacifico settentrionale si è spostata più vicino al Nord America dopo il 1979 (Kumar et al., 2010; S. Yang et al., 2017). Questo spostamento ha portato a un potenziamento del segnale di onda-2 (S. Yang et al., 2017), un modo di variabilità atmosferica che può influenzare la dinamica stratosferica, ma con un impatto diverso rispetto al periodo precedente.

Variabilità Decadale nell’Emisfero Sud

La non stazionarietà delle teleconnessioni dell’ENSO non si limita all’emisfero nord, ma è evidente anche nell’emisfero sud (SH), sebbene con una tempistica distinta rispetto alla variabilità decadale osservata nell’NH (Evtushevsky et al., 2018). Questo suggerisce che i fattori modulanti delle teleconnessioni possano differire tra i due emisferi, o che le risposte stratosferiche siano influenzate da dinamiche regionali specifiche. La variabilità decadale nell’SH potrebbe essere legata a cambiamenti nei pattern di temperatura superficiale del mare (SST) nel Pacifico meridionale o a interazioni con altri modi di variabilità climatica, ma richiede ulteriori indagini per chiarirne i meccanismi.

Possibili Driver della Variabilità Decadale

La questione se questa variabilità decadale nelle teleconnessioni dell’ENSO sia il risultato di forzature esterne o di variabilità interna del sistema atmosfera-oceano rimane aperta. La variabilità decadale oceanica nel settore del Pacifico potrebbe giocare un ruolo significativo, influenzando la forza delle teleconnessioni dell’ENSO nel Pacifico settentrionale (Gershunov & Barnett, 1998). Inoltre, il Pacifico settentrionale mostra una variabilità multidecadale che appare indipendente dalle dinamiche del Pacifico tropicale (Latif, 2006). A sua volta, il Pacifico settentrionale agisce come un modulatore della variabilità decadale dell’ENSO nel Pacifico tropicale attraverso teleconnessioni atmosferiche (Barnett et al., 1999), creando un sistema di feedback complesso.

Tuttavia, un’analisi della modalità dominante nel settore del Pacifico rivela che questa era nella stessa fase dal 1947 al 1977 e nuovamente dal 1998 al 2014 (M. Newman et al., 2016). Nonostante la risposta stratosferica si sia indebolita dopo il 1977, non si osserva un recupero significativo nel periodo 1998–2014, evidenziando una discrepanza tra la fasatura della variabilità decadale del Pacifico settentrionale e quella della relazione ENSO-vortice. Questo suggerisce che altri fattori possano contribuire alla non stazionarietà osservata.

Un’ipotesi alternativa considera la variabilità decadale delle SST nel settore atlantico come un possibile modulatore degli impatti dell’ENSO in questa regione (Ayarzagüena, López-Parages, et al., 2018; López-Parages & Rodríguez-Fonseca, 2012; López-Parages et al., 2015; López-Parages, Rodríguez-Fonseca, Dommenget, et al., 2016; López-Parages, Rodríguez-Fonseca, Mohino, et al., 2016). Tuttavia, anche in questo caso, la tempistica dei cambiamenti decennali nell’Atlantico non sembra allinearsi perfettamente con quella dei cambiamenti nella risposta stratosferica, indicando che la non stazionarietà delle teleconnessioni dell’ENSO potrebbe essere il risultato di un’interazione complessa tra molteplici fattori, sia oceanici che atmosferici.Le teleconnessioni tra l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) e la stratosfera non si manifestano in modo costante nel tempo, e fattori atmosferici, oltre a quelli oceanici, possono contribuire alla loro non stazionarietà, agendo in modo complementare alle modulazioni indotte dalla variabilità oceanica. Un elemento significativo in questo contesto è rappresentato dalla relazione tra gli eventi di ENSO e i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW). Durante la prima metà del periodo analizzato (mostrato in Figura 13d), El Niño era associato a un maggior numero di eventi SSW, mentre La Niña era correlata a una loro minore frequenza. Tuttavia, questa relazione si è modificata nella seconda parte del periodo, con un impatto potenziale sulla connessione tra l’ENSO e il Modo Annulare Settentrionale (NAM), un indicatore della variabilità della circolazione atmosferica extratropicale nell’emisfero nord. La riduzione della coerenza tra ENSO e SSW potrebbe aver alterato la capacità dell’ENSO di modulare il vortice polare, contribuendo alla variabilità decadale osservata.

Un altro fattore cruciale è rappresentato dalla Quasi-Biennial Oscillation (QBO), che sembra aver influenzato le teleconnessioni dell’ENSO in modo significativo. Prima del 1979 circa, si osservava una preferenza per la fase orientale della QBO (eQBO) durante gli eventi di El Niño e per la fase occidentale (wQBO) durante La Niña, una relazione che si traduce in una correlazione negativa (Figura 13e). Tuttavia, a partire dagli anni successivi, questa tendenza si è invertita: l’eQBO si è verificata preferenzialmente durante La Niña, mentre la wQBO si è associata a El Niño, portando a una correlazione positiva (Figura 13e). Poiché la QBO modula il vortice polare con un’intensità simile a quella dell’ENSO (Garfinkel & Hartmann, 2007), le due forzature si sono rinforzate a vicenda prima del 1979, amplificando l’impatto sul vortice polare. Dopo tale periodo, invece, le loro influenze hanno iniziato a contrastarsi, annullandosi parzialmente e contribuendo a una variabilità decadale apparente nella risposta stratosferica.

Per affrontare questa complessità, possono essere impiegate tecniche statistiche, come la regressione lineare (illustrata in Figura 5), per isolare l’effetto della QBO. Quando l’influenza lineare della QBO viene rimossa statisticamente, nel periodo dal 1979 al 2014 (Figura 5), emerge un segnale più chiaro della relazione tra l’ENSO e le temperature stratosferiche artiche nella bassa stratosfera. In particolare, utilizzando la regressione lineare multipla per tenere conto di altri processi noti per influenzare le temperature stratosferiche artiche (come in Figura 5), la regressione dell’indice Niño 3.4 con tali temperature risulta circa il doppio rispetto a un’analisi che non considera tali processi. Questo suggerisce che la modulazione da parte della QBO e di altri fattori atmosferici può mascherare o amplificare il segnale dell’ENSO, contribuendo alla non stazionarietà osservata.

Un’ipotesi alternativa considera la possibilità che questa variabilità decadale sia il risultato di fluttuazioni casuali, ossia di rumore intrinseco al sistema climatico, piuttosto che di forzature specifiche. La limitata lunghezza del registro osservativo disponibile non consente di discriminare con certezza tra queste possibilità, evidenziando la necessità di esperimenti modellistici per valutare l’importanza relativa dei diversi fattori. Tali esperimenti potrebbero chiarire se la variabilità osservata sia effettivamente il risultato di dinamiche interne al sistema atmosfera-oceano o se sia influenzata da forzature esterne non ancora pienamente comprese.

Nell’emisfero sud (SH), la non stazionarietà delle teleconnessioni dell’ENSO è altrettanto evidente, ma segue un’evoluzione diversa rispetto all’emisfero nord (Fogt & Bromwich, 2006; Yu et al., 2015). In particolare, la relazione tra l’ENSO e il Modo Annulare Meridionale (SAM), un indice della variabilità atmosferica nell’SH, si è rafforzata a partire dai primi anni 1990, in contrasto con l’indebolimento osservato nell’NH. Si ipotizza che questo cambiamento nell’SH sia legato all’aumento della frequenza degli eventi di El Niño di tipo Pacifico Centrale (CP) nel periodo recente. Questi eventi hanno modificato sia i percorsi troposferici che quelli stratosferici delle teleconnessioni, come descritto nella sezione 4.3, portando a un rafforzamento dell’influenza dell’ENSO sulla dinamica atmosferica dell’emisfero sud. Questo evidenzia come la non stazionarietà delle teleconnessioni dell’ENSO possa manifestarsi in modo diverso tra i due emisferi, riflettendo la complessità delle interazioni tra dinamiche atmosferiche e oceaniche a scala globale.

Analisi Dettagliata della Figura 13: Evoluzione Temporale delle Correlazioni tra l’ENSO e la Variabilità Extratropicale

La Figura 13, intitolata “Running correlations over 21-year windows between Niño3.4 for DJF and extratropical variability”, presenta un’analisi approfondita della non stazionarietà delle teleconnessioni tra l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) e la variabilità extratropicale e stratosferica, attraverso correlazioni mobili calcolate su finestre temporali di 21 anni. L’indice Niño 3.4, un indicatore chiave dell’ENSO, è correlato con diverse variabili durante il periodo invernale boreale (DJF, dicembre-gennaio-febbraio), coprendo un arco temporale che va dagli anni 1950 agli anni 2010. La figura è strutturata in sei pannelli (a-f), ciascuno dei quali esplora una specifica variabile o indicatore, con l’obiettivo di evidenziare come le teleconnessioni dell’ENSO siano cambiate nel tempo, riflettendo dinamiche atmosferiche e oceaniche complesse.

Struttura e Metodologia della Figura

La figura utilizza un approccio di correlazione mobile su finestre di 21 anni per catturare variazioni decennali nelle relazioni tra l’ENSO e le variabili considerate. L’asse orizzontale di ciascun pannello rappresenta il centro della finestra mobile (dal 1970 al 2010 circa), mentre l’asse verticale mostra il coefficiente di correlazione, che varia da -0.8 a +0.5 a seconda del pannello. La significatività statistica al 95% per una correlazione su 21 anni è indicata come 0,43, secondo J. Hu et al. (2017). I pannelli analizzano le seguenti variabili:

1. Pannello (a) – Pressione a Livello del Mare (SLP) nel Golfo dell’Alaska: Correlazione tra Niño 3.4 e la SLP nella regione del Golfo dell’Alaska, come definita in Garfinkel, Hurwitz, et al. (2012), utilizzando dati di rianalisi JRA-55 (Kobayashi et al., 2015).
2. Pannello (b) – SLP nel Pacifico Subpolare Nordoccidentale: Correlazione con la SLP in una regione precursore per i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), come definita in Garfinkel, Hurwitz, et al. (2012).
3. Pannello (c) – Vento Zonale Medio a 10 hPa tra 60°N e 80°N: Correlazione con la velocità del vento zonale a 10 hPa, un indicatore della forza del vortice polare stratosferico, basata su dati JRA-55.
4. Pannello (d) – Modo Annulare Settentrionale (NAM): Correlazione con il NAM, un indice della variabilità atmosferica extratropicale nell’emisfero nord.
5. Pannello (e) – Occorrenza di SSW: Correlazione tra Niño 3.4 e l’occorrenza di SSW, come definita in Naujokat (1986) e Gray (2018).
6. Pannello (f) – QBO a 50 hPa: Correlazione tra Niño 3.4 e la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), misurata come vento zonale a 50 hPa (Climate Prediction Center).

Definizioni e Contesto Scientifico

Per comprendere i risultati, è utile chiarire i termini chiave:

• DJF: Periodo invernale boreale (dicembre-gennaio-febbraio), durante il quale le teleconnessioni dell’ENSO sono più evidenti nell’emisfero nord.
• SSW (Sudden Stratospheric Warming): Riscaldamenti stratosferici improvvisi che indeboliscono o interrompono il vortice polare.
• QBO (Quasi-Biennial Oscillation): Oscillazione biennale dei venti zonali nella stratosfera equatoriale, misurata a 50 hPa.
• NAM (Northern Annular Mode): Indice della variabilità della circolazione atmosferica extratropicale, con valori negativi associati a un vortice polare indebolito.
• SLP (Sea Level Pressure): Pressione a livello del mare, indicatore delle anomalie troposferiche.

Analisi Dettagliata dei Pannelli

Pannello (a) – Pressione a Livello del Mare nel Golfo dell’Alaska

Il pannello (a) mostra una correlazione inizialmente fortemente negativa, con valori intorno a -0.6 nei primi anni ‘70. Questo indica che durante gli eventi di El Niño (Niño 3.4 positivo), la pressione nel Golfo dell’Alaska diminuiva, riflettendo un approfondimento della bassa pressione dell’Aleutine, un pattern tipico delle teleconnessioni troposferiche di El Niño. Tuttavia, a partire dalla fine degli anni ‘70, la correlazione si indebolisce progressivamente, scendendo a valori intorno a -0.4 o inferiori negli anni 2000, e non risulta più statisticamente significativa (inferiore a 0,43). Questo cambiamento è coerente con quanto descritto nella sezione 5.2, dove si evidenzia che la bassa pressione del Pacifico settentrionale si è confinata al Pacifico nordorientale dopo il 1979, riducendo la sua influenza sul vortice polare.

Pannello (b) – Pressione a Livello del Mare nel Pacifico Subpolare Nordoccidentale

Il pannello (b) evidenzia un’evoluzione simile. La correlazione è inizialmente negativa, con valori intorno a -0.5 nei primi anni ‘70, indicando che El Niño era associato a una bassa pressione in questa regione, un precursore per gli SSW. Tuttavia, dopo il 1979, la correlazione si indebolisce drasticamente, raggiungendo valori prossimi a 0 negli anni 2000. Questo riflette il cambiamento spaziale della bassa pressione del Pacifico settentrionale, che prima del 1979 si estendeva verso il Nordest asiatico, favorendo una maggiore forzatura delle onde planetarie, mentre dopo il 1979 si è limitata al Pacifico nordorientale, con un impatto ridotto sulla dinamica stratosferica (J. Hu et al., 2017).

Pannello (c) – Vento Zonale Medio a 10 hPa tra 60°N e 80°N

Il pannello (c) analizza la forza del vortice polare stratosferico attraverso il vento zonale a 10 hPa. La correlazione è negativa fino agli anni ‘80, con valori intorno a -0.4, indicando che El Niño era associato a un indebolimento del vortice polare (venti zonali più deboli), coerentemente con l’aumento della forzatura delle onde planetarie. Dopo il 1979, la correlazione si avvicina progressivamente a 0 e non risulta più statisticamente significativa, come riportato nella sezione 5.2. Questo indebolimento riflette una ridotta influenza dell’ENSO sulla stratosfera post-1979, probabilmente dovuta ai cambiamenti nei pattern troposferici descritti nei pannelli (a) e (b).

Pannello (d) – Modo Annulare Settentrionale (NAM)

Il pannello (d) mostra la correlazione tra Niño 3.4 e il NAM, che è negativa (circa -0.4) fino agli anni ‘80. Questo indica che durante El Niño si verificava una NAM negativa, associata a un vortice polare indebolito e a una maggiore variabilità stratosferica. Tuttavia, dopo il 1979, la correlazione si indebolisce, scendendo a valori intorno a -0.2 negli anni 2000, e non è più significativa. Questo cambiamento, descritto nella sezione 5.2, è coerente con l’indebolimento generale della relazione ENSO-vortice, influenzato sia dai cambiamenti troposferici che da fattori atmosferici come la QBO.

Pannello (e) – Occorrenza di SSW

Il pannello (e) esamina la correlazione tra Niño 3.4 e l’occorrenza di SSW. Prima del 1979, la correlazione è negativa (circa -0.5), indicando che El Niño era associato a un maggior numero di SSW, mentre La Niña a una minore frequenza, coerentemente con la sezione 5.2. Dopo il 1979, la correlazione si avvicina a 0, mostrando un’interruzione di questa relazione. Questo cambiamento potrebbe aver influenzato la connessione tra ENSO e NAM, riducendo l’impatto dell’ENSO sulla dinamica stratosferica.

Pannello (f) – QBO a 50 hPa

Il pannello (f) analizza la relazione tra Niño 3.4 e la QBO. Prima del 1979, la correlazione è negativa (circa -0.5), indicando che la fase orientale della QBO (eQBO) si verificava preferenzialmente durante El Niño, mentre la fase occidentale (wQBO) si associava a La Niña. Dopo il 1979, la correlazione diventa positiva (circa +0.5), riflettendo un’inversione: l’eQBO si associa a La Niña e la wQBO a El Niño. Questo cambiamento, descritto nella sezione 5.2, implica che prima del 1979 le influenze di ENSO e QBO sul vortice polare si rinforzavano a vicenda, mentre dopo il 1979 si sono contrastate, contribuendo alla variabilità decadale osservata.

Interpretazione Scientifica

Non Stazionarietà delle Teleconnessioni

La Figura 13 evidenzia chiaramente la non stazionarietà delle teleconnessioni dell’ENSO. I pannelli (a) e (b) mostrano un indebolimento delle correlazioni troposferiche dopo il 1979, riflettendo il cambiamento spaziale della bassa pressione del Pacifico settentrionale, che si è confinata al Pacifico nordorientale, riducendo la sua efficacia nel forzare onde planetarie verso la stratosfera. Questo cambiamento si riflette nei pannelli (c) e (d), dove le correlazioni con il vento zonale e il NAM si indeboliscono, indicando una ridotta influenza dell’ENSO sul vortice polare post-1979.

Ruolo della QBO e degli SSW

I pannelli (e) e (f) sottolineano il ruolo dei fattori atmosferici nella modulazione delle teleconnessioni. La variazione nella relazione ENSO-SSW (pannello e) suggerisce che l’interruzione della connessione tra El Niño e un maggior numero di SSW dopo il 1979 abbia contribuito all’indebolimento della relazione ENSO-NAM. Parallelamente, l’inversione della relazione ENSO-QBO (pannello f) evidenzia un cambiamento dinamico: prima del 1979, QBO ed ENSO si rinforzavano a vicenda, amplificando l’impatto sul vortice polare; dopo il 1979, le loro influenze si sono contrastate, contribuendo alla variabilità decadale osservata.

Significatività Statistica

Dopo il 1979, le correlazioni in tutti i pannelli (a-d) scendono al di sotto della soglia di significatività statistica (0,43), coerentemente con quanto riportato nella sezione 5.2. Questo indebolimento suggerisce che fattori come i cambiamenti nei pattern troposferici, la modulazione della QBO e la variabilità interna del sistema climatico abbiano alterato la risposta stratosferica all’ENSO.

Conclusioni Parziali

La Figura 13 fornisce un’evidenza robusta della non stazionarietà delle teleconnessioni dell’ENSO, mostrando un indebolimento significativo delle relazioni con la variabilità troposferica e stratosferica dopo il 1979. I cambiamenti nei pattern troposferici, combinati con la modulazione atmosferica da parte della QBO e la variazione nella frequenza degli SSW, emergono come fattori chiave nella spiegazione di questa variabilità decadale, sottolineando la complessità delle interazioni tra dinamiche atmosferiche e oceaniche.

5.3. Impatti del Cambiamento Climatico e delle Tendenze a Lungo Termine sulle Teleconnessioni dell’ENSO

Il cambiamento climatico globale rappresenta un fattore determinante nel modulare le teleconnessioni dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO), con effetti che si manifestano attraverso molteplici meccanismi. Questi includono: (1) modifiche nella natura degli eventi ENSO nei tropici, che possono alterare l’intensità e l’origine delle forzature delle teleconnessioni; (2) cambiamenti nei percorsi delle teleconnessioni, anche a parità di anomalie di temperatura superficiale del mare (SST) legate all’ENSO, a causa di variazioni nello stato medio atmosferico o oceanico; (3) variazioni nell’impatto delle teleconnessioni dovute a cambiamenti nello stato di fondo delle regioni interessate. In questa sezione, tali meccanismi vengono analizzati in dettaglio, con un focus sulle implicazioni per la dinamica stratosferica e troposferica.

1. Evoluzione della Natura degli Eventi ENSO in un Clima in Cambiamento

Gli eventi ENSO potrebbero subire trasformazioni significative in un contesto di cambiamento climatico, con numerosi studi modellistici che prevedono un aumento dell’ampiezza e/o della frequenza degli eventi (Cai et al., 2014, 2015; Latif et al., 2015; Timmermann et al., 1999; Zheng et al., 2018). Tuttavia, non vi è consenso unanime nella comunità scientifica, con alcune analisi che evidenziano incertezze sul segno e sull’entità di tali cambiamenti (Chen et al., 2017a; Collins et al., 2010; Hurwitz et al., 2013; Latif & Keenlyside, 2009; Stevenson, 2012). Una revisione completa di queste dinamiche è fornita da S. Yang et al. (2018), che sottolinea la complessità nel prevedere l’evoluzione dell’ENSO. La presenza di tendenze lineari nelle SST complica ulteriormente gli sforzi per determinare se gli eventi ENSO si siano già intensificati (L’Heureux et al., 2013).

Un’osservazione chiara emerge tuttavia dagli ultimi decenni: gli eventi di El Niño di tipo Pacifico Centrale (CP) sono diventati più frequenti rispetto a quelli di tipo Pacifico Orientale (EP) (Lee & McPhaden, 2010; McPhaden, 2012). Questo cambiamento è stato attribuito a processi di feedback interno al sistema climatico, che coinvolgono interazioni tra oceano e atmosfera (Guan & McPhaden, 2016; Lübbecke & McPhaden, 2014). Alcuni modelli prevedono che questa tendenza verso una maggiore prominenza degli eventi CP El Niño rispetto agli EP El Niño persisterà in futuro (Yeh et al., 2009). Tuttavia, studi più recenti mostrano discrepanze, con alcuni che non confermano la persistenza di questo spostamento in un clima più caldo (Chen et al., 2017b; Taschetto et al., 2014). Inoltre, simulazioni di modelli accoppiati oceano-atmosfera non forzati hanno rivelato che epoche multidecennali dominate da eventi CP o EP possono emergere spontaneamente (Capotondi et al., 2015), suggerendo che la variabilità interna del sistema climatico potrebbe giocare un ruolo significativo. Sebbene l’evoluzione futura della distribuzione tra CP e EP El Niño rimanga incerta, un cambiamento nella natura degli eventi ENSO potrebbe avere implicazioni dirette per la risposta stratosferica, come ipotizzato da Hurwitz et al. (2013).

2. Modifiche nei Percorsi delle Teleconnessioni

Anche in assenza di cambiamenti significativi nelle caratteristiche degli eventi ENSO, le tendenze a lungo termine nello stato medio della troposfera a medie latitudini e della stratosfera possono influenzare i percorsi delle teleconnessioni e il loro impatto sulla stratosfera. Queste variazioni possono derivare da cambiamenti nelle SST, sia nei tropici che a medie latitudini, o da alterazioni nella circolazione e nella composizione atmosferica, che modificano la propagazione delle onde di Rossby.

I modelli CMIP5 prevedono cambiamenti nella distribuzione quasi-stazionaria della pressione a livello del mare (SLP) extratropicale, con un approfondimento della bassa pressione delle Aleutine in un clima in cambiamento (Chang, 2014; Karpechko & Manzini, 2017). Altri modelli suggeriscono uno spostamento verso est dell’impatto dell’ENSO nel Pacifico settentrionale (Müller & Roeckner, 2008). Questi cambiamenti nello stato di fondo troposferico implicano che una teleconnessione associata a un dato evento ENSO si sovrapporrà a onde stazionarie climatologiche localmente alterate, potenzialmente modificando la propagazione delle onde verso la stratosfera. Tale dinamica potrebbe alterare l’intensità e la struttura delle risposte stratosferiche, rendendo i percorsi delle teleconnessioni più complessi e meno prevedibili.

3. Cambiamenti nello Stato di Fondo Stratosferico

La stratosfera stessa è soggetta a tendenze a lungo termine che possono influenzare la risposta alle teleconnessioni dell’ENSO. Un raffreddamento radiativo indotto dall’aumento dei gas serra è una caratteristica predominante, ma questo effetto può essere compensato o superato in alcune regioni. Nell’emisfero nord (NH), il rafforzamento a lungo termine della circolazione Brewer-Dobson (BDC) (Butchart et al., 2006; Karpechko & Manzini, 2017; Manzini et al., 2014) porta a un riscaldamento della stratosfera artica e a un raffreddamento della bassa stratosfera tropicale, alterando il gradiente termico stratosferico. Nell’emisfero sud (SH), invece, gli effetti del cambiamento climatico potrebbero essere contrastati dal recupero dell’ozono stratosferico, un processo discusso nella sezione 3.3. Tuttavia, studi specifici che esaminano l’impatto del recupero dell’ozono e dei cambiamenti radiativi legati al CO2 sulla risposta stratosferica a una perturbazione di SST mostrano variazioni minime in entrambi gli emisferi (Hurwitz et al., 2013). Al contrario, tali studi indicano che la risposta futura all’ENSO sarà principalmente controllata dai cambiamenti nei pattern di SST, piuttosto che da fattori radiativi o chimici.

Implicazioni per le Teleconnessioni Extratropicali

L’incertezza sui cambiamenti nella natura degli eventi ENSO in un clima in cambiamento rende difficile prevedere l’evoluzione delle teleconnessioni extratropicali, e i modelli mostrano una notevole variabilità nelle loro proiezioni (Yeh et al., 2018). Nonostante ciò, alcune caratteristiche emergono come robuste nelle simulazioni modellistiche. SST climatologiche più calde tendono a causare uno spostamento verso est delle anomalie di convezione nel Pacifico tropicale in risposta all’ENSO (Cai et al., 2015; Z.-Q. Zhou et al., 2014). Questo spostamento porta a teleconnessioni più deboli nel Pacifico nordoccidentale e più forti vicino al Nord America (Kumar et al., 2010; Hurwitz et al., 2013; Z.-Q. Zhou et al., 2014).

Tali cambiamenti troposferici potrebbero tradursi in una risposta stratosferica più debole, un fenomeno già osservato negli ultimi decenni (sezione 5.2; J. Hu et al., 2017; S. Yang et al., 2017). Tuttavia, il meccanismo specifico descritto da Z.-Q. Zhou et al. (2014) e Cai et al. (2015), che prevede uno spostamento verso est della risposta convettiva del Pacifico tropicale, non si è ancora pienamente manifestato. Negli ultimi decenni, infatti, si è osservato un debole raffreddamento delle SST nel Pacifico orientale e centrale, in contrasto con le proiezioni future dei modelli CMIP5, che prevedono un riscaldamento (Meng et al., 2011; Sohn et al., 2012). Questa discrepanza evidenzia la complessità delle interazioni tra cambiamento climatico e teleconnessioni dell’ENSO, sottolineando la necessità di ulteriori ricerche per comprendere come queste dinamiche evolveranno in un clima futuro.

5.4. Meccanismi di Feedback e Influenza della Stratosfera sull’ENSO

Sebbene il focus principale delle analisi precedenti sia stato l’impatto dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) sulla stratosfera, esistono evidenze crescenti che suggeriscono un’influenza inversa, ovvero come la variabilità stratosferica e i processi che la influenzano possano, a loro volta, modulare l’ENSO. Questo fenomeno rappresenta un aspetto cruciale delle interazioni bidirezionali tra stratosfera e troposfera, evidenziando la complessità del sistema climatico globale. In questa sezione, vengono esplorati alcuni di questi meccanismi di feedback, pur riconoscendo che tali dinamiche non costituiscono il fulcro principale del presente studio. L’obiettivo è fornire una panoramica delle ipotesi e dei risultati preliminari che emergono dalla letteratura, con particolare attenzione alle implicazioni per la variabilità climatica tropicale.

Influenza dell’Ozono Stratosferico sull’ENSO

Un’ipotesi significativa riguarda il ruolo dell’ozono stratosferico nel modulare gli eventi ENSO. Studi recenti suggeriscono che variazioni nelle concentrazioni di ozono artico a marzo possano influenzare l’insorgenza di eventi La Niña o El Niño con un ritardo di circa 20 mesi (Garfinkel, 2017; F. Xie et al., 2016). In particolare, un aumento dell’ozono artico sembra favorire lo sviluppo di condizioni tipiche di La Niña, mentre una riduzione è associata a una maggiore probabilità di eventi El Niño. Questo legame potrebbe derivare dalla capacità dell’ozono di alterare il bilancio radiativo stratosferico, influenzando la dinamica del vortice polare e, di conseguenza, i pattern di circolazione troposferica che si propagano verso i tropici. Inoltre, Nowack et al. (2017) hanno evidenziato, attraverso uno studio modellistico, che trascurare i futuri cambiamenti nella struttura verticale dell’ozono tropicale potrebbe contribuire a una sovrastima della frequenza di eventi ENSO estremi nelle simulazioni climatiche. Questo suggerisce che una rappresentazione accurata dei processi stratosferici, inclusa la chimica dell’ozono, potrebbe migliorare le previsioni a lungo termine della variabilità ENSO.

Impatto della Variabilità Solare

Un altro fattore che potrebbe modulare l’ENSO è la variabilità solare. Alcuni studi hanno ipotizzato che un aumento dell’attività solare possa influenzare i pattern di temperatura superficiale del mare (SST) nel Pacifico tropicale, potenzialmente alterando la frequenza o l’intensità degli eventi ENSO (Haam & Tung, 2012; Roy & Haigh, 2012). Tuttavia, la robustezza di questa connessione rimane incerta, a causa della difficoltà di isolare il segnale solare da altre fonti di variabilità climatica e della limitata lunghezza dei dati osservativi disponibili. La variabilità solare potrebbe agire attraverso modifiche nella dinamica stratosferica, come variazioni nella temperatura stratosferica o nella forza del vortice polare, che a loro volta influenzano le teleconnessioni troposferiche verso i tropici. Ulteriori ricerche sono necessarie per chiarire la solidità di questa relazione e i meccanismi sottostanti.

Effetti delle Eruzioni Vulcaniche

Le eruzioni vulcaniche esplosive, in particolare quelle che si verificano nell’emisfero nord o nei tropici, rappresentano un altro processo che può influenzare l’ENSO attraverso la stratosfera. Tali eruzioni iniettano grandi quantità di aerosol nella stratosfera, causando un raffreddamento della superficie terrestre e un riscaldamento stratosferico, che possono alterare la dinamica atmosferica globale. Studi come quelli di F. Liu et al. (2017), Ohba et al. (2013) e Pausata et al. (2015) hanno dimostrato che queste eruzioni tendono a generare anomalie di SST simili a quelle di un evento El Niño. Di conseguenza, un’eruzione vulcanica che si verifica durante una fase di El Niño può prolungarne la durata, rafforzando le condizioni di El Niño attraverso un feedback positivo. Al contrario, la stessa eruzione durante un anno di La Niña tende ad accelerare il declino di quest’ultima, favorendo una transizione verso condizioni neutre o di El Niño. Questo effetto è mediato dalla capacità degli aerosol vulcanici di modificare il bilancio radiativo e la circolazione atmosferica, con ripercussioni che si propagano dai tropici alle alte latitudini.

Implicazioni per la Modellistica Climatica

Nonostante l’evidenza di questi feedback stratosferici sull’ENSO, è importante notare che i modelli accoppiati oceano-atmosfera utilizzati per studiare e prevedere l’ENSO sono in grado di generare eventi ENSO realistici anche senza considerare esplicitamente queste forzature legate alla stratosfera. Questo suggerisce che i processi stratosferici, pur rilevanti, non siano indispensabili per la simulazione di base dell’ENSO. Tuttavia, molte delle relazioni descritte, come quelle legate all’ozono, alla variabilità solare e alle eruzioni vulcaniche, rimangono speculative e richiedono ulteriori conferme osservative e modellistiche. L’inclusione di questi processi nei modelli climatici potrebbe potenzialmente migliorare la capacità predittiva, in particolare per quanto riguarda la frequenza e l’intensità degli eventi estremi di ENSO. Ad esempio, una migliore rappresentazione della chimica stratosferica e degli effetti radiativi degli aerosol vulcanici potrebbe affinare le proiezioni a lungo termine, contribuendo a una comprensione più completa delle interazioni tra stratosfera e troposfera.

Considerazioni Finali

In sintesi, la stratosfera non è semplicemente un recettore passivo delle forzature dell’ENSO, ma può attivamente modulare la variabilità tropicale attraverso una serie di meccanismi complessi. Variazioni nell’ozono artico e tropicale, cambiamenti nella variabilità solare e gli effetti delle eruzioni vulcaniche rappresentano esempi di processi che possono influenzare l’ENSO, con implicazioni che si manifestano su scale temporali che vanno dai mesi agli anni. Sebbene i modelli attuali siano in grado di simulare l’ENSO senza queste forzature stratosferiche, l’integrazione di tali processi potrebbe aprire nuove prospettive per migliorare la previsione climatica, in particolare in un contesto di cambiamento climatico globale. Ulteriori studi, che combinino osservazioni ad alta risoluzione e simulazioni modellistiche avanzate, saranno essenziali per confermare la robustezza di queste connessioni e per chiarire i meccanismi sottostanti.

6. Sintesi e Prospettive sulle Interazioni tra ENSO e Stratosfera

La variabilità dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) nel Pacifico equatoriale, come analizzato nella sezione 2.1, esercita un’influenza significativa sulla dinamica della circolazione stratosferica, un aspetto approfondito nella sezione 3. La Figura 4 offre una sintesi visiva degli effetti dell’ENSO sulla stratosfera, dettagliati nella sezione 4, e delle teleconnessioni troposferiche che mediano tali risposte, esaminate nella sezione 2.2. Durante gli eventi di El Niño, si osserva una modifica dello spettro delle onde tropicali generate dalla convezione, che accelera la propagazione verso il basso della Quasi-Biennial Oscillation (QBO) e favorisce un maggiore afflusso di aria povera di ozono nelle regioni di intensa convezione del Pacifico centrale e orientale, come descritto nella sezione 4.1.2. Parallelamente, El Niño incrementa la forzatura delle onde nei subtropici e a medie latitudini, un fenomeno associato a un rafforzamento della circolazione Brewer-Dobson (BDC), come evidenziato nella sezione 4.1.1.

Questo aumento della forzatura delle onde a medie latitudini è mediato da treni di onde di Rossby che si originano nel Pacifico tropicale e subtropicale. Queste onde si proiettano sui sistemi di pressione quasi-stazionari subpolari, intensificandoli e favorendo una maggiore propagazione verso l’alto delle onde planetarie nella stratosfera. Il rafforzamento della BDC durante gli eventi di El Niño si traduce in un raffreddamento della bassa stratosfera tropicale, dovuto a un upwelling più intenso, e in un riscaldamento delle regioni polari di entrambi gli emisferi, a causa dell’aumento del trasporto meridionale di calore. Inoltre, l’incremento della forzatura delle onde contribuisce a un indebolimento dei vortici polari invernali in entrambi gli emisferi, un effetto associato a una maggiore frequenza di riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) nell’emisfero nord (NH) durante gli anni di El Niño, come discusso nelle sezioni 4.2 e 4.3. Al contrario, la risposta durante gli anni di La Niña tende a essere opposta, con un rafforzamento del vortice polare e una riduzione della frequenza degli SSW, ma questa relazione appare meno robusta e più variabile rispetto a quella osservata durante El Niño.

Limiti e Complessità delle Connessioni ENSO-Stratosfera

È importante sottolineare che la solidità delle connessioni tra l’ENSO e la stratosfera globale rimane un argomento non completamente risolto. Diverse questioni aperte emergono dall’analisi. In primo luogo, non è ancora chiaro in che misura le teleconnessioni associate a El Niño e La Niña siano effettivamente speculari, ossia se si possa assumere una relazione simmetrica e opposta tra le due fasi dell’ENSO. In secondo luogo, non è stato determinato se la risposta stratosferica a un evento di El Niño intenso sia proporzionalmente più marcata rispetto a un evento moderato, suggerendo la possibilità di non linearità nella risposta atmosferica. Inoltre, la posizione delle anomalie di picco delle temperature superficiali del mare (SST) durante un evento ENSO—nel Pacifico centrale (CP) o orientale (EP)—potrebbe influenzare significativamente la risposta stratosferica, un aspetto esplorato nella sezione 4 ma che richiede ulteriori approfondimenti.

La complessità di queste interazioni è ulteriormente accentuata dal ruolo di altri fenomeni atmosferici. La QBO, ad esempio, modula sia le teleconnessioni verso la stratosfera (sezione 5.1) sia le dinamiche del Pacifico tropicale stesso (sezione 5.4), introducendo un ulteriore livello di variabilità. La variabilità decadale, analizzata nella sezione 5.2, e le tendenze a lungo termine, discusse nella sezione 5.3, rappresentano fattori aggiuntivi che influenzano l’entità e la natura delle teleconnessioni dell’ENSO con la stratosfera. Questi elementi, combinati, rendono particolarmente arduo trarre conclusioni definitive sull’importanza relativa dell’ENSO come driver della variabilità stratosferica. La grande variabilità intrinseca del sistema atmosferico complica l’identificazione dei segnali rilevanti, spesso mascherati dal rumore di fondo.

Sfide nei Dati Osservativi e nei Modelli

Un limite significativo nell’analisi delle teleconnessioni ENSO-stratosfera è rappresentato dalla disponibilità e dalla durata dei set di dati osservativi. Le serie temporali osservative coprono periodi relativamente brevi, insufficienti per identificare con robustezza eventuali non linearità o non stazionarietà nelle connessioni remote. Questo limite temporale impedisce di discernere chiaramente pattern a lungo termine o di quantificare con precisione l’impatto di fattori modulanti come la QBO o la variabilità decadale.

Per ovviare a queste limitazioni, i modelli climatici sono stati ampiamente utilizzati per estendere la disponibilità di dati e analizzare la non stazionarietà e le non linearità delle teleconnessioni. Tuttavia, i modelli presentano anch’essi delle sfide. Spesso, le simulazioni modellistiche tendono a rappresentare gli eventi ENSO e le relative teleconnessioni in modo più lineare rispetto a quanto suggerito dai dati osservativi, come evidenziato da Garfinkel, Butler, et al. (2012). Questa linearità eccessiva può derivare da semplificazioni nella rappresentazione dei processi atmosferici complessi o da una sottostima della variabilità interna del sistema climatico. D’altro canto, la durata limitata dei set di dati osservativi rende difficile identificare con precisione i bias nei modelli, come sottolineato da Deser et al. (2017). La combinazione di queste limitazioni nei dati osservativi e nei modelli rappresenta una sfida significativa per la comprensione approfondita delle dinamiche ENSO-stratosfera, richiedendo un approccio integrato che combini osservazioni, modellistica avanzata e analisi statistiche sofisticate per affrontare le incertezze ancora presenti.Prospettive per la Previsione e la Comprensione delle Teleconnessioni ENSO-Stratosfera

Nonostante le limitazioni dei modelli climatici attuali, l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) offre un potenziale significativo per le previsioni probabilistiche, grazie alla natura persistente della variabilità nel Pacifico tropicale, che può estendersi su scale temporali di diversi mesi (Butler et al., 2016; Domeisen et al., 2015). Questa caratteristica consente di utilizzare l’ENSO come un indicatore per anticipare le condizioni atmosferiche su scala stagionale, con implicazioni per la stratosfera e le regioni extratropicali. Tuttavia, la capacità di sfruttare appieno questo potenziale è ostacolata da diverse sfide. La durata relativamente breve dei registri osservativi disponibili, combinata con la presenza di tendenze a lungo termine e un comportamento non stazionario delle teleconnessioni, limita le possibilità di addestramento dei modelli e di validazione incrociata delle previsioni. Questi fattori introducono incertezze significative nella capacità di generalizzare i risultati e di quantificare l’affidabilità delle proiezioni modellistiche.

Necessità di Progressi nella Modellizzazione dell’ENSO e delle Sue Teleconnessioni

Per migliorare la comprensione dell’impatto dell’ENSO sulla stratosfera, è fondamentale compiere progressi sia nella simulazione degli eventi ENSO stessi sia nella rappresentazione delle loro teleconnessioni nei modelli climatici. Studi recenti hanno dimostrato che un approfondimento delle interazioni e dei feedback tra oceano e atmosfera può portare a miglioramenti significativi nella simulazione della diversità e della variabilità dell’ENSO nel Pacifico tropicale (Bayr et al., 2017). Una rappresentazione più accurata di questi processi dinamici non solo affinerebbe la simulazione degli eventi ENSO, ma contribuirebbe anche a una migliore comprensione e previsione della loro evoluzione, con ripercussioni positive sulla previsione delle risposte stratosferiche.

Un approccio complementare per affrontare le non linearità nella risposta stratosferica consiste nell’analizzare fenomeni con variabilità più rapida, ma con processi fisici sottostanti simili a quelli dell’ENSO. Ad esempio, l’Oscillazione Madden-Julian (MJO) e le precipitazioni tropicali, spesso associate a condizioni di convezione intensificata nel Pacifico tropicale, possono essere utilizzate per studiare la risposta stratosferica ai treni di onde provenienti dai tropici (Cassou, 2008; Garfinkel, Feldstein, et al., 2012; Kang & Tziperman, 2017; Scaife et al., 2017; Schwartz & Garfinkel, 2017). Questi fenomeni offrono un campione di eventi molto più ampio rispetto a quello disponibile per l’ENSO, consentendo di esplorare possibili non linearità nella propagazione delle onde e nella risposta stratosferica. Tuttavia, la presenza di bias nei modelli, sia nello stato medio delle regioni extratropicali sia nella rappresentazione degli eventi tropicali, rende complesso il confronto tra modelli e osservazioni, sia per l’ENSO che per l’MJO (Dawson et al., 2011; Henderson et al., 2017; Yoo et al., 2015). Si prevede che miglioramenti nella simulazione dello stato medio extratropicale (Dawson et al., 2011; Henderson et al., 2017) e una rappresentazione più accurata della convezione tropicale nei modelli (Yoo et al., 2015) possano significativamente migliorare la qualità delle teleconnessioni simulate, riducendo i bias e affinando le previsioni.

Limiti e Opportunità nella Previsione della Stratosfera

Attualmente, la stratosfera non può essere prevista deterministicamente oltre un orizzonte temporale di circa 1-2 settimane, a causa della sua elevata variabilità e della complessità dei processi dinamici coinvolti (Gerber et al., 2009; Karpechko, 2018; Tripathi, Baldwin, et al., 2015). Tuttavia, la previsione probabilistica di eventi stratosferici, come i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), è possibile su scale temporali più lunghe, come dimostrato da Scaife et al. (2016). La capacità di prevedere la probabilità di un evento SSW, che l’ENSO sembra modulare, rappresenta un’opportunità significativa per migliorare le previsioni climatiche in regioni influenzate dagli impatti stratosferici. Queste regioni includono non solo le aree extratropicali di entrambi gli emisferi, ma anche i tropici, dove le variazioni stratosferiche possono influenzare indirettamente la convezione e i pattern di precipitazione.

Per sfruttare appieno questo potenziale predittivo, è necessario approfondire la comprensione delle interazioni tra l’ENSO e altri fenomeni atmosferici, come la QBO, l’MJO e la variabilità solare. La natura e l’entità di queste interazioni, così come l’eventuale assenza di interazioni significative in determinati contesti, devono essere meglio chiarite per migliorare la previsione dello stato della stratosfera. Inoltre, i processi di feedback dalla stratosfera e da altre regioni verso il Pacifico tropicale, e di conseguenza sulle teleconnessioni dell’ENSO, rappresentano un fattore cruciale da considerare. Sarà particolarmente interessante esplorare in che misura la capacità predittiva dell’ENSO possa essere influenzata, e potenzialmente migliorata, includendo forzature e feedback aggiuntivi. Questi possono provenire da regioni come l’Atlantico tropicale (sezione 2.2.1), il Pacifico settentrionale (sezione 5.2) e fonti esterne, come la variabilità solare o gli effetti delle eruzioni vulcaniche (sezione 5.4). Una rappresentazione più completa di questi fattori nei modelli potrebbe non solo affinare le previsioni, ma anche fornire nuove intuizioni sui meccanismi che governano le teleconnessioni ENSO-stratosfera.

Progressi e Sfide Future

Negli ultimi dieci anni, sono stati compiuti progressi notevoli nella comprensione degli impatti dell’ENSO sulla stratosfera, grazie a un crescente numero di studi osservativi e modellistici. Tuttavia, le tendenze a lungo termine e il comportamento non stazionario delle teleconnessioni, come discusso nelle sezioni 5.2 e 5.3, continuano a rappresentare una sfida significativa per l’analisi e la previsione. La non stazionarietà implica che le relazioni tra ENSO e stratosfera possono variare nel tempo, rendendo difficile estrapolare i risultati del passato a contesti futuri. Inoltre, la complessità delle interazioni tra ENSO e altri fenomeni atmosferici, unita alla limitata durata dei dati osservativi, complica l’identificazione di pattern robusti e la validazione delle simulazioni modellistiche.

In conclusione, la connessione tra ENSO e stratosfera rimane un’area di ricerca attiva e impegnativa, che richiede ulteriori sforzi per superare le limitazioni attuali. I progressi nella modellizzazione dell’ENSO, una migliore rappresentazione delle teleconnessioni e una comprensione più approfondita delle interazioni con altri fenomeni atmosferici saranno fondamentali per migliorare la capacità predittiva e per chiarire il ruolo della stratosfera nella variabilità climatica globale. Questi sviluppi non solo contribuiranno a una migliore previsione stagionale, ma offriranno anche nuove prospettive per comprendere le dinamiche complesse del sistema climatico.

Glossario dei Termini Scientifici

Bassa Pressione delle Aleutine
Un sistema di bassa pressione quasi-stazionario situato nel Pacifico settentrionale, in prossimità delle Isole Aleutine. Questo sistema è un elemento chiave delle dinamiche atmosferiche extratropicali, influenzando la propagazione delle onde planetarie e le teleconnessioni tra i tropici e le regioni polari.

Bassa Pressione del Mare di Amundsen
Un sistema di bassa pressione quasi-stazionario localizzato nel Pacifico meridionale, specificamente nel Mare di Amundsen, nell’emisfero sud. È rilevante per la comprensione delle dinamiche atmosferiche regionali e delle interazioni tra troposfera e stratosfera nell’emisfero sud.

Oscillazione Artica
La modalità dominante di variabilità climatica nell’extratropico dell’emisfero nord, caratterizzata da un’alternanza di massa tra le regioni extratropicali e polari. È utilizzata in questo contesto come sinonimo del Modo Annulare Settentrionale (NAM), riflettendo le variazioni su larga scala della pressione atmosferica e della circolazione.

Onda di Kelvin Atmosferica
Un tipo di onda non dispersiva confinata nella regione equatoriale, con velocità meridionale nulla, che si propaga verso est alla stessa velocità di un’onda di gravità in un sistema privo di rotazione. Una definizione più approfondita in termini di dinamica dei fluidi geofisici è fornita da Garfinkel, Fouxon, et al. (2017), che ne sottolineano il ruolo nei processi atmosferici tropicali.

Circolazione Brewer-Dobson (BDC)
Un meccanismo di trasporto medio di massa nella stratosfera, caratterizzato da un movimento ascendente ai tropici e discendente nelle regioni polari. La BDC gioca un ruolo cruciale nel bilancio termico e chimico della stratosfera, influenzando la distribuzione di ozono e altri gas traccia.

El Niño Canonico
Un evento El Niño classico, noto anche come El Niño del Pacifico orientale, caratterizzato da anomalie di temperatura superficiale del mare (SST) che raggiungono il picco nel Pacifico orientale equatoriale, distinguendosi per la sua configurazione tipica rispetto ad altre varianti.

Punto Freddo
La regione più fredda della tropopausa tropicale, dove le temperature possono scendere al di sotto di 190 K. Questo livello è critico per la disidratazione dell’aria che entra nella stratosfera, influenzando il contenuto di vapore acqueo stratosferico.

El Niño Modoki
Un tipo di El Niño in cui le anomalie di SST raggiungono il loro picco più a ovest nel Pacifico equatoriale rispetto all’El Niño canonico, con implicazioni distinte per le teleconnessioni atmosferiche e la risposta stratosferica.

Tipologia di ENSO
La classificazione degli eventi ENSO in base alla posizione del picco delle anomalie di SST nel Pacifico equatoriale, distinguendo principalmente tra eventi del Pacifico centrale (CP) e del Pacifico orientale (EP).

Riscaldamento Finale
L’inversione definitiva dei venti zonali medi nel vortice polare stratosferico di entrambi gli emisferi alla fine di ogni inverno, segnando il passaggio a venti orientali che persistono fino all’autunno successivo. Questo fenomeno segna la transizione stagionale della dinamica stratosferica.

Cella di Hadley
Una circolazione termicamente guidata e zonale simmetrica, caratterizzata dal movimento verso l’equatore degli alisei tra circa 30° di latitudine e l’equatore in ciascun emisfero, un’ascesa near-equatoriale, un flusso verso i poli in quota e una discesa con picco intorno ai 30° di latitudine. La cella di Hadley è fondamentale per la distribuzione del calore e dell’umidità nei tropici.

Equazione Ipsometrica
Un’equazione derivata dall’integrazione verticale dell’equazione idrostatica, che dimostra come la distanza verticale tra due livelli di pressione sia proporzionale alla temperatura media tra tali livelli. È uno strumento essenziale per analizzare la struttura termica dell’atmosfera.

Oscillazione Madden-Julian (MJO)
La principale fluttuazione organizzata nel tempo atmosferico tropicale su scale temporali da settimanali a mensili. È caratterizzata da un “impulso” di nuvole e precipitazioni che si muove verso est vicino all’equatore, con una periodicità tipica di 30-60 giorni, influenzando la convezione tropicale e le teleconnessioni globali.

Protocollo di Montreal
Ufficialmente denominato “Protocollo di Montreal sulle sostanze che impoveriscono lo strato di ozono”, è un trattato internazionale adottato nel 1987 per proteggere lo strato di ozono, promuovendo l’eliminazione graduale delle sostanze chimiche responsabili del suo impoverimento, come i clorofluorocarburi (CFC).

Oscillazione Nord Atlantica (NAO)
La manifestazione nel settore atlantico del Modo Annulare Settentrionale, che si concretizza in un’oscillazione tra l’intensità della bassa pressione islandese e l’alta pressione delle Azzorre a livello della superficie. La NAO influenza il clima dell’Europa e del Nord America.

Buco dell’Ozono
Un fenomeno di deplezione su larga scala dell’ozono stratosferico nell’emisfero sud durante la primavera australe, causato principalmente da attività antropogeniche, come l’emissione di sostanze chimiche che distruggono l’ozono.

Oscillazione Quasi-Biennale (QBO)
Un’oscillazione quasi-periodica nella stratosfera tropicale, caratterizzata da un’alternanza tra venti orientali e occidentali che si propaga verso il basso, con un periodo che varia tra 22 e 34 mesi. La QBO modula la dinamica stratosferica e le teleconnessioni globali.

Treno di Onde di Rossby
Un’alternanza di anomalie di alta e bassa pressione quasi-stazionarie che possono costituire teleconnessioni tra i tropici e gli extratropici, facilitando il trasferimento di energia e momento attraverso l’atmosfera.

Modo Annulare Meridionale/Settentrionale (SAM/NAM)
Le principali modalità di variabilità atmosferica nell’extratropico dell’emisfero sud (SAM) e nord (NAM), rispettivamente, che descrivono le fluttuazioni su larga scala della pressione e della circolazione atmosferica.

Barriera di Prevedibilità Primaverile
La difficoltà intrinseca nel prevedere con precisione l’evoluzione dell’ENSO tramite modelli prima del mese di maggio di un dato anno, dovuta alla transizione stagionale e alla complessità dei processi tropicali.

Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW)
Un evento caratterizzato dall’inversione del vento zonale medio nella stratosfera extratropicale media, associato a un rapido e significativo riscaldamento della stratosfera che può durare da pochi giorni a settimane, influenzando la dinamica atmosferica.

Teleconnessione
Un’influenza remota su scala globale nel sistema atmosfera-oceano, che collega regioni distanti attraverso pattern atmosferici o oceanici, come le onde di Rossby o le variazioni di pressione.

Alisei
Venti superficiali nordorientali nell’emisfero nord (NH) e sudorientali nell’emisfero sud (SH) sopra i tropici, che rappresentano la componente superficiale delle celle di Walker tropicali, guidando la circolazione atmosferica e oceanica.

Cella/Circolazione di Walker
Celle di ribaltamento zonale nell’atmosfera sopra i bacini oceanici tropicali, con venti superficiali che spostano acqua e aria verso ovest, un flusso verso est in quota, un movimento ascendente nelle regioni convettive e una subsidenza nella parte orientale del bacino oceanico, fondamentali per la convezione tropicale.

Zona Calda
La regione nel Pacifico occidentale e nel continente marittimo dove le temperature superficiali del mare raggiungono e superano i 30°C in termini climatologici, un’area critica per la convezione tropicale e la genesi degli eventi ENSO.

Onda-1, Onda-2
Numeri d’onda zonali 1 e 2, che descrivono i modi di variabilità atmosferica su scala planetaria, rilevanti per la propagazione delle onde e la dinamica stratosferica.

Elenco degli Acronimi e Definizioni

AO – Oscillazione Artica
L’Oscillazione Artica rappresenta la modalità dominante di variabilità climatica nell’extratropico dell’emisfero nord, caratterizzata da un’alternanza di massa atmosferica tra le regioni polari e quelle extratropicali, spesso associata al Modo Annulare Settentrionale (NAM).

BDC – Circolazione Brewer-Dobson
La Circolazione Brewer-Dobson descrive il trasporto medio di massa nella stratosfera, caratterizzato da un movimento ascendente ai tropici e discendente ai poli, fondamentale per la distribuzione di calore, ozono e altri costituenti chimici nella stratosfera.

CCMVal – Attività di Validazione dei Modelli Climatici-Chimici
Un’iniziativa scientifica volta a valutare e validare i modelli climatici-chimici, con particolare attenzione alla rappresentazione dei processi chimici e dinamici nella stratosfera, come quelli legati all’ozono.

CFC – Clorofluorocarburi
Composti chimici di origine antropogenica, utilizzati in passato in diverse applicazioni industriali, noti per il loro ruolo nella deplezione dello strato di ozono stratosferico.

CP – Pacifico Centrale
Riferito a un evento El Niño di tipo Modoki, caratterizzato da anomalie di temperatura superficiale del mare (SST) che raggiungono il picco nel Pacifico centrale equatoriale, distinguendosi dagli eventi classici del Pacifico orientale.

CPC CMIP3/5 – Progetto di Interconfronto dei Modelli Accoppiati Fase 3/5
Un programma internazionale che confronta le simulazioni di modelli climatici accoppiati oceano-atmosfera, con le fasi 3 e 5 che rappresentano iterazioni successive di questo sforzo, utilizzate per valutare le proiezioni climatiche globali.

CTI – Indice della Lingua Fredda
Un indice che misura le anomalie di temperatura superficiale del mare nella regione della “lingua fredda” del Pacifico equatoriale, spesso utilizzato per monitorare le condizioni associate all’ENSO.

DJF – Dicembre-Gennaio-Febbraio
Un acronimo che indica il periodo invernale boreale, frequentemente utilizzato per analizzare la variabilità stagionale dell’ENSO e delle sue teleconnessioni.

EN – El Niño
Una fase dell’ENSO caratterizzata da temperature superficiali del mare insolitamente calde nel Pacifico equatoriale, con impatti significativi sulla convezione tropicale e sulla dinamica atmosferica globale.

ENSO – El Niño Southern Oscillation
Un fenomeno climatico che comprende le fasi di El Niño e La Niña, caratterizzato da fluttuazioni delle SST e della pressione atmosferica nel Pacifico equatoriale, con effetti globali sulla circolazione atmosferica e stratosferica.

EP – Pacifico Orientale
Riferito a un evento El Niño canonico, in cui le anomalie di SST raggiungono il picco nel Pacifico orientale equatoriale, distinguendosi dagli eventi di tipo Pacifico centrale (CP).

eQBO – Fase Orientale della Oscillazione Quasi-Biennale
La fase della QBO caratterizzata da venti zonali orientali nella stratosfera tropicale, che influenza la propagazione delle onde e le teleconnessioni atmosferiche.

JFM – Gennaio-Febbraio-Marzo
Un periodo di tre mesi utilizzato per analizzare la variabilità stagionale, spesso in relazione alla dinamica atmosferica e agli eventi ENSO.

LN – La Niña
La fase fredda dell’ENSO, caratterizzata da temperature superficiali del mare insolitamente basse nel Pacifico equatoriale, con effetti opposti a quelli di El Niño sulla convezione e la circolazione atmosferica.

MEI – Indice Multivariato ENSO
Un indice composito che integra diverse variabili atmosferiche e oceaniche per monitorare l’intensità e l’evoluzione degli eventi ENSO, offrendo una valutazione più completa rispetto agli indici basati solo sulle SST.

MJO – Oscillazione Madden-Julian
Un’oscillazione su scale temporali da settimanali a mensili, caratterizzata da un movimento verso est di impulsi di convezione e precipitazioni tropicali vicino all’equatore, con una periodicità tipica di 30-60 giorni.

NAM – Modo Annulare Settentrionale
Una modalità di variabilità atmosferica che descrive le fluttuazioni della pressione e della circolazione nell’extratropico dell’emisfero nord, spesso associata all’Oscillazione Artica.

NAO – Oscillazione Nord Atlantica
La componente regionale del NAM nel settore atlantico, che riflette le variazioni di pressione tra la bassa islandese e l’alta delle Azzorre, influenzando il clima dell’Europa e del Nord America.

NDJ – Novembre-Dicembre-Gennaio
Un periodo di tre mesi che copre la transizione tra autunno e inverno boreale, spesso utilizzato per analizzare l’evoluzione iniziale degli eventi ENSO.

NH – Emisfero Nord
L’emisfero settentrionale della Terra, frequentemente analizzato in relazione alla dinamica stratosferica e alle teleconnessioni ENSO.

NOAA – Amministrazione Nazionale Oceanica e Atmosferica
Un’agenzia statunitense responsabile della raccolta e analisi di dati oceanici e atmosferici, fondamentale per il monitoraggio dell’ENSO e di altri fenomeni climatici.

NPO – Oscillazione del Pacifico Settentrionale
Una modalità di variabilità climatica nel Pacifico settentrionale, che influenza i pattern di pressione e le teleconnessioni con le regioni tropicali e polari.

N3 – Area Niño 3 nel Pacifico Equatoriale
Una regione specifica del Pacifico equatoriale (5°N-5°S, 150°W-90°W) utilizzata per calcolare gli indici Niño, come l’indice Niño 3, per monitorare l’ENSO.

N4 – Area Niño 4 nel Pacifico Equatoriale
Un’area del Pacifico equatoriale (5°N-5°S, 160°E-150°W), più a ovest rispetto alla Niño 3, utilizzata per calcolare l’indice Niño 4, spesso associato a eventi El Niño Modoki.

ONI – Indice Oceanico Niño
Un indice basato sulle anomalie di SST nell’area Niño 3.4, utilizzato per classificare gli eventi ENSO e monitorarne l’evoluzione.

PDO – Oscillazione Decadale del Pacifico
Una modalità di variabilità climatica su scala decadale nel Pacifico, che modula le condizioni di fondo per gli eventi ENSO e le teleconnessioni atmosferiche.

PNA – Pattern Pacifico-Nord America
Un pattern di teleconnessione atmosferica che collega il Pacifico settentrionale al Nord America, influenzato dall’ENSO e rilevante per la dinamica stratosferica.

PSA – Pattern Pacifico-Sud America
Un pattern di teleconnessione atmosferica nell’emisfero sud, che collega il Pacifico meridionale al Sud America, spesso influenzato dagli eventi ENSO.

PSC – Nube Stratosferica Polare
Nubi che si formano nella stratosfera polare a basse temperature, giocando un ruolo chiave nei processi di deplezione dell’ozono durante la primavera polare.

QBO – Oscillazione Quasi-Biennale
Un’oscillazione periodica (22-34 mesi) nella stratosfera tropicale, caratterizzata dall’alternanza di venti zonali orientali e occidentali, che modula la dinamica stratosferica e le teleconnessioni globali.

SAM – Modo Annulare Meridionale
La principale modalità di variabilità atmosferica nell’extratropico dell’emisfero sud, che descrive le fluttuazioni della pressione e della circolazione.

SH – Emisfero Sud
L’emisfero meridionale della Terra, analizzato in relazione alla dinamica stratosferica e agli impatti dell’ENSO.

SLP – Pressione a Livello del Mare
Un parametro fondamentale per analizzare le anomalie di pressione atmosferica e i pattern di teleconnessione, come la bassa pressione delle Aleutine.

SOI – Indice di Oscillazione Meridionale
Un indice basato sulla differenza di pressione atmosferica tra Tahiti e Darwin, utilizzato per monitorare l’intensità dell’ENSO.

SON – Settembre-Ottobre-Novembre
Un periodo di tre mesi che copre l’autunno boreale, spesso utilizzato per analizzare le fasi iniziali degli eventi ENSO.

SST – Temperatura Superficiale del Mare
Un parametro critico per monitorare le condizioni oceaniche, in particolare nel Pacifico equatoriale, durante gli eventi ENSO.

SSW – Riscaldamento Stratosferico Improvviso
Un evento stratosferico caratterizzato da un’inversione dei venti zonali e un rapido riscaldamento, con impatti significativi sulla dinamica atmosferica.

TNI – Indice Trans-Niño
Un indice che misura le differenze di SST tra le regioni Niño 1+2 e Niño 4, utile per analizzare la transizione tra diverse fasi dell’ENSO.

WACCM – Modello Climatico della Comunità per l’Intera Atmosfera
Un modello climatico che simula l’atmosfera dalla superficie alla stratosfera superiore, utilizzato per studiare le interazioni tra ENSO e stratosfera.

wQBO – Fase Occidentale della Oscillazione Quasi-Biennale
La fase della QBO caratterizzata da venti zonali occidentali nella stratosfera tropicale, con effetti distinti sulla propagazione delle onde rispetto alla fase orientale.

https://scholar.google.com/citations?view_op=view_citation&hl=en&user=Eck4ZyIAAAAJ&citation_for_view=Eck4ZyIAAAAJ:k_IJM867U9cC