Osservazioni, inferenze e meccanismi della Circolazione Meridionale di Rovesciamento Atlantica: una revisione

Nell’articolo “Osservazioni, inferenze e meccanismi della Circolazione Meridionale di Rovesciamento Atlantica: una revisione”, gli autori Martha W. Buckley e John Marshall analizzano in dettaglio la Circolazione Meridionale di Rovesciamento Atlantica (AMOC). L’AMOC è un elemento cruciale nel sistema climatico globale, poiché contribuisce al trasporto di calore e acqua dolce. Questo flusso di calore verso nord, infatti, è uno dei principali fattori che rendono l’emisfero settentrionale relativamente più caldo rispetto a quello meridionale e influisce sulla posizione media della Zona di Convergenza Intertropicale, spostandola a nord dell’equatore.

L’AMOC svolge un ruolo fondamentale nell’intrappolare le anomalie di calore all’interno dell’oceano, influenzando così il corso del cambiamento climatico. Le variazioni nell’AMOC sono state associate alla variabilità a lungo termine delle temperature della superficie del mare nell’Atlantico, con importanti ripercussioni per la variabilità climatica sulle terre circostanti.

A scale temporali brevi, come quelle intra-annuali, la variabilità dell’AMOC è notevole e dipende principalmente dalla risposta ai venti locali; in questo caso, le anomalie tendono a riflettere la variabilità del campo del vento. Su scale temporali più lunghe, come quelle interannuali e decennali, i cambiamenti dell’AMOC sono maggiormente influenzati da processi geostrofici legati a variazioni di densità lungo il confine occidentale dell’oceano. Un’area particolarmente importante per i cambiamenti decennali dell’AMOC è situata nella “zona di transizione” occidentale, tra i giroscopi subtropicale e subpolare. È da questa regione che le anomalie decennali dell’AMOC si propagano verso sud e nord.

Le osservazioni recenti dell’AMOC, insieme all’espansione delle reti osservative oceaniche come l’array Argo e l’altimetria satellitare, stanno alimentando gli sforzi per sviluppare sistemi di previsione climatica su scala decennale, utilizzando modelli accoppiati atmosfera-oceano inizializzati con dati oceanici aggiornati.

1. Introduzione

La troposfera è riscaldata principalmente dal basso, soprattutto nelle regioni tropicali. In prossimità dell’equatore, l’aria calda sale in una fascia quasi continua di intensa convezione, mentre nelle latitudini subtropicali avviene una discesa compensatoria. Questa circolazione di rovesciamento, nota come circolazione di Hadley, è una componente fondamentale della circolazione generale dell’atmosfera [vedi, ad esempio, Marshall e Plumb, 2008]. Al contrario, negli oceani, la convezione è indotta dalla perdita di galleggiamento alla superficie superiore, principalmente alle latitudini polari, da dove si originano le celle di rovesciamento meridionali. La cella che parte dal Nord Atlantico settentrionale costituisce la “cella superiore” della Circolazione Meridionale di Rovesciamento (MOC) oceanica. Questa cella superiore dell’AMOC (MOC Atlantica) ventila i primi 2 km circa della colonna d’acqua oceanica. Una cella di rovesciamento più profonda, chiamata “cella inferiore”, si forma attorno all’Antartide e rifornisce di acqua gli strati oceanici abissali.

Questa revisione si concentra sulla cella superiore dell’AMOC, esaminandone la struttura media, la variabilità temporale, i meccanismi di controllo e il ruolo nel sistema climatico globale. Nonostante il ramo discendente dell’AMOC sia confinato in una piccola parte del pianeta, esso ha un’influenza significativa sul clima, passato, presente e (probabilmente) futuro. Come illustrato nel modello delle correnti superficiali e di media profondità nell’Atlantico del Nord (Figura 1), le acque calde di superficie si spostano verso le alte latitudini settentrionali, dove perdono galleggiamento, affondano e ritornano verso sud in profondità. Se si effettua una media zonale di questa complessa circolazione tridimensionale nel bacino, si ottiene una descrizione molto più semplice, rappresentata dalla cella di rovesciamento meridionale illustrata in Figura 2a. L’AMOC collega i due emisferi e rappresenta una delle principali cause delle asimmetrie climatiche interemisferiche. L’AMOC trasporta circa 0,5 petawatt (PW) di calore attraverso l’equatore (Figura 3a) e, come verrà discusso, è responsabile del fatto che l’emisfero settentrionale (NH) sia leggermente più caldo di quello meridionale (SH) (Figura 3c), influenzando anche la posizione media della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), che si trova appena a nord dell’equatore [ad esempio, Frierson et al., 2013; Marshall et al., 2014a].

L’upwelling di acque dense, che consente il ritorno di queste acque alla superficie, è fondamentale per sostenere l’AMOC [Wunsch, 2002; Wunsch e Ferrari, 2004; Kuhlbrodt et al., 2007; Visbeck, 2007]. Studi recenti indicano che l’upwelling delle acque dense formatesi nell’Atlantico settentrionale avviene principalmente lungo le isopicne che affiorano nell’Oceano Meridionale, sollevate in superficie dai forti venti che spirano intorno all’Antartide (vedi Toggweiler e Samuels [1995] e Marshall e Speer [2012] per una revisione). Pertanto, su lunghe scale temporali (di secoli), l’AMOC e la circolazione oceanica globale sono interconnesse attraverso l’Oceano Meridionale.I cambiamenti nell’AMOC sono spesso considerati un fattore importante nei cambiamenti paleoclimatici [Broecker, 1997, 2003]. Si ipotizza che un’interruzione dell’AMOC possa portare a un raffreddamento dell’Artico, a un’espansione dei ghiacci artici, a uno spostamento verso l’equatore dell’ITCZ e a un indebolimento dei monsoni estivi indiani e asiatici. Al contrario, un AMOC più forte è associato a un Artico più caldo, a una riduzione dei ghiacci e a uno spostamento verso nord dell’ITCZ [Vellinga e Wood, 2002; Chiang e Bitz, 2005; Cheng et al., 2007; Zhang e Delworth, 2005; Stouffer et al., 2006; Kang et al., 2008]. L’AMOC è anche visto come un elemento chiave nel fenomeno del “bipolar seesaw”, ovvero i cambiamenti climatici opposti tra Artico e Antartico, ritenuti causati da variazioni nel trasporto di calore oceanico legate all’AMOC [Broecker, 1998; Stocker, 1998; Rahmstorf, 2002; Skinner et al., 2007; Pedro et al., 2011].

Su scale temporali più brevi, come quelle decennali e centennali, le variazioni dell’AMOC possono influenzare le temperature superficiali dell’Atlantico, come avviene nell’Oscillazione Multidecadale Atlantica (AMO/AMV) [ad esempio, Schlesinger e Ramankutty, 1994; Knight et al., 2005; Delworth et al., 2007; Deser et al., 2010]. I sistemi di previsione decennale si basano sull’ipotesi che, a basse frequenze, le anomalie di SST siano legate a processi oceanici lenti, come l’AMOC, che potrebbero essere prevedibili. Questo è uno dei principali motivi per cui sono stati istituiti sistemi di osservazione dell’AMOC, come il Rapid Climate Change (RAPID) array [Cunningham et al., 2007; Kanzow et al., 2010; Johns et al., 2011], nell’Atlantico e che ora sono in fase di espansione. L’AMOC gioca un ruolo cruciale nella risposta del clima alle forzature antropogeniche, poiché è un mezzo principale per il trasporto di calore e carbonio dalla superficie all’oceano profondo [Drijfhout et al., 2012; Meehl et al., 2013; Winton et al., 2013; Marshall et al., 2014a, 2014b; Kostov et al., 2014].

Questa revisione si propone di sintetizzare le conoscenze sull’AMOC e la sua variabilità su scale temporali che vanno da quelle intra-annuali a quelle decennali, con un focus sui processi specifici dell’Atlantico. Su scale temporali più lunghe, come quelle centennali e oltre, l’AMOC interagisce con l’oceano globale, includendo le connessioni interemisferiche tra l’Atlantico e l’Oceano Meridionale. Sebbene questi aspetti siano di grande rilevanza per lo studio del paleoclima, non verranno trattati in questa sede. Recensioni recenti su altri aspetti dell’AMOC includono: (1) discussioni teoriche sulla forza media dell’AMOC e i suoi processi trainanti [Gnanadesikan et al., 2007; Kuhlbrodt et al., 2007; Marshall e Speer, 2012]; (2) una revisione delle stime storiche dell’AMOC [Longworth e Bryden, 2007]; (3) recensioni delle osservazioni dell’AMOC [Srokosz et al., 2012], con un’attenzione particolare alle osservazioni e inferenze da un decennio di osservazioni dell’AMOC a 26,5°N [Srokosz e Bryden, 2015]; (4) una discussione critica sulle connessioni tra la convezione profonda e l’AMOC [Lozier, 2012]; (5) una revisione dei percorsi superficiali e profondi dell’AMOC [Lozier, 2010]; (6) una revisione sull’importanza dell’Atlantico Meridionale per l’AMOC [Garzoli e Matano, 2011]; (7) una breve revisione della relazione tra l’AMOC e il livello del mare, in particolare le fluttuazioni del livello del mare lungo la costa orientale degli Stati Uniti [Srokosz e Bryden, 2015]; e (8) recensioni sulle connessioni tra l’AMOC e il clima su scale temporali paleoclimatiche [Broecker, 2007] e i cambiamenti climatici improvvisi [Clark et al., 2002; Alley, 2007].Nonostante l’attenzione e l’interesse della comunità scientifica, i progressi nella comprensione della variabilità climatica decennale e della sua relazione con l’AMOC sono stati limitati dalla scarsità di osservazioni, dalla difficoltà di rappresentare i processi chiave nei modelli e dalla nostra conoscenza ancora parziale dei meccanismi sottostanti. I meccanismi di controllo variano in base alla scala temporale. Su scale brevi (da intra-annuali a interannuali), la variabilità dell’AMOC è principalmente una risposta ai venti locali. Su scale più lunghe (decennali), la variabilità dell’AMOC coinvolge un complesso intreccio di processi guidati dal vento e da processi termoalini. Un tema ricorrente in questa revisione è l’importanza delle anomalie di galleggiamento nella regione a est dei Grand Banks, dove interagiscono la Corrente del Golfo, la Corrente Nord Atlantica e le Correnti del Labrador, situata alla confluenza occidentale dei giroscopi subtropicale e subpolare. Questa regione, che chiameremo “zona di transizione” (indicata con un riquadro nelle Figure 1 e 4), è fondamentale per comprendere la variabilità decennale e multidecennale dell’AMOC.

La revisione è organizzata come segue. Nella sezione 2, esaminiamo il ruolo dell’AMOC nel clima, incluso il trasporto di calore oceanico (sezione 2.3), la variabilità climatica decennale (sezione 2.4) e la modulazione del cambiamento climatico antropogenico (sezione 2.5). Nella sezione 3, vengono introdotte le definizioni principali dell’AMOC e delle sue componenti dinamiche, insieme all’importanza dell’AMOC nei trasporti di calore e acqua dolce. La sezione 4 offre una panoramica delle conoscenze attuali sull’AMOC, basate su osservazioni dirette, stime dello stato dell’oceano e modelli. Nella sezione 5, affrontiamo una revisione critica dei meccanismi che guidano la variabilità decennale dell’AMOC, con un focus sull’importanza della zona di transizione. Infine, nella sezione 6, discutiamo l’impatto dell’AMOC sull’atmosfera e sulle previsioni climatiche da intra-annuali a decennali. Le conclusioni e le prospettive future sono presentate nella sezione 7.

La Figura 1 illustra le correnti oceaniche medie nell’Atlantico a due diverse profondità. Nella parte sinistra (a), vengono rappresentate le correnti superficiali ottenute dal Global Drifter Program. Le frecce rosse indicano correnti che si dirigono verso nord, mentre quelle blu rappresentano correnti verso sud. La scala delle velocità, indicata sopra l’Africa, mostra una velocità massima di 20 cm/s.

Nella parte destra (b), sono visualizzate le correnti a una profondità di 1000 metri, derivanti dai dati di spostamento degli strumenti Argo (ANDRO data set). Anche qui, le frecce rosse e blu indicano rispettivamente correnti dirette a nord e a sud, ma con velocità massime ridotte a 4 cm/s, evidenziando la differenza di velocità rispetto alla superficie.

La batimetria del fondo marino è rappresentata in grigio, con tonalità più chiare che indicano aree meno profonde e tonalità più scure per le aree più profonde. Le linee bianche delineano contorni di profondità che vanno da 1 a 4 km.

Il riquadro nero in entrambe le immagini evidenzia la “zona di transizione” (TZ), un’area chiave per lo studio delle interazioni tra diverse correnti oceaniche, come la Corrente del Golfo, la Corrente Nord Atlantica e le Correnti del Labrador. Questa zona è di particolare interesse per comprendere la variabilità dell’AMOC su scale temporali decennali e multidecennali.

L’immagine è stata gentilmente fornita da Nicolas Barrier del laboratorio OT-MED Labex.

La Figura 2 presenta due rappresentazioni della circolazione oceanica Atlantica e globale:Parte (a): Questa sezione mostra la funzione di corrente media dell’Atlantico per la Circolazione Meridionale di Rovesciamento (AMOC), utilizzando coordinate di profondità. L’ombreggiatura grigia rappresenta il fondo dell’oceano, mentre la linea nera segna la cresta della Dorsale Medio-Atlantica. La linea bianca spessa vicino alla superficie indica la profondità massima dello strato di mescolamento, cioè lo strato superiore dell’oceano dove l’acqua è mescolata omogeneamente. I colori indicano l’intensità del flusso di acqua: il rosso e il giallo mostrano un forte trasporto verso nord vicino alla superficie, mentre il verde e il blu rappresentano un flusso verso sud in profondità.

Parte (b): Questa sezione rappresenta i modelli di circolazione oceanica globale, suddivisi in tre strati: superficiale (rosso, meno di 2 km di profondità), profondo (blu, tra 2 e 4 km di profondità) e abissale (verde, oltre i 4 km di profondità). Le frecce colorate lungo le linee nere indicano il trasporto di volume d’acqua, misurato in Sverdrup (Sv). I cerchi mostrano il trasporto verticale: un cerchio con un punto al centro indica un sollevamento di acqua (upwelling), mentre un cerchio con una croce rappresenta un affondamento (downwelling).

Questa figura offre una visione d’insieme delle principali correnti oceaniche a diverse profondità, evidenziando sia i movimenti orizzontali sia quelli verticali delle masse d’acqua.

La Figura 3 presenta tre grafici che illustrano vari aspetti del trasporto di calore oceanico meridionale (OHT) e l’asimmetria emisferica della temperatura, sia nell’atmosfera sia nell’oceano.Parte (a): Questo grafico mostra il trasporto di calore meridionale degli oceani, misurato in petawatt (PW, 10¹⁵ W, con valori positivi che indicano un trasporto verso nord. La linea nera rappresenta il trasporto di calore per l’oceano globale, la linea verde per l’Indo-Pacifico e la linea blu per l’Atlantico, secondo i dati delle rianalisi atmosferiche NCEP. Si osserva che il trasporto di calore è prevalentemente verso nord nell’Atlantico, mentre nell’Indo-Pacifico è orientato verso sud, con un effetto complessivo verso nord per l’oceano globale.

Parte (b): Qui si confronta il trasporto di calore meridionale dell’Atlantico (OHT) stimato dalle rianalisi NCEP (linea blu) con varie stime dirette. Queste includono dati di Ganachaud e Wunsch (2003), Talley (2003), Lumpkin e Speer (2007), l’array RAPID-MOCHA a 26.5°N, Hobbs e Willis (2012) e Garzoli et al. (2013). Le barre verticali indicano l’incertezza delle stime dirette. Inoltre, sono riportati i risultati delle simulazioni di modelli climatici come CM2.1 e CCSM4, e le stime dello stato oceanico da GFDL ECDA ed ECCO v4.

Parte (c): Questo pannello mostra l’asimmetria emisferica delle temperature, sia nell’atmosfera sia nell’oceano, misurata in gradi Celsius (°C). L’asimmetria è definita come la differenza tra la temperatura di una determinata latitudine e quella della latitudine opposta, divisa per due. I dati atmosferici provengono dalle rianalisi NCEP, mentre quelli oceanici dal World Ocean Atlas. Nella parte superiore si osservano le temperature atmosferiche a diverse altitudini, mentre nella parte inferiore sono mostrate le temperature oceaniche a diverse profondità. I colori caldi indicano una maggiore temperatura nell’emisfero nord rispetto al sud, mentre i colori freddi indicano il contrario. Questo grafico evidenzia una chiara asimmetria, con l’emisfero nord generalmente più caldo dell’emisfero sud, sia nell’atmosfera sia nell’oceano.

Questa figura complessiva illustra l’importanza del trasporto di calore degli oceani e come questo contribuisca a differenze di temperatura tra i due emisferi.

La Figura 4 illustra uno schema della circolazione oceanica nell’Atlantico settentrionale, diviso in due sezioni.

Parte superiore: Mostra l’intero bacino dell’Atlantico settentrionale, evidenziando le principali correnti oceaniche. Le correnti superficiali, come la Corrente del Golfo, la Corrente Nord Atlantica (NAC) e la Corrente del Labrador, sono rappresentate in rosso. La Corrente di Confine Occidentale Profonda (DWBC), che scorre in profondità lungo la costa occidentale dell’oceano, è indicata in blu. La “zona di transizione” (TZ), un’area chiave dove queste correnti interagiscono, è evidenziata da un riquadro rosso, corrispondente all’area segnata nella Figura 1. Questa parte della figura fornisce una panoramica della complessa rete di correnti che caratterizzano la circolazione oceanica nella regione.

Parte inferiore: Questo dettaglio si concentra sulla regione del confine occidentale dell’Atlantico settentrionale. Viene illustrata la struttura delle correnti superficiali e profonde, con un’attenzione particolare alla Corrente del Golfo e alla DWBC. Sono mostrati anche i componenti del sistema di osservazione RAPID, utilizzato per monitorare queste correnti. Questo sistema include vari strumenti di misurazione disposti lungo il confine occidentale e attraverso l’oceano, utilizzati per rilevare il flusso delle correnti e raccogliere dati cruciali. Inoltre, un cavo lungo la costa misura il trasporto della Corrente della Florida, una componente importante del sistema di circolazione.

In generale, questa figura offre una chiara rappresentazione della circolazione dell’acqua nell’Atlantico settentrionale, evidenziando come le diverse correnti interagiscono tra loro e come vengono monitorate per comprendere meglio il loro comportamento e il loro impatto sul clima globale.

2. L’AMOC e il Suo Ruolo nel Clima

L’AMOC, o Circolazione Meridionale Atlantica, è un sistema di correnti oceaniche che trasporta l’acqua calda verso nord e l’acqua fredda verso sud nell’Atlantico. Questo flusso è definito in base alla latitudine e alla profondità dell’oceano. Nella descrizione dell’AMOC, spesso si considera la sua massima intensità in funzione della latitudine. In questa sezione esaminiamo la struttura dell’AMOC, le ragioni per cui si limita al settore atlantico e il suo ruolo nel sistema climatico globale.

2.1. Fenomenologia dell’AMOC

La Circolazione Meridionale Atlantica (AMOC) appare semplice quando la si osserva a grande scala: le correnti di superficie si muovono verso nord, mentre quelle profonde scorrono verso sud. Tuttavia, questa visione generale nasconde una realtà più complessa. Nell’Atlantico Meridionale, la Corrente di Benguela trasporta acqua calda verso nord vicino alla superficie. Parte di quest’acqua si sposta verso ovest nella corrente equatoriale meridionale e poi continua verso nord nella Corrente del Brasile del Nord.

Nel Nord Atlantico, il flusso superficiale verso nord è dominato dalla Corrente del Golfo, che si stacca dalla costa a Cape Hatteras e si trasforma in un getto che si muove liberamente verso nord-est. All’estremità del Grand Banks, le acque calde della Corrente del Golfo incontrano le acque fredde della Corrente del Labrador, una corrente subpolare che scorre verso sud. La maggior parte delle acque superficiali della Corrente del Labrador si unisce alla Corrente del Golfo per formare la Corrente del Nord Atlantico (NAC), che prosegue verso nord.

La NAC segue un percorso che la porta oltre il Flemish Cap, dove si divide in più rami che entrano nel giro subpolare. Alcuni di questi rami attraversano il bacino d’Islanda, mentre altri passano attraverso il canale di Rockall. Questi flussi giocano un ruolo cruciale nella distribuzione del calore e del sale nell’Atlantico.

Le stime del volume d’acqua trasportato dalle regioni subtropicali a quelle subpolari variano tra 13 e 20 Sverdrup (Sv), rappresentando circa il 20-25% del trasporto totale degli strati superiori della Corrente del Golfo. Tuttavia, studi hanno mostrato che c’è poco scambio di acqua superficiale tra queste due regioni a causa della barriera formata dal nucleo della Corrente del Golfo e della NAC. Le acque subtropicali tendono a penetrare nel giro subpolare principalmente attraverso percorsi subacquei piuttosto che in superficie.L’intensa perdita di galleggiabilità e il mescolamento nei mari marginali del Nord Atlantico, sia nell’oceano aperto che lungo i bordi dei bacini, causano un aumento della densità delle acque di superficie, facendole sprofondare a grandi profondità. Queste acque dense sono conosciute come Acqua Profonda del Nord Atlantico (NADW). La NADW comprende diverse masse d’acqua, come l’Acqua del Mare del Labrador (LSW), che si forma nel Mare del Labrador, e le Acque di Sovrappieno, che sono ancora più dense e si formano nei Mari Nordici per poi fluire nel Nord Atlantico oltre la dorsale Groenlandia-Islanda-Scozia.

La NADW viene esportata dalle regioni di formazione attraverso la Corrente di Confine Profonda Occidentale (DWBC) e altre vie complesse all’interno dell’oceano. Già nel 1958, Stommel ipotizzò che la DWBC fosse il principale percorso di esportazione per queste acque profonde. Egli suggerì che, dato che la formazione di acque dense alle alte latitudini è bilanciata da un risalimento uniforme, il flusso interno dell’oceano dovrebbe dirigersi verso il polo, mentre il flusso verso l’equatore avviene attraverso la DWBC. Studi successivi hanno confermato l’esistenza della DWBC, rilevando che le velocità delle correnti vicino al confine occidentale dell’oceano sono generalmente maggiori e dirette verso l’equatore rispetto a quelle interne.

Per comprendere meglio i percorsi della NADW, sono stati utilizzati traccianti passivi come i clorofluorocarburi (CFC). Questi traccianti, introdotti in superficie durante la formazione delle masse d’acqua, vengono trasportati dalla circolazione oceanica. Le concentrazioni di CFC aiutano a determinare i tassi di formazione delle masse d’acqua e l’età di queste masse a valle, che rappresenta il tempo trascorso da quando l’acqua era in superficie. Le concentrazioni di traccianti sono più alte e le età dei traccianti più giovani nella DWBC rispetto all’interno dell’oceano, supportando il ruolo della DWBC come principale via di esportazione. Tuttavia, si riscontrano significative concentrazioni di traccianti anche all’interno dell’oceano, e le età dei traccianti indicano che i tempi di transito superano quelli previsti per la DWBC.In passato, la Corrente di Confine Profonda Occidentale (DWBC) era considerata il principale canale di trasporto delle acque profonde nell’Atlantico. Tuttavia, studi recenti hanno mostrato che molte boe rilasciate nella DWBC vicino all’uscita del Mare del Labrador sono deviate dalla corrente principale e ricircolano all’interno del Mare del Labrador. Quelle che riescono a raggiungere il giro subtropicale lo fanno prevalentemente attraverso percorsi interni. Le simulazioni modellistiche hanno confermato l’esistenza di questi percorsi per le acque del Mare del Labrador (LSW) e per le Acque di Sovrappieno, anche se il ricircolo delle Acque di Sovrappieno è molto minore rispetto a quello della LSW.

Questi percorsi interni e le età dei traccianti più avanzate del previsto nella DWBC sono indicativi di ricircolazioni guidate da vortici, generati dalle instabilità della Corrente del Golfo e della Corrente del Nord Atlantico (NAC). Intorno ai 26°N, la maggior parte delle acque profonde che fluiscono verso sud si ricongiunge alla DWBC e attraversa i 5°S come una corrente di confine stretta. Tuttavia, a 8°S, la DWBC si divide in vortici; da lì in poi, il trasporto delle Acque Profonde del Nord Atlantico (NADW) avviene principalmente attraverso questi vortici migranti. Le acque profonde vengono esportate dall’Atlantico Meridionale, e il risalimento delle acque dense avviene principalmente lungo gli isopicnali che emergono nell’Oceano Meridionale, sospinte verso la superficie dai forti venti antartici. Per compensare l’esportazione della NADW, è necessario un afflusso di acque superficiali nell’Atlantico Meridionale; queste provengono dal Pacifico attraverso il Passaggio di Drake (rotta fredda) e dall’Oceano Indiano tramite il flusso di Agulhas (rotta calda).

In conclusione, l’AMOC è caratterizzata da un’interazione complessa tra correnti di superficie, correnti profonde e circolazioni indotte da vortici, coinvolgendo diverse regioni di trasformazione delle masse d’acqua. In particolare, la zona a est del Grand Banks è cruciale per la circolazione del Nord Atlantico. Questa area non è solo un punto di interazione tra la Corrente del Golfo e la Corrente del Labrador, ma anche dove la DWBC si scontra e infine si infila sotto la Corrente del Golfo. Inoltre, la DWBC subisce modifiche significative in questa zona, interagendo con la NAC, con una parte delle sue acque che entra nell’oceano interno. Alcuni degli elementi chiave di questa circolazione complessa sono rappresentati nello schema della Figura 4, che descrive in modo idealizzato la regione di confluenza dei giri subtropicale e subpolare sul margine occidentale del bacino. Da qui in avanti, ci riferiremo a questa regione (evidenziata nelle Figure 1 e 4) come la zona di transizione (TZ).

La Figura 5 rappresenta una mappa dell’età delle Acque del Mare del Labrador (LSW), determinata dalle concentrazioni di clorofluorocarburi (CFC) per acque formatesi negli ultimi 40 anni. I colori della mappa indicano le diverse età, con una scala cromatica che varia dal rosso (acque più giovani) al blu (acque più vecchie).

Dettagli principali della mappa:

1. Acque Giovani nel Giro Subpolare: Le aree del giro subpolare, situate a nord, sono dominate da colori scuri come il rosso e il marrone, indicando che le LSW in questa regione sono relativamente giovani. Questo riflette una recente formazione di queste acque.
2. Gradiente di Età nella Zona di Transizione (TZ): Nella zona di transizione, che separa il giro subpolare dal giro subtropicale, si osservano forti gradienti di età. Questo significa che l’età dell’acqua cambia rapidamente, suggerendo variazioni nei tempi di transito delle masse d’acqua attraverso questa zona.
3. Lingua di Acqua Giovane nel Bacino Occidentale del Giro Subtropicale: Una caratteristica notevole è la presenza di una “lingua” di acque relativamente giovani che si estende verso sud nel bacino occidentale del giro subtropicale. Questo fenomeno è indicato da colori che variano dal giallo all’arancione chiaro, e suggerisce che una porzione di LSW giovane riesce a penetrare verso sud attraverso percorsi interni.

La mappa fornisce una chiara visualizzazione della distribuzione e del movimento delle LSW giovani nell’Oceano Atlantico, mettendo in evidenza le dinamiche delle masse d’acqua e le differenze di età tra le varie regioni.

2.2. Localizzazione di una Cella di Circolazione Meridionale Profonda nel Bacino Atlantico

Ci si chiede perché una cella di circolazione profonda sia presente nell’Atlantico ma non nel Pacifico. Esperimenti con modelli climatici semplificati [ad esempio, Ferreira et al., 2010] suggeriscono che due asimmetrie nella disposizione dei continenti siano fondamentali: una asimmetria interemisferica causata dal Passaggio di Drake e una asimmetria zonale dovuta alla differenza di dimensioni tra il piccolo bacino atlantico e il grande bacino pacifico.

L’asimmetria interemisferica influenza significativamente il clima medio zonale. L’assenza di barriere meridionali nell’Oceano Meridionale permette la formazione della Corrente Circumpolare Antartica, che isola termicamente l’Antartide, mantenendo una grande calotta glaciale sul continente. Al contrario, nell’emisfero settentrionale, il trasporto di calore oceanico raggiunge latitudini più alte, causando notevoli differenze di temperatura tra l’aria e il mare nei mari marginali, perdita di calore nell’atmosfera e intensa convezione oceanica. Questa convezione profonda nel Nord Atlantico alimenta la Corrente di Confine Profonda Occidentale (DWBC) e una circolazione termoalina che si estende tra i due emisferi. Inoltre, la presenza di un canale circumpolare intorno all’Antartide, attraversato da forti venti occidentali, favorisce la risalita adiabatica delle acque dense, spinte in superficie dai venti, fornendo così l’energia necessaria per sostenere una circolazione profonda.

La differenza di dimensioni tra l’Atlantico e il Pacifico porta l’Atlantico a essere più salino, limitando la convezione profonda al Nord Atlantico e confinando la circolazione termoalina a questo bacino. L’elevata salinità dell’Atlantico è dovuta a un deficit di acqua dolce, causato dall’evaporazione e dal trasporto di umidità atmosferica che porta acqua dolce fuori dall’Atlantico verso il Pacifico. I venti delle medie latitudini e gli alisei contribuiscono significativamente a questo trasferimento di acqua dolce. Studi precedenti attribuivano l’apporto di acqua dolce al Pacifico a bassi tassi di evaporazione sulle acque fredde, ma ricerche più recenti suggeriscono che sia l’eccesso di precipitazioni, legato al monsone asiatico, il fattore principale.

Le acque superficiali dell’Atlantico settentrionale, grazie alla loro alta salinità, diventano molto dense quando si raffreddano durante l’inverno, permettendo loro di affondare a grandi profondità. Al contrario, le acque superficiali del Pacifico settentrionale, meno saline, non possono affondare anche in presenza di intenso raffreddamento invernale. Inoltre, per sostenere una vigorosa circolazione di rovesciamento, gli isopicnali devono affiorare sia alle alte latitudini settentrionali sia nel canale circumpolare dell’Antartide. A causa della minore salinità del Pacifico, gli isopicnali nel Pacifico settentrionale sono troppo leggeri per affiorare nel canale antartico, impedendo così la formazione di una circolazione profonda simile a quella dell’Atlantico.

2.3. Ruolo dell’AMOC nel Trasporto di Calore Oceanico

L’oceano contribuisce significativamente al trasporto meridionale di calore, con un impatto particolarmente forte nelle regioni tropicali e circa il 30% del massimo trasporto a 30°N. Come illustrato nella Figura 3a, i principali bacini oceanici, l’Atlantico e l’Indo-Pacifico, svolgono ruoli distinti. Nell’Indo-Pacifico, il flusso di calore è asimmetrico rispetto all’equatore e si dirige verso i poli in entrambi gli emisferi, dovuto all’assorbimento di calore nei tropici e alla sua dispersione alle latitudini subpolari e polari. Nell’Atlantico, al contrario, il trasporto di calore è prevalentemente verso nord, raggiungendo un picco di circa 1 PW a 20°N. Questo porta a un trasporto di calore attraverso l’equatore di circa 0,5 PW, con una convergenza di calore nel Nord Atlantico. Di conseguenza, a nord di 40°N, la termoclina atlantica è molto più calda, fino a 3°C, rispetto a quella del Pacifico.

Il trasporto di calore verso nord nell’Atlantico è generalmente attribuito all’AMOC. Questo sistema comporta il flusso di acqua calda di superficie verso nord attraverso l’equatore, che poi si raffredda, affonda e ritorna a sud come Acqua Profonda del Nord Atlantico (NADW). Al contrario, l’Oceano Pacifico non ha una circolazione profonda simile, quindi il trasporto di calore è dovuto principalmente alle celle di circolazione subtropicali di superficie e alle correnti dei giroscopi.

Il significativo trasporto di calore dell’Atlantico ha un impatto globale, influenzando non solo il settore atlantico ma anche altre aree. Ad esempio, studi recenti indicano che il trasporto di calore verso nord attraverso l’equatore nell’Atlantico gioca un ruolo cruciale nel posizionamento medio della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) a nord dell’equatore. Il bilancio radiativo netto del clima all’apice dell’atmosfera è quasi simmetrico rispetto all’equatore; pertanto, il trasporto totale di calore (somma di atmosfera e oceano) attraverso l’equatore è ridotto, circa 0,2 PW verso nord. Per bilanciare il considerevole trasporto di calore verso nord dell’Atlantico, l’ITCZ è spostata a nord dell’equatore e il trasporto di calore atmosferico si dirige verso sud attraverso l’equatore. Questo spostamento porta l’atmosfera e l’oceano a essere leggermente più caldi nell’emisfero settentrionale (circa 2°C in più) rispetto all’emisfero meridionale. Grazie a questa maggiore temperatura, l’emisfero settentrionale emette una quantità leggermente maggiore di radiazione a onde lunghe rispetto all’emisfero meridionale, supportando così un piccolo trasporto di calore verso nord attraverso l’equatore.

C’è un dibattito in corso sui ruoli relativi dell’oceano e dell’atmosfera nel determinare gli inverni miti dell’Europa rispetto a latitudini simili in Nord America. È generalmente accettato che le differenze climatiche tra la costa orientale del Nord America e l’Europa occidentale siano dovute al clima continentale del primo e al clima marittimo del secondo, influenzato dai venti occidentali prevalenti e dalle onde stazionarie indotte dall’orografia, che portano aria fredda da nord-ovest sugli Stati Uniti orientali e aria calda da sud-ovest sull’Europa. Tuttavia, il dibattito riguarda se l’oceano funzioni solo come un serbatoio di calore stagionale o se le convergenze del trasporto di calore oceanico abbiano un ruolo significativo. Entrambi gli approcci concordano comunque sull’importanza delle convergenze del trasporto di calore oceanico nel mantenere regioni libere dal ghiaccio. Mentre la variabilità climatica europea sembra essere principalmente controllata da processi atmosferici su scale temporali interannuali, le dinamiche oceaniche diventano rilevanti su scale temporali decennali.

2.4. L’AMOC e la Variabilità Multidecadale Atlantica (AMV)

L’AMOC gioca un ruolo cruciale nel trasporto del calore oceanico, suggerendo che la sua variabilità possa causare anomalie nel contenuto di calore dell’oceano e influenzare le temperature superficiali del mare (SST). In questa sezione, esaminiamo le osservazioni della variabilità delle SST atlantiche su scala temporale e gli studi che indagano l’origine di queste anomalie. Sia i dati strumentali [Schlesinger e Ramankutty, 1994; Kushnir, 1994; Delworth et al., 2007; Deser et al., 2010] che quelli proxy [Mann e Park, 1994; Delworth e Mann, 2000; Gray et al., 2004; Svendsen et al., 2014] mostrano che le SST atlantiche variano significativamente su scale interannuali e decadali.

Una modalità importante di questa variabilità è rappresentata da un ciclo di riscaldamento e raffreddamento dell’Atlantico settentrionale su scala decennale [Schlesinger e Ramankutty, 1994; Kerr, 2000; Knight et al., 2005; Delworth et al., 2007; Deser et al., 2010], noto come Oscillazione Multidecadale Atlantica (AMO) o Variabilità Multidecadale Atlantica (AMV). Ad esempio, la Figura 6a illustra l’indice AMV, calcolato come la media della SST nel bacino dell’Atlantico settentrionale (da 0° a 60°N) utilizzando i dati del Hadley Centre Sea Ice and Sea Surface Temperature (HadISST) [Rayner et al., 2003]. Per isolare la risposta forzata esterna, è stata sottratta la media globale della SST [come discusso in Trenberth e Shea, 2006]. La serie temporale dell’AMV mostra una chiara variabilità a bassa frequenza; il suo spettro di potenza (Figura 6b) è caratteristico di un “rumore rosso”, con una maggiore potenza alle lunghe scale temporali.

Studi precedenti basati su dati strumentali e proxy avevano suggerito la presenza di picchi sia decadali (circa 20 anni) [ad esempio, Mann et al., 1995; Frankcombe et al., 2010; Chylek et al., 2011, 2012] sia multidecadali (circa 40–70 anni) [ad esempio, Frankcombe et al., 2010] negli spettri di potenza dell’indice AMV. Tuttavia, nell’analisi attuale emerge solo un accenno di un ampio picco statisticamente significativo a circa 70 anni, che non è completamente risolto dalla serie temporale di 143 anni. Il modello spaziale delle anomalie SST associate all’AMV mostra un riscaldamento diffuso dell’Atlantico settentrionale, con le anomalie più marcate nelle regioni subpolari. L’AMV ha effetti sia a livello regionale che globale [vedi, ad esempio, Delworth et al., 2007]; può spiegare le variazioni osservate a bassa frequenza nelle temperature medie dell’emisfero nord [Zhang et al., 2007] ed è ritenuta influenzare le variazioni a lungo termine nella posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) (vedi sezioni 2.3 e 6.1).L’AMV è spesso considerata una manifestazione di variabilità associata a processi oceanici lenti, in particolare alla variabilità dell’AMOC. Tuttavia, come sottolinea Lozier [2010], nessuno studio osservativo ha finora dimostrato con successo un legame diretto tra le variazioni delle SST e la variabilità dell’AMOC. Le ricerche basate su modelli che collegano l’AMV all’AMOC si basano spesso su analisi statistiche, come correlazioni ritardate, e i pattern delle SST associati all’AMOC variano tra i diversi modelli. Resta da chiarire quanto le forze esterne (come i gas serra e gli aerosol), i processi oceanici e le forze atmosferiche contribuiscano alla creazione di anomalie delle SST su scala decennale.

Quantificare il contributo delle forze esterne alle SST nell’Atlantico settentrionale è una sfida complessa. Alcuni metodi includono l’identificazione di una tendenza lineare [Enfield et al., 2001; Sutton e Hodson, 2005; Knight et al., 2006], la regressione sulla temperatura media globale della superficie del mare [Trenberth e Shea, 2006; Mann e Emanuel, 2006] e l’analisi delle funzioni ortogonali empiriche per massimizzare il rapporto segnale-rumore [Ting et al., 2009]. Ogni metodo fornisce stime leggermente diverse della separazione tra componenti forzate esternamente e internamente, segnalando incertezze nelle ipotesi fatte e possibili non linearità nel sistema.

L’uso di insiemi di modelli climatici, ottenuti modificando le condizioni iniziali per creare più realizzazioni del clima con la stessa forzante esterna, è una tecnica efficace per distinguere tra variabilità interna e componenti forzate esternamente. Con un numero sufficiente di membri, la variabilità interna viene mediata nella media dell’ensemble, che rappresenta quindi la risposta del clima alla forzante esterna [Knight, 2009; Terray, 2012; Mann et al., 2014]. Tuttavia, né la media degli ensemble di un singolo modello né quella degli ensemble multimodello riescono a replicare la variabilità decennale delle SST osservata [Knight, 2009], suggerendo che tale variabilità sia dovuta a processi interni atmosferici e oceanici, indipendenti dalle forzanti esterne.

Booth et al. [2012], utilizzando il modello HadGEM2-ES (Hadley Centre Global Environmental Model versione 2), sostengono che gran parte della variabilità multidecadale delle SST atlantiche sia spiegabile tramite le emissioni di aerosol e l’attività vulcanica [vedi anche Otterå et al., 2010]. Essi attribuiscono il fallimento dei precedenti modelli multimodello nel catturare questa variabilità alla mancata inclusione degli effetti microfisici aerosol-nuvola. Zhang et al. [2013] contestano queste conclusioni, sottolineando significative discrepanze tra le anomalie del contenuto di calore dell’Atlantico settentrionale osservate e quelle simulate da HadGEM2-ES [Zhang, 2007]. Terray [2012] evidenzia che la forzante esterna prevale nelle regioni tropicali e subtropicali, mentre la variabilità interna è dominante nelle regioni subpolari.La variabilità interna delle SST può essere suddivisa in componenti forzate direttamente dall’atmosfera e quelle derivanti dalla circolazione oceanica. Un metodo comune per valutare l’influenza relativa dell’atmosfera e dell’oceano è calcolare le correlazioni tra i venti, i flussi di calore aria-mare e le SST in funzione delle scale temporali. Kushnir [1994] ha utilizzato dati sulle SST e sulla pressione atmosferica per sostenere che l’atmosfera causa anomalie delle SST su scale temporali interannuali [Hasselmann, 1976; Cayan, 1992a, 1992b; Barsugli e Battisti, 1998], mentre la circolazione oceanica interviene su scale decennali. Egli ipotizza che la variabilità dell’AMOC sia un meccanismo probabile per le anomalie decennali delle SST osservate. Gulev et al. [2013] hanno dimostrato che le correlazioni tra un indice simile all’AMV e il flusso di calore superficiale sono positive su scale temporali decennali e negative su quelle interannuali, suggerendo che i flussi di calore superficiali turbolenti siano influenzati dall’oceano e possano condizionare l’atmosfera su periodi superiori ai 10 anni. Al contrario, Deser e Blackmon [1993] non hanno riscontrato una transizione simile e sostengono che le SST rispondano passivamente alla forzante atmosferica su tutte le scale temporali, basandosi su uno studio con 90 anni di dati.

Czaja e Marshall [2001] hanno fornito ulteriori prove di una circolazione oceanica attiva, dimostrando che le caratteristiche spettrali delle anomalie delle SST nell’Atlantico del Nord possono essere spiegate da cambiamenti nella circolazione oceanica, in particolare nei vortici generati dai venti. McCarthy et al. [2015] hanno utilizzato un indice del livello del mare lungo la costa nordamericana come indicatore della circolazione oceanica, dimostrando che questi cambiamenti influenzano l’AMV su scale temporali decennali.

Un altro approccio per comprendere i ruoli relativi della forzante atmosferica e della dinamica oceanica nella variabilità delle SST è confrontare la variabilità delle SST in un modello di strato misto oceanico con quella di un modello di circolazione generale completamente accoppiato (GCM). Seager et al. [2000] hanno argomentato che gran parte della variabilità invernale delle SST osservata negli ultimi quattro decenni può essere spiegata come una risposta passiva locale alla forzante atmosferica. Tuttavia, questo studio si è concentrato principalmente sulla capacità del modello di strato misto di simulare anomalie delle SST associate all’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), piuttosto che anomalie delle SST su scala più ampia, come l’AMV. Inoltre, poiché i venti atmosferici sono prescritti, non si affronta l’origine della variabilità atmosferica a bassa frequenza, lasciando aperta la possibilità che la circolazione oceanica giochi un ruolo nella creazione di questa variabilità. Studi utilizzando GCM accoppiati interattivi di ensemble, come quelli di Fan e Schneider [2011] e Chen et al. [2015], mostrano che i feedback dalle anomalie delle SST del Nord Atlantico sull’atmosfera extratropicale sono limitati rispetto al rumore meteorologico e tendono a fungere da smorzatori. Questi risultati suggeriscono che la variabilità della forzante atmosferica sull’Atlantico del Nord extratropicale è principalmente dovuta a rumore atmosferico.Le analisi dei bilanci energetici possono aiutare a capire i ruoli della variabilità locale, come i flussi di calore aria-mare e il trasporto di Ekman, rispetto alla dinamica oceanica geostrofica nella determinazione delle SST e del contenuto di calore dell’oceano superficiale (UOHC). Buckley et al. [2014a, 2014b, 2015] hanno scoperto che la variabilità dei flussi di calore aria-mare e del trasporto di Ekman spiegano la maggior parte della variabilità dell’UOHC all’interno del vortice subtropicale durante il periodo di studio di 19 anni. Al contrario, nella regione della Corrente del Golfo e nel vortice subpolare, la dinamica oceanica è determinante per le anomalie interannuali dell’UOHC, che vengono poi attenuate dai flussi di calore aria-mare [Dong e Kelly, 2004; Dong et al., 2007; Zhai e Sheldon, 2012; Buckley et al., 2014a]. Buckley et al. [2014a] stimano che il tempo di attenuazione delle anomalie dell’UOHC sia di 3-4 anni nella regione della Corrente del Golfo e di 5-6 anni nel vortice subpolare. Marsh et al. [2008] e Grist et al. [2010] hanno utilizzato modelli capaci di rappresentare i vortici per dimostrare che l’advezione gioca un ruolo significativo nel bilancio termico integrato in profondità nelle medie e alte latitudini, influenzando notevolmente le SST su scale temporali interannuali e decennali. Questi risultati sottolineano che la rilevanza della dinamica oceanica nella determinazione delle SST e dell’UOHC dipende fortemente dalla regione considerata.

L’ipotesi che la dinamica oceanica, in particolare l’AMOC, sia cruciale per la formazione di anomalie decennali delle SST ha portato a numerosi studi con GCM (Modelli di Circolazione Generale) per esplorare le relazioni tra la variabilità decennale dell’AMOC e le SST (ad esempio, l’AMV). Sebbene questi studi abbiano generalmente trovato correlazioni significative tra la variabilità a bassa frequenza dell’AMOC e le SST, non è chiaro se la variabilità dell’AMOC giochi un ruolo dominante nella creazione di questi pattern di SST. Alcuni studi sostengono che le anomalie delle SST siano il risultato della variabilità dell’AMOC e della conseguente variabilità nella convergenza del trasporto di calore oceanico (OHT) [Häkkinen, 1999; Delworth e Mann, 2000; Knight et al., 2005; Latif et al., 2007; Msadek e Frankignoul, 2009; Zhang, 2010a; Delworth e Zeng, 2012; Roberts et al., 2013a]. Altri studi suggeriscono che le anomalie delle SST siano causate da altri processi (come la forzante atmosferica locale, le onde di Rossby e gli spostamenti dei fronti) e che, quando le anomalie di temperatura dell’oceano superiore raggiungono il confine occidentale, possano influenzare l’AMOC in base alla relazione del vento termico [Danabasoglu, 2008; Frankcombe et al., 2008; Buckley et al., 2012; Zanna et al., 2012]. Altri ancora propongono un ciclo di feedback bidirezionale in cui le SST e l’AMOC si influenzano reciprocamente [Delworth et al., 1993; Delworth e Greatbatch, 2000; Dong e Sutton, 2005; Msadek e Frankignoul, 2009]; un quadro teorico per considerare tale accoppiamento è fornito da Marshall et al. [2001a]. Le relazioni tra l’AMOC e le SST dipendono fortemente dalla scala temporale, con l’AMOC che gioca un ruolo più attivo su scale temporali più lunghe. Ad esempio, Schmith et al. [2014] affermano che l’AMOC ha contribuito significativamente alle tendenze delle SST dell’Atlantico settentrionale dalla metà del diciannovesimo secolo.

L’AMV è anche collegata a cambiamenti nelle circolazioni dei vortici subtropicale e subpolare. Un indebolimento di questi vortici, dovuto a variazioni nel curl dello stress del vento, permette una maggiore penetrazione delle acque calde subtropicali nel vortice subpolare [Häkkinen e Rhines, 2004; Hátún et al., 2005; Häkkinen e Rhines, 2009; Häkkinen et al., 2011a], contribuendo a una fase positiva dell’AMV [Häkkinen et al., 2011b, 2013]. Häkkinen et al. [2011b] suggeriscono che l’indebolimento dei vortici sia dovuto a una modalità di variabilità del curl dello stress del vento associata a blocchi più frequenti tra la Groenlandia e l’Europa occidentale. Schneider e Fan [2012] dimostrano che sono necessari cambiamenti nella forza delle circolazioni medie dei vortici per spiegare la variabilità osservata delle SST atlantiche, in particolare l’indice del tripolo NAO.

In sintesi, mentre su scale temporali intra-annuali e interannuali la variabilità delle SST atlantiche sembra riflettere principalmente una risposta passiva alla forzante atmosferica stocastica, su scale interannuali e decennali l’origine della variabilità delle SST atlantiche è meno chiara. La forzante atmosferica locale, la dinamica oceanica (inclusi i cambiamenti nell’AMOC) e la forzante esterna probabilmente giocano tutti un ruolo. Inoltre, l’importanza della dinamica oceanica nella determinazione delle SST varia notevolmente a seconda della regione e della scala temporale, risultando più rilevante nelle regioni con forti correnti e fronti e meno nelle aree interne dei vortici.

La Figura 6 illustra la variabilità delle temperature superficiali del mare (SST) nell’Atlantico del Nord su scala temporale lunga, utilizzando dati medi annuali dal 1870 al 2012, provenienti dal dataset HadISST. La figura è suddivisa in tre parti:

Pannello (a): Indice AMV

• Questo grafico mostra l’indice AMV, che rappresenta la media delle SST nell’Atlantico del Nord (tra 0°N e 60°N). Per evidenziare le variazioni interne, è stata sottratta la media globale delle SST.
• La linea sottile indica i valori annuali, mentre la linea più spessa rappresenta la serie temporale filtrata con un filtro passa-basso, che attenua le variazioni ad alta frequenza per mettere in risalto le tendenze a lungo termine.

Pannello (b): Spettro di potenza dell’indice AMV

• Questo pannello rappresenta la distribuzione dell’energia delle variazioni dell’indice AMV su diverse frequenze.
• La linea nera continua mostra lo spettro di potenza calcolato dai dati, che indica come l’energia delle variazioni delle SST è distribuita su diverse scale temporali.
• La linea rossa continua rappresenta il rumore rosso, un tipo di processo stocastico che tende ad avere più potenza alle basse frequenze. La linea tratteggiata rossa indica il limite di confidenza al 95%, utile per identificare variazioni significative rispetto al rumore di fondo.

Pannello (c): Anomalia delle SST per un indice AMV positivo

• Questo pannello mostra il pattern geografico delle anomalie delle SST associate a un valore positivo dell’indice AMV (+0.14°C).
• Le aree colorate in rosso indicano regioni dove le SST sono più calde del normale durante una fase positiva dell’AMV, mentre le aree blu indicano regioni con SST più fredde del normale.

In sintesi, la figura mostra come l’indice AMV, che misura le variazioni a lungo termine delle SST nell’Atlantico del Nord, sia correlato a significative anomalie delle temperature oceaniche. Queste variazioni a lungo termine sono importanti per comprendere i cambiamenti climatici naturali e le loro implicazioni a livello regionale e globale.

La Figura 7 analizza come varia il bilancio del calore nell’oceano, utilizzando dati dal modello ECCO v4 per il periodo 1992-2010, con un focus particolare sulla profondità massima dello strato misto dell’oceano.

Pannello (a): Rapporto delle varianze del trasporto di calore

• Questa mappa rappresenta il rapporto tra la varianza delle convergenze di trasporto di calore dovute ai processi dinamici dell’oceano (come i movimenti geostrofici e diffusi) e quella dovuta alle forze atmosferiche locali (come i flussi di calore tra aria e mare e il trasporto di Ekman).
• Il rapporto è basso all’interno dei vortici oceanici (gyre) ma diventa elevato lungo le correnti di confine e nella zona di transizione (TZ). Questo indica che in queste aree, i processi dinamici dell’oceano, piuttosto che le forze atmosferiche locali, giocano un ruolo predominante nel trasporto di calore.

Pannello (b): Ruolo relativo dei diversi fattori nel bilancio del calore in base alla scala temporale

• Questo grafico mostra l’importanza relativa dei diversi fattori che influenzano il bilancio del calore nella regione evidenziata in verde nel pannello (a) (40°–48°W, 38°–48°N), che si trova nella zona di transizione (TZ).
• Viene rappresentata la coerenza tra la temperatura attuale rispetto a quella iniziale (T – To) e i flussi di calore aria-mare integrati (TQ), la forzante atmosferica locale (Tloc, comprendente i flussi aria-mare e il trasporto di Ekman), e la somma di TQ e del trasporto advettivo del calore (Tadv).
• Il grafico mostra che su scale temporali brevi (intra-annuali), la variabilità della temperatura è principalmente spiegata dalla forzante atmosferica locale (Tloc). Tuttavia, su scale temporali più lunghe di un paio d’anni, diventano sempre più importanti le convergenze di trasporto del calore causate dalla dinamica oceanica (Tadv).

In sintesi, la figura evidenzia che, su scale temporali brevi, la variabilità del calore nell’oceano è principalmente influenzata dalle condizioni atmosferiche locali. Invece, su scale temporali più lunghe, i processi dinamici interni dell’oceano, come i movimenti delle correnti e i trasporti di calore, diventano i fattori predominanti.

2.5. L’AMOC e il Suo Ruolo nel Cambiamento Climatico

Quando il sistema climatico viene influenzato dai gas serra, si adatta verso un nuovo equilibrio su diverse scale temporali: risposte ultraveloci nella stratosfera e troposfera (da giorni a settimane), risposte rapide della superficie terrestre e dello strato misto dell’oceano (da mesi a anni) e un adattamento a lungo termine dell’oceano profondo (da decenni a millenni) [ad esempio, Gregory, 2000; Stouffer, 2004; Gregory e Webb, 2008; Held et al., 2010; Andrews et al., 2012]. I tempi di risposta dell’oceano dipendono non solo dalla quantità di energia assorbita alla superficie (l’assorbimento netto di calore dell’oceano), ma anche dall’efficienza con cui quest’energia viene trasportata verso le profondità dell’oceano [ad esempio, Hansen et al., 1985]. L’assorbimento di calore dell’oceano, oltre a determinare il tempo di raggiungimento dell’equilibrio, gioca un ruolo cruciale nel cambiamento climatico transitorio, influenzando essenzialmente il ritmo del riscaldamento globale fino al 22° secolo [Boé et al., 2009]. Inoltre, le differenze nell’assorbimento di calore da parte dell’oceano possono spiegare una parte significativa della variabilità nei modelli di riscaldamento simulati [Raper et al., 2002; Boé et al., 2009; Hansen et al., 2011; Kuhlbrodt e Gregory, 2012; Geoffroy et al., 2013a, 2013b].

L’AMOC è un elemento chiave per il trasporto del calore e del carbonio in eccesso dalla superficie verso l’oceano profondo. Kostov et al. [2014] evidenziano che l’AMOC svolge un ruolo fondamentale nel trasportare e redistribuire il calore di origine antropogenica in profondità, regolando così la capacità termica effettiva dell’oceano in condizioni di riscaldamento globale. Mostrano anche che i modelli accoppiati utilizzati per le previsioni dei cambiamenti climatici differiscono notevolmente nella rappresentazione della forza e della profondità dell’AMOC, e che queste differenze sono in gran parte responsabili della variabilità nella distribuzione verticale del calore negli oceani nei vari modelli. Marshall et al. [2014b, 2014c] sottolineano l’importanza dell’AMOC nella modulazione della risposta transitoria del clima all’incremento dei gas serra, ritardando i segnali di riscaldamento nell’Oceano Meridionale e nell’Atlantico settentrionale, e amplificando il riscaldamento nell’Artico.

Oltre a regolare il trasporto di calore e carbonio di origine antropogenica verso l’oceano profondo, l’AMOC potrebbe essa stessa rispondere ai cambiamenti climatici [Broecker, 1997]. Si prevede infatti che l’AMOC possa diminuire tra lo 0% e oltre il 50% nel corso del 21° secolo a causa dell’aumento dei gas serra [Gregory et al., 2005; Solomon et al., 2007; Cheng et al., 2013; Meehl et al., 2013; Kirtman et al., 2013], anche se nessun modello climatico generale (GCM) del recente progetto CMIP5 prevede un collasso totale dell’AMOC [Gregory et al., 2005; Rugenstein et al., 2013]. Drijfhout e Hazeleger [2007] e Drijfhout et al. [2008] hanno utilizzato un insieme di simulazioni di modelli climatici per distinguere tra la variabilità dell’AMOC dovuta ai gas serra e quella dovuta alla variabilità interna del sistema climatico.Gli studi hanno rilevato che l’effetto dei gas serra provoca una diminuzione e un affioramento dell’AMOC, con una riduzione massima di 10 Sv per secolo. Oltre all’influenza dei gas serra, l’AMOC può essere influenzata anche dagli aerosol antropogenici [Delworth e Dixon, 2006; Stenchikov et al., 2009; Gregory, 2010; Cowan e Cai, 2013; Ding et al., 2014]. Delworth e Dixon [2006] hanno mostrato che l’indebolimento dell’AMOC causato dai gas serra è parzialmente compensato dall’aumento degli aerosol antropogenici, che tendono a rafforzare l’AMOC.

L’indebolimento dell’AMOC sotto l’influenza dei gas serra è dovuto a una minore perdita di calore verso l’atmosfera e a un aumento dei flussi di acqua dolce alle alte latitudini, che rendono le acque superficiali più leggere [ad esempio, Thorpe et al., 2001]. Anche se molti studi si sono concentrati sui cambiamenti nei flussi di acqua dolce [ad esempio, Manabe e Stouffer, 1994; Stouffer et al., 2006], ricerche recenti indicano che l’indebolimento dell’AMOC è principalmente dovuto ai cambiamenti nei flussi di calore aria-mare e alle temperature oceaniche [Gregory et al., 2005; Weaver et al., 2007; Marshall et al., 2014c]. L’alleggerimento delle acque superficiali può ridurre o addirittura arrestare la convezione profonda nelle regioni di affondamento, influenzando la forza dell’AMOC [ad esempio, Rahmstorf, 1999; Zhang, 2010a]. Inoltre, se gli isopicnali nell’Atlantico del Nord diventano troppo leggeri per emergere nell’Oceano Meridionale, dove si verifica un forte upwelling lungo questi strati, non può sostenersi una circolazione di rimescolamento adiabatica vigorosa [Wolfe e Cessi, 2010, 2014].

I cambiamenti nell’AMOC possono avere un impatto significativo sul clima regionale e globale. Le tendenze delle temperature durante il ventesimo secolo e le proiezioni sul cambiamento climatico mostrano una zona di raffreddamento nell’area del vortice subpolare dell’Atlantico, nota come “warming hole” (buco di riscaldamento). Diversi studi hanno indagato se questo fenomeno possa essere attribuito a cambiamenti nella circolazione oceanica. Marshall et al. [2014c] suggeriscono che il warming hole possa essere spiegato dall’advezione anomala di calore da parte della circolazione oceanica, mentre Winton et al. [2013] mettono in luce il ruolo dei cambiamenti nelle correnti nel determinare i pattern spaziali dell’assorbimento di calore antropogenico nell’oceano. Rahmstorf et al. [2015] propongono che il warming hole possa derivare da una riduzione dell’AMOC nel ventesimo secolo, in particolare dopo il 1970 [vedi Dima e Lohmann, 2010; Thompson et al., 2010]. Studi di modellizzazione indicano che il warming hole sia associato a un declino dell’AMOC sia nelle simulazioni storiche che negli scenari di proiezione del cambiamento climatico [Drijfhout et al., 2012; Woollings et al., 2012]; tuttavia, nelle simulazioni storiche, dove i cambiamenti dell’AMOC sono stati modesti, il warming hole non può essere completamente spiegato solo con i cambiamenti dell’AMOC.Il “warming hole” nell’Atlantico settentrionale potrebbe avere implicazioni per il clima globale. L’assorbimento del calore antropogenico da parte dell’oceano avviene soprattutto nelle aree dove il riscaldamento è più lento [Winton et al., 2013; Marshall et al., 2014c]. Winton et al. [2013] suggeriscono che il warming hole, attribuito ai cambiamenti nella circolazione oceanica, sposti l’assorbimento del calore dalle basse alle alte latitudini. Poiché l’atmosfera è più sensibile ai cambiamenti alle alte latitudini a causa del feedback albedo-ghiaccio e della stabilità dei tassi di decadimento [Hansen et al., 1997; Winton et al., 2010; Rugenstein et al., 2013], le variazioni nella circolazione oceanica riducono significativamente il riscaldamento globale della superficie terrestre.

La possibilità di un collasso improvviso dell’AMOC dovuto ai gas serra è ancora oggetto di dibattito. Il rischio si basa sulla possibile esistenza di due stati stabili dell’AMOC (“acceso” e “spento”). Questo comportamento bistabile è stato identificato in vari modelli climatici idealizzati [Stommel, 1961; Manabe e Stouffer, 1988; Rahmstorf, 1995; Kuhlbrodt et al., 2001; Gregory et al., 2003; Johnson et al., 2007; Lenton et al., 2009], inclusi modelli di complessità intermedia (EMICs) [Rahmstorf et al., 2005]. Tuttavia, nei modelli GCM più avanzati non è stato osservato un comportamento instabile, suggerendo che l’AMOC sia più stabile di quanto indicato dai modelli più semplici. Una possibile spiegazione per questa maggiore stabilità potrebbe essere la presenza di un’atmosfera dinamica nei GCM, elemento che manca in molti EMICs ed è essenziale per rappresentare correttamente la stabilità dell’AMOC [Schiller et al., 1997; Monahan, 2002; Yin et al., 2006]. Di conseguenza, sia il Quarto che il Quinto Rapporto di Valutazione dell’IPCC (AR4, AR5) concludono che è estremamente improbabile che l’AMOC collassi nel 21° secolo [Solomon et al., 2007; Meehl et al., 2013; Kirtman et al., 2013].

Tuttavia, la stabilità dell’AMOC nei modelli GCM avanzati è stata recentemente messa in dubbio, poiché sembra che alcuni di questi modelli non rappresentino accuratamente i trasporti di acqua dolce. Studi recenti indicano che il bilancio di acqua dolce nell’Atlantico è un fattore chiave per il comportamento bistabile dell’AMOC; se l’AMOC esporta acqua dolce dall’Atlantico (come discusso nella sezione 3.3), allora si troverebbe in un regime bistabile [Rahmstorf, 1996; Schaeffer et al., 2002; de Vries e Weber, 2005; Dijkstra, 2007; Huisman et al., 2010; Hawkins et al., 2011; Drijfhout et al., 2011; Weaver et al., 2012; Deshayes et al., 2013; Liu e Liu, 2014]. Sebbene sia difficile determinare osservativamente il bilancio di acqua dolce dovuto all’AMOC, le osservazioni suggeriscono che l’AMOC esporti acqua dolce, il che indicherebbe un regime bistabile [Weijer et al., 1999; Bryden et al., 2011]. In molti GCM dell’IPCC, invece, l’AMOC importa acqua dolce nell’Atlantico, in contrasto con le osservazioni, il che potrebbe rendere l’AMOC artificialmente stabile in questi modelli [Rahmstorf, 1996; Drijfhout et al., 2011]. Tuttavia, un recente studio di Weaver et al. [2012] dimostra che nessun modello CMIP5 prevede un rapido collasso dell’AMOC, anche se il 40% di essi mostra un comportamento bistabile.

In sintesi, l’AMOC influenza il ritmo del riscaldamento globale controllando la quantità di calore e carbonio che viene trasferita nell’oceano profondo. Inoltre, si prevede che l’AMOC si indebolisca a causa del cambiamento climatico, con potenziali impatti significativi sul clima regionale e globale, come la formazione del warming hole nel vortice subpolare dell’Atlantico. Sebbene sembri che l’AMOC sia attualmente in un regime bistabile, i modelli GCM non mostrano prove di un collasso dell’AMOC nei normali scenari di riscaldamento globale. Rimane da determinare se questa apparente stabilità sia una caratteristica affidabile delle proiezioni climatiche future o se derivi da limitazioni dei modelli stessi.

3. AMOC: Trasporti di Massa, Calore e Acqua Dolce

Prima di affrontare le osservazioni dirette dell’AMOC (Circolazione Meridionale Atlantica), è importante definirla chiaramente. Iniziamo descrivendo la funzione di corrente di ribaltamento e i relativi trasporti di calore e acqua dolce. Successivamente, esploreremo una decomposizione dinamica che ha guidato le strategie per misurare l’AMOC attraverso osservazioni. Questa decomposizione dinamica ci aiuterà a comprendere i meccanismi sottostanti.

3.1. Definizioni della AMOC

L’AMOC viene definita come il trasporto volumetrico meridionale integrato lungo una sezione trasversale in funzione della profondità. Questo sistema prevede un flusso verso nord in superficie e un flusso verso sud in profondità, indicati come circolazione in senso orario. La definizione può anche essere basata su parametri come la densità o la temperatura, invece della profondità.

La forza della circolazione AMOC in ogni latitudine è determinata dal massimo valore della funzione di corrente lungo la colonna d’acqua. Questo parametro, sia nei modelli che nelle osservazioni, ha suscitato notevole interesse. Le osservazioni indicano che, nell’Atlantico del Nord, la forza massima della AMOC raggiunge circa 15 Sverdrup (Sv). Per confronto, il flusso del Rio delle Amazzoni, il fiume più grande del mondo, è di circa 0,2 Sv, mentre la Corrente Circumpolare Antartica ha un flusso di circa 130 Sv.

3.2. Trasporto di Calore

Come discusso nella sezione 2.3, l’Oceano Atlantico, grazie alla circolazione di ribaltamento profonda, trasporta calore verso nord in entrambi gli emisferi. Questo fenomeno, noto come trasporto di calore meridionale (OHT), può essere descritto utilizzando la funzione di corrente di ribaltamento.

Il trasporto di calore può essere rappresentato in modo più semplice utilizzando coordinate di temperatura. In questa rappresentazione, si tiene conto della temperatura potenziale delle acque oceaniche, con una distinzione tra la temperatura della superficie e quella sul fondo dell’oceano. Si assume che non vi sia flusso attraverso i confini della superficie e del fondo dell’oceano, poiché la funzione di corrente rimane costante in queste zone.

Questo approccio permette di esprimere il trasporto di calore in termini di volume d’acqua che si sposta attraverso strati di temperatura, o più precisamente, come trasporto di massa attraverso strati di energia. Le funzioni di corrente di ribaltamento, quando viste in termini di temperatura potenziale, mostrano chiaramente le differenze nelle circolazioni che guidano il trasporto di calore nell’Atlantico rispetto all’Indo-Pacifico. Nell’Indo-Pacifico, queste circolazioni sono dominate da celle superficiali legate ai vortici generati dal vento e dalle celle di ribaltamento subtropicali. Al contrario, l’Oceano Atlantico presenta anche una circolazione che coinvolge sia le acque superficiali sia quelle profonde, correlata alla formazione di Acqua Profonda Nord Atlantica (NADW), al flusso verso sud di acque fredde, alla risalita delle acque nell’Oceano Meridionale e al progressivo riscaldamento delle acque superficiali che fluiscono verso nord.

In termini pratici, il trasporto di calore può essere stimato considerando la differenza di temperatura tra le acque dirette verso i poli e quelle verso l’equatore. Ad esempio, se la differenza di temperatura attraverso la AMOC è di 15°C, si stima un trasporto di calore nell’Atlantico di circa 0,9 petawatt (PW), se la forza dell’AMOC è di 15 Sverdrup (Sv). Questo valore è approssimativamente coerente con quanto mostrato nella Figura 3a.Nonostante l’importanza centrale dell’AMOC nell’influenzare l’asimmetria del trasporto di calore oceanico (OHT) tra l’Atlantico e l’Indo-Pacifico, è difficile determinare esattamente quale parte dell’OHT nell’Atlantico sia direttamente attribuibile al ribaltamento profondo. Numerosi studi hanno cercato di isolare la componente dell’OHT dovuta all’AMOC separando il trasporto di calore associato alla circolazione media zonale da quello legato alle deviazioni dalla media (ovvero la componente dei vortici orizzontali) [vedi, ad esempio, Bryan, 1962; Hall e Bryden, 1982; Roemmich e Wunsch, 1985; Bryden, 1993; Marsh et al., 2008; McDonagh et al., 2010]. Questi studi concludono che l’OHT è prevalentemente dominato dalla circolazione di ribaltamento media zonale, tranne nella zona dei vortici subpolari dove le correnti a vortice e i flussi turbolenti hanno un ruolo significativo [Marsh et al., 2008]. Tuttavia, questa scomposizione non consente di distinguere chiaramente la parte di OHT attribuibile ai processi di superficie e profondità, poiché tutte le circolazioni hanno componenti sia orizzontali che verticali.

Talley [2003] utilizza dati idrografici per stimare l’OHT associato a circolazioni superficiali, intermedie e profonde, dimostrando che la formazione di Acqua Profonda Nord Atlantica (NADW) e la cella superiore dell’AMOC contribuiscono in modo significativo al trasporto di calore verso nord. Le funzioni di corrente del trasporto di calore basate su modelli [Boccaletti et al., 2005; Ferrari e Ferreira, 2011] mostrano che nell’Indo-Pacifico l’OHT è principalmente causato da vortici alimentati dai venti e da celle di ribaltamento situate nella termoclina. Al contrario, nell’Atlantico, la maggior parte dell’OHT è associata a una circolazione che coinvolge sia la termoclina sia le acque profonde.

3.3. Trasporto di Acqua Dolce

In generale, i modelli di precipitazione (P), evaporazione (E) e deflusso (R) alla superficie del mare devono essere bilanciati dalle convergenze di acqua dolce nell’oceano. L’oceano deve convergere acqua dolce nelle regioni subtropicali, dove l’evaporazione supera la somma di precipitazione e deflusso (E > P + R), e divergere acqua dolce lungo l’equatore e nelle regioni subpolari, dove la precipitazione e il deflusso superano l’evaporazione (E < P + R). Poiché l’Atlantico è un bacino caratterizzato da una netta evaporazione, l’oceano deve convergere acqua dolce anche in questo bacino.

Il trasporto meridionale di acqua dolce (FWT) è calcolato considerando la differenza tra la salinità dell’acqua in movimento e una salinità di riferimento. In pratica, il trasporto di acqua dolce è determinato dalla quantità di salinità che viene trasportata: quando non c’è trasporto di massa attraverso una sezione dell’oceano, il trasporto di acqua dolce è esattamente bilanciato.

Poiché il trasporto diffuso di sale è trascurabile, la conservazione della massa e del sale implica che in uno stato stabile, le differenze nel trasporto di acqua dolce tra due latitudini sono bilanciate dai flussi di precipitazione, deflusso e evaporazione.

La relazione tra il trasporto di acqua dolce atmosferico e oceanico suggerisce che il trasporto atmosferico di acqua dolce, insieme al trasporto di calore latente, è un processo accoppiato tra oceano e atmosfera. Rhines et al. [2008] sottolineano che metà del trasporto di energia atmosferica è dovuto al trasporto di calore latente e che la circolazione oceanica chiude il circuito per il trasporto di vapore atmosferico, prevenendo l’accumulo di acqua dolce alle alte latitudini. Tuttavia, come discusso in Ferreira et al. [2010] e Ferreira e Marshall [2015], il trasporto di acqua dolce atmosferico è essenzialmente indipendente dallo stato dell’oceano. La circolazione oceanica e la distribuzione di salinità si adattano per creare un percorso di ritorno dell’acqua dolce richiesto dall’atmosfera. Tuttavia, cambiamenti nel trasporto di acqua dolce oceanico, nel ciclo idrologico e nelle distribuzioni dei ghiacci possono influenzare i processi convettivi e di miscelazione alle alte latitudini, coinvolti nel ramo discendente dell’AMOC. Torneremo su questo argomento nella sezione 5.2.6.L’AMOC trasporta acqua dolce fuori dall’Atlantico, contribuendo alla salinizzazione del bacino, o la porta dentro, bilanciando la perdita di acqua dolce nell’atmosfera? Secondo Broecker [1991] e Zaucker e Broecker [1992], la perdita di acqua dolce lungo il percorso del ramo superiore dell’AMOC guida la formazione dell’Acqua Profonda Nord Atlantica (NADW) e la circolazione di ribaltamento. In questo caso, l’AMOC porterebbe acqua dolce nell’Atlantico, poiché la NADW deve essere più salata rispetto al flusso di ritorno verso nord. Questo renderebbe l’AMOC stabile, perché un rallentamento della circolazione ridurrebbe il trasporto di acqua dolce verso nord, aumenterebbe la salinità dell’Atlantico e favorirebbe la formazione di NADW.

Tuttavia, le osservazioni indicano che la NADW è meno salata rispetto al flusso superficiale di ritorno delle acque subtropicali più salate, il che suggerisce che la NADW trasporta acqua dolce fuori dall’Atlantico [Weijer et al., 1999; Talley, 2008]. Inoltre, separando il trasporto di acqua dolce dovuto alla circolazione di ribaltamento da quello dovuto ai vortici oceanici, emerge che la circolazione di ribaltamento trasporta acqua dolce verso sud a quasi tutte le latitudini dell’Atlantico, inclusa quella di 30°S [Rahmstorf, 1996; Weijer et al., 1999; de Vries e Weber, 2005; Drijfhout et al., 2011; Valdivieso et al., 2014]. Questo scenario suggerisce che l’AMOC potrebbe essere instabile, poiché un suo rallentamento potrebbe ridurre la salinità nel Nord Atlantico e diminuire ulteriormente la formazione di NADW (si veda la sezione 2.5 per una discussione sull’instabilità potenziale dell’AMOC in condizioni di cambiamento climatico). Per mantenere l’equilibrio dell’acqua dolce, la combinazione di una perdita netta di acqua dolce superficiale nel bacino Atlantico e un’esportazione di acqua dolce verso sud da parte dell’AMOC richiede che il vortice subtropicale dell’Atlantico meridionale trasporti una grande quantità di acqua dolce verso nord.

In sintesi, mentre l’atmosfera trasporta acqua dolce fuori dal bacino Atlantico, la circolazione oceanica deve trasportarla all’interno del bacino. Tuttavia, studi recenti mostrano che, sebbene la circolazione dei vortici contribuisca a portare acqua dolce nell’Atlantico per mantenere l’equilibrio idrico, la circolazione di ribaltamento tende a trasportare acqua dolce fuori dal bacino. Questo implica che l’AMOC potrebbe essere instabile, poiché una sua riduzione potrebbe diminuire la salinità del Nord Atlantico e, quindi, ridurre ulteriormente la formazione di NADW. Tuttavia, queste conclusioni presuppongono che la circolazione dei vortici non cambi in risposta alle variazioni dell’AMOC, un’ipotesi discutibile dato che, attualmente, la circolazione media dei vortici trasporta acqua dolce nell’Atlantico, compensando l’export di acqua dolce causato dall’atmosfera e dall’AMOC.

3.4. Scomposizione Dinamica dell’AMOC

L’AMOC può essere suddivisa in due componenti principali: quella di Ekman e quella del vento termico/geostrofico. La componente di Ekman è associata allo stress del vento sulla superficie oceanica, mentre la componente del vento termico si riferisce alle differenze di densità dell’acqua causate da variazioni di temperatura e salinità lungo i confini oceanici.

La componente del vento termico può essere determinata esaminando il campo di galleggiamento, che descrive le differenze di densità dell’acqua oceanica. Questo campo di galleggiamento è influenzato da variazioni orizzontali nella densità, causate principalmente dalla distribuzione della temperatura e della salinità. La velocità meridionale alla base dell’oceano, invece, può essere ottenuta considerando la conservazione della massa e l’influenza della topografia del fondo marino.

La componente di Ekman è legata allo stress del vento zonale, ovvero la forza esercitata dal vento che soffia lungo la direzione est-ovest. Questa forza influisce sul movimento delle acque superficiali e si propaga fino a una certa profondità, creando uno strato chiamato “strato di Ekman”. Sotto questo strato, l’influenza del vento diminuisce drasticamente.

La funzione di corrente, che rappresenta il flusso totale di massa in un punto dell’oceano, può essere suddivisa in tre parti: la componente del vento termico, che è legata alle anomalie di densità lungo i confini oceanici; la componente di Ekman, che dipende dallo stress del vento zonale; e una modalità esterna, che si riferisce ai movimenti delle acque di fondo influenzati dalla topografia irregolare del fondo oceanico.

Questa scomposizione è utile per comprendere l’origine della variabilità dell’AMOC, poiché ciascuna componente ha un’origine fisica diversa ed è importante su diverse scale temporali. Ad esempio, la componente di Ekman è più rilevante su scale temporali brevi, mentre la componente geostrofica diventa predominante su periodi più lunghi, come quelli interannuali o decennali. Inoltre, la capacità di stimare la forza dell’AMOC basandosi sulle anomalie di galleggiamento e sullo stress del vento è stata fondamentale per le stime storiche dell’AMOC e del trasporto di calore oceanico, come dimostrato dai programmi RAPID e MOCHA.

In conclusione, la comprensione delle anomalie di galleggiamento lungo i confini oceanici è cruciale per una corretta analisi dell’AMOC.

4. L’AMOC nelle Osservazioni, nelle Stime di Stato e nei Modelli

In questa sezione, esaminiamo i diversi approcci utilizzati per stimare l’AMOC e il trasporto di calore nell’Atlantico (OHT). Questi includono: (i) stime dirette ottenute da osservazioni effettuate lungo specifiche linee di monitoraggio nell’Atlantico, (ii) l’uso di modelli oceanici vincolati da dati osservativi e (iii) l’utilizzo di modelli oceanici e modelli climatici accoppiati. Le osservazioni dirette forniscono misurazioni precise, ma sono limitate a poche latitudini. Al contrario, le stime basate su modelli offrono una rappresentazione più dettagliata e continua sia nello spazio che nel tempo, anche se possono essere influenzate da alcune imperfezioni dei modelli stessi.

4.1. Inferenze Dirette dalle Osservazioni
4.1.1. Stime da Sezioni Idrografiche e Metodi Inversi

Le prime stime dell’AMOC e del trasporto di calore nell’Atlantico (OHT) si basavano su sezioni idrografiche transatlantiche a poche latitudini selezionate, come 24,5°N, 36°N e 48°N [Bryan, 1962; Bryden e Hall, 1980; Hall e Bryden, 1982; Talley, 1999, 2003; Talley et al., 2003; McDonagh et al., 2010; Atkinson et al., 2012]. Nonostante un campionamento meno frequente nell’Atlantico meridionale, diversi studi hanno comunque stimato l’AMOC e l’OHT, specialmente a 24°S [Bryden et al., 2011] e 34°S [Baringer e Garzoli, 2007; Garzoli e Baringer, 2007; Dong et al., 2009; Garzoli et al., 2013; Dong et al., 2014]. Questi studi si concentrano sulla forza media dell’AMOC e dell’OHT nell’Atlantico, assumendo che queste misurazioni siano rappresentative dei valori climatici medi. I trasporti geostrofici vengono calcolati utilizzando dati idrografici, mentre i trasporti di Ekman sono derivati dalle osservazioni dello stress del vento zonale.

Dato che gran parte dei trasporti di massa e calore avviene in strette correnti di confine, difficili da monitorare con sezioni idrografiche, il flusso nelle correnti di confine viene spesso stimato separatamente. Ad esempio, il flusso della Corrente del Golfo nello Stretto della Florida è monitorato continuamente dal 1982 tramite un cavo sottomarino [Shoosmith et al., 2005; Meinen et al., 2010]. Poiché dai dati idrografici si può stimare solo la componente geostrofica del flusso, il flusso barotropico totale deve essere determinato tramite un vincolo di massa. Un metodo comune è utilizzare la conservazione della massa per risolvere il flusso barotropico, oppure ricorrere a metodi inversi [Ganachaud e Wunsch, 2000; Lumpkin e Speer, 2003; McDonagh e King, 2005; Lumpkin e Speer, 2007; McDonagh et al., 2010].

Ganachaud e Wunsch [2000] utilizzano sezioni idrografiche, trasporti di correnti di confine e trasporti di Ekman, stimati dalle osservazioni satellitari dei venti, per stimare i flussi in diverse sezioni oceaniche (Figura 2b). Nell’Atlantico, stimano un flusso di 16±2 Sv a 24°N e di 14±2 Sv lungo la sezione inclinata a 43°-48°N. Lumpkin e Speer [2003, 2007] estendono questo approccio includendo stime dei flussi tra aria e mare per vincolare i tassi di formazione dell’acqua profonda. Le loro stime indicano trasporti di 17,2±1,8 Sv a 24°N e di 13,8±2,1 Sv a 43°N (Figura 2a), in linea con quelle di Ganachaud e Wunsch [2000]. I metodi idrografici diretti e i modelli a scatola inversa indicano un picco di OHT nell’Atlantico di 1-1,5 PW intorno a 20°N, come mostrato da diverse stime storiche della media dell’OHT nell’Atlantico riportate nella Figura 3b.Diversi studi hanno utilizzato sezioni idrografiche ripetute per analizzare la variabilità dell’AMOC e del trasporto di calore nell’Atlantico (OHT). Roemmich e Wunsch [1985] hanno applicato una serie di modelli geostrofici per stimare l’AMOC e l’OHT a 24,5°N e 36,25°N, utilizzando dati idrografici raccolti nel 1957 e nel 1981. Hanno concluso che sia l’AMOC sia l’OHT erano molto simili in entrambi gli anni, anche se i flussi profondi verso sud erano presenti a profondità maggiori nelle osservazioni del 1981.

Al contrario, Bryden et al. [2005] hanno segnalato una riduzione del 30% dell’AMOC basandosi su sezioni transatlantiche ripetute a 26,5°N (con rilevazioni effettuate nel 1957, 1981, 1992, 1998 e 2004). Tuttavia, questa riduzione è fortemente influenzata da una singola stima effettuata nel 1957, e si ritiene che le osservazioni siano state influenzate dalla variabilità a frequenza più alta, inclusa quella stagionale [Kanzow et al., 2010].

Un ulteriore tentativo di stimare la variabilità dell’AMOC a 26,5°N, basato su osservazioni dell’altezza dinamica ai confini, nonché sui trasporti della Corrente della Florida e di Ekman, ha rivelato una significativa variabilità annuale e intra-annuale (circa 10 Sv), ma senza trend statisticamente significativi tra il 1980 e il 2005 [Longworth et al., 2011]. Calcoli inversi effettuati utilizzando sezioni ripetute a 48°N non hanno evidenziato cambiamenti significativi nell’AMOC durante gli anni ’90 [Lumpkin et al., 2008].

Osservazioni dirette delle correnti di confine occidentali a 43°N e 53°N, condotte tra il 1999 e il 2010, hanno mostrato una notevole variabilità intra-annuale, ma una variabilità decadale molto ridotta e nessun trend significativo [Schott et al., 2004, 2006; Fischer et al., 2010; Xu et al., 2013].I dati del programma Argo e l’altimetria satellitare sono stati utilizzati per studiare la variabilità dell’AMOC e del trasporto di calore nell’Atlantico (OHT). In teoria, se il primo modo baroclinico domina, si potrebbe stimare la componente geostrofica dell’AMOC solo dall’altezza della superficie del mare (SSH) [Wunsch, 2008]. Tuttavia, nella pratica ciò è difficile perché (1) nei confini predominano modi verticali di ordine superiore e (2) la risoluzione delle osservazioni satellitari di SSH potrebbe non essere sufficiente per rilevare la rapida variazione della SSH vicino al confine occidentale [Hirschi et al., 2009; Kanzow et al., 2009; Szuts et al., 2012]. La combinazione dei dati satellitari di SSH con le osservazioni del programma Argo consente di stimare l’AMOC in aree con pendenza continentale ripida [Willis, 2010]; tuttavia, in regioni con pendenze meno accentuate, l’AMOC non può essere stimata con precisione a causa della mancanza di dati Argo in zone più superficiali di 2000 m.

Willis [2010] e Hobbs e Willis [2012] hanno utilizzato dati di altimetria satellitare e profili/drift velocity di Argo raccolti tra il 2002 e il 2009 per stimare una forza media dell’AMOC di 15,5 ± 2,4 Sv a 41°N e un OHT medio di 0,50 ± 0,1 PW (vedi Figura 3b). Essi hanno concluso che non ci sono stati trend significativi nella forza dell’AMOC o dell’OHT a questa latitudine durante quel periodo. Inoltre, Hobbs e Willis [2012] hanno dimostrato che la maggior parte della variabilità intra-annuale e interannuale dell’OHT è causata dalle celle di sovraturnazione indotte dalla variabilità del trasporto di Ekman.

Hernández-Guerra et al. [2010] hanno utilizzato osservazioni oceaniche, tra cui i trasporti nello Stretto della Florida e i profili/drift velocity di Argo, insieme a calcoli inversi, per stimare la forza dell’AMOC a 24°N e 36°N tra il 2003 e il 2007. Il confronto con precedenti stime dell’AMOC basate su indagini idrografiche suggerisce che, entro i margini di errore delle stime, il ramo superiore dell’AMOC non è probabilmente cambiato in modo significativo dal 1957.

4.1.2. Reti di Osservazione dell’AMOC

L’array RAPID-MOCHA è stato progettato per fornire una stima continua della forza dell’AMOC e del trasporto di calore nell’Atlantico (OHT) alla latitudine di 26.5°N. Questo sistema si basa su un metodo dinamico che collega la galleggiabilità ai confini di un transetto zonale con i trasporti meridionali, sfruttando serie di boe che misurano temperatura e salinità posizionate lungo i confini orientali e occidentali del bacino e vicino alla dorsale medio-atlantica. Alcune di queste boe, specialmente quelle vicino al confine occidentale, sono equipaggiate anche con misuratori di corrente e profili correntometrici acustici Doppler (ADCP) per misurare direttamente le forti correnti di confine occidentale.

Dall’inizio del suo funzionamento nel marzo 2004, l’array RAPID-MOCHA, insieme ai dati dei trasporti della Corrente della Florida ottenuti via cavo e ai dati dei venti da scatterometro, ha permesso di monitorare la forza dell’AMOC a 26.5°N. Questa stima utilizza un approccio specifico per adattarsi alla geometria della zona e ai metodi osservativi impiegati dal programma RAPID.

Nell’analisi, sono introdotti nuovi termini per riflettere specifiche dinamiche regionali. Ad esempio, un termine rappresenta il trasporto della Corrente del Golfo, che è confinato agli Stretti della Florida, monitorato dal 1982 tramite cavo sottomarino e sezioni di nave ripetute. Un altro termine riflette il trasporto nella zona del cuneo del confine occidentale, misurato con strumentazione diretta come i misuratori di corrente e gli ADCP.

La componente del vento termico, rilevata a un livello di riferimento profondo, è stimata utilizzando le boe che registrano temperatura e salinità a varie profondità. Per quanto riguarda la componente di Ekman, diversi prodotti del vento sono stati utilizzati nel corso degli anni per calcolarla, inclusi dati recenti che utilizzano i venti di ERA-Interim, disponibili per tutto il periodo di osservazione senza ritardi. La stima di questa componente assume che il trasporto di Ekman sia distribuito uniformemente fino a una profondità di 100 metri e integra un trasporto compensativo, calcolato per mantenere la conservazione della massa, che contribuisce ulteriormente alla stima complessiva dell’AMOC.La forza dell’AMOC a 26.5°N viene definita considerando il massimo della funzione di corrente attraverso la colonna d’acqua, situata a circa 1100 metri di profondità. Le diverse componenti di questa misurazione includono la Corrente del Golfo, il trasporto lungo il margine occidentale, il vento termico e i trasporti esterni, oltre al contributo di Ekman.

Questa decomposizione non è unica e dipende da scelte specifiche, come il livello di riferimento fissato a -4740 metri e l’inclusione del termine di conservazione della massa per il trasporto nell’oceano medio superiore. Alcune analisi assumono un ritorno del trasporto di Ekman in modo barotropico, mentre altre considerano un ritorno baroclinico, tipico delle celle di sovraturno subtropicale, che è più giustificato su scale temporali più lunghe.

La forza osservata dell’AMOC a 26.5°N e le sue varie componenti mostrano una media di 17.2 Sv, con notevole variabilità. Ad esempio, l’AMOC presenta una variabilità giornaliera significativa di 4.6 Sv. La natura di questa variabilità dipende molto dalla scala temporale; ci sono ampie fluttuazioni intra-annuali e stagionali. Questo indica che le stime basate su sondaggi idrografici sporadici potrebbero non catturare accuratamente le tendenze a lungo termine a causa delle rapide fluttuazioni. Al contrario, la variabilità interannuale dell’AMOC è molto meno marcata; tra il 2004 e il 2009, le variazioni annuali medie mostrano solo una deviazione standard di 1 Sv. Tuttavia, tra il 2009 e il 2010, si è osservata una diminuzione del 30% nella media annuale dell’AMOC, dovuta tanto a una riduzione nel trasporto di Ekman quanto a un rafforzamento del flusso geostrofico verso sud, influenzato da un approfondimento della termoclina sul bordo occidentale. Questi cambiamenti nel flusso geostrofico sono probabilmente guidati da fattori atmosferici sia locali che a distanza.

Nonostante ciò, le tendenze a lungo termine dell’AMOC sono piuttosto modeste, soprattutto se confrontate con la forte variabilità stagionale e intra-annuale. Ad esempio, un studio ha stimato che la forza dell’AMOC sia diminuita di solo 0.54 ± 0.45 Sv dal 2004 al 2012, una variazione non significativamente diversa da quella che si potrebbe aspettare data la variabilità interna dell’AMOC.La suddivisione dell’AMOC in componenti basate su osservazioni offre spunti preziosi per comprendere i meccanismi della sua variabilità. Su scale temporali superiori ai 10 giorni, emerge una significativa compensazione tra le varie componenti. Ad esempio, la forza media dell’AMOC è determinata dalla compensazione parziale tra il trasporto verso nord nella Corrente del Golfo e nello strato di Ekman, e il trasporto verso sud nella parte geostrofica interna. Interessante notare come i trasporti della Corrente del Golfo e di Ekman siano fortemente anticorrelati con il trasporto dell’oceano medio superiore, con la componente di Ekman che domina la variabilità ad alta frequenza, mentre le altre due componenti gestiscono la variabilità a bassa frequenza.

Per quantificare quanto della variabilità dell’AMOC sia dovuta a cambiamenti nella circolazione geostrofica, si può considerare una versione semplificata del modello che esclude la variabilità del trasporto di Ekman. Questo approccio riduce notevolmente la variabilità ad alta frequenza, mentre la variabilità a bassa frequenza rimane simile a quella totale dell’AMOC. Inoltre, separando i contributi dei confini orientale e occidentale e standardizzandoli alle loro medie temporali, si può isolare il loro impatto specifico sulla circolazione geostrofica.

L’array RAPID-MOCHA è stato utilizzato anche per valutare il trasporto di calore nell’Atlantico a 26.5°N. Questa stima incorpora i contributi di diverse componenti, come la Corrente del Golfo e il trasporto di Ekman, integrando dati sulla temperatura e sulla massa. Il risultato fornisce una visione complessiva del trasporto di calore nell’Atlantico, mostrando come diversi fattori, inclusi quelli stagionali e quelli legati alle variazioni di temperatura superficiali misurate dal programma Argo, contribuiscano alla dinamica complessiva.

Queste analisi sottolineano come la comprensione della variabilità dell’AMOC su diverse scale temporali e la sua interazione con i vari componenti del sistema climatico siano cruciali per prevedere e interpretare i cambiamenti nell’oceano Atlantico.Il trasporto di calore nell’Atlantico è stato stimato combinando i contributi di diverse componenti come la Corrente del Golfo, il cuneo del confine occidentale, lo strato di Ekman, e l’Oceano Medio Superiore, nonché i trasporti degli eddy derivati dalle sezioni idrografiche. Le temperature utilizzate per queste stime provengono da analisi settimanali di dati Argo e da profili di temperatura e salinità delle boe RAPID, integrati con dati climatici stagionali per le profondità sotto i 2000 metri.

Dal 2004 al 2014, il trasporto medio di calore atlantico a 26.5°N è stato di circa 1.25 petawatt. Questo valore mostra una significativa variabilità, con deviazioni standard di 0.36 petawatt nei dati filtrati su periodi di 10 giorni. Interessante notare che circa metà di questa variabilità è dovuta a variazioni nel trasporto di Ekman, mentre il resto è associato a cambiamenti nella circolazione geostrofica. Questi cambiamenti nel trasporto di calore sono strettamente correlati con le variazioni nella forza della circolazione meridionale di rinvio, con la variabilità dell’AMOC che spiega oltre il 90% delle fluttuazioni del trasporto di calore a questa latitudine.

Recenti ricerche hanno tentato di estendere indietro nel tempo la serie storica di RAPID sviluppando proxy per il trasporto dell’Oceano Medio Superiore basati sulle osservazioni delle boe di RAPID. Un’ipotesi è che questo trasporto sia influenzato dai venti e possa essere approssimato tramite il trasporto geostrofico di Sverdrup durante periodi interannuali e più lunghi. Questa approssimazione è stata confermata attraverso simulazioni numeriche che hanno mostrato come essa catturi una porzione sostanziale della variabilità dell’AMOC su queste scale temporali. Un ulteriore studio ha sviluppato un modello di regressione che lega le anomalie interannuali di questo trasporto con l’altezza della superficie del mare nel bacino occidentale, dimostrando che tale modello può spiegare l’80% della variabilità del trasporto nell’Oceano Medio Superiore a 26.5°N. Combinato con dati sulla Corrente della Florida e il trasporto di Ekman, questo modello può ricostruire il 90% della variabilità interannuale dell’AMOC in questa regione. Questa metodologia è stata applicata per stimare le anomalie interannuali dell’AMOC durante l’era satellitare, rivelando che non ci sono state tendenze statisticamente significative dell’AMOC in quel periodo.Oltre all’array RAPID, altri array di ancoraggio nel bacino occidentale sono stati impiegati per monitorare la Corrente del Fondo dell’Atlantico Occidentale (DWBC). Questi includono un array a 53°N vicino all’uscita del Mare del Labrador, Line W al largo della costa del New England, e l’array dell’Esperimento sulla Variabilità del Ribaltamento Meridionale (MOVE) a 16°N. Dai risultati dell’array MOVE emerge che, tra gennaio 2000 e giugno 2009, si è verificata o una riduzione del 20% nel trasporto verso sud nello strato delle Acque Profonde Nord Atlantiche (NADW), o un approfondimento di 100 metri del livello di non movimento, il confine tra gli strati che fluiscono verso nord e verso sud. Questi cambiamenti sono stati interpretati come potenzialmente legati a fluttuazioni naturali multidecennali dell’AMOC.

Recentemente, un nuovo array simile a quello utilizzato per il RAPID a 26.5°N è stato installato nell’Atlantico meridionale a 34.5°S. I dati preliminari di questo array, noto come Array Basin-wide del Circuito di Ribaltamento Meridionale dell’Atlantico (SAMBA), rivelano una notevole variabilità ad alta frequenza dell’AMOC, con misurazioni che oscillano tra 3 e 39 Sv da marzo 2009 a dicembre 2010. Analogamente a quanto osservato a 26.5°N, la variabilità del trasporto di Ekman predomina alle alte frequenze, mentre i trasporti geostrofici sono più influenti a frequenze più basse. A differenza dell’Atlantico settentrionale, le anomalie di galleggiabilità sui margini orientali e occidentali dell’Atlantico meridionale contribuiscono in modo simile alla variabilità dell’AMOC su tutte le scale temporali osservate.

Ulteriori studi hanno esplorato metodi alternativi per stimare l’AMOC, utilizzando misurazioni della pressione oceanica di fondo da dispositivi di misura e dai satelliti del Gravity Recovery and Climate Experiment (GRACE). Nonostante i problemi di deriva dei sensori nei dispositivi di misura di fondo possano compromettere le stime a lungo termine dell’AMOC, è stato dimostrato che i gradienti di pressione di fondo possono catturare una parte significativa della variabilità geostrofica dell’AMOC su scale temporali semestrali e più lunghe. Utilizzando le misurazioni di pressione di fondo di GRACE, si è riusciti a stimare l’AMOC a 26.5°N e a mostrare una correlazione relativamente alta con le stime dell’AMOC di RAPID su scale interannuali, specialmente grazie alla capacità di GRACE di rilevare l’importante anomalia dell’AMOC del 2009-2010.

La Figura 8 illustra diverse serie temporali relative alla Circolazione Meridionale di Rovesciamento Atlantica (AMOC) e al trasporto di calore oceanico (OHT) alla latitudine di 26.5°N, utilizzando i dati raccolti dall’array RAPID-MOCHA nel periodo tra aprile 2004 e marzo 2014.

Pannello a)

Il primo pannello mostra le fluttuazioni nel tempo dell’AMOC e delle sue componenti chiave. Le variazioni giornaliere dell’AMOC sono rappresentate dalla linea rossa, mentre la linea blu traccia il trasporto della Corrente del Golfo, una componente nordward significativa dell’AMOC. Il trasporto di Ekman, influenzato dai venti superficiali e caratterizzato da variazioni ad alta frequenza, è visualizzato in verde. Infine, il trasporto dell’Oceano Medio Superiore è indicato in magenta. Le linee nere rappresentano le medie calcolate su un intervallo di tre mesi per ciascuna componente, offrendo una visione chiara delle tendenze a lungo termine rispetto alla variabilità giornaliera, come evidenziato dalle linee colorate.

Pannello b)

Il secondo pannello confronta la serie temporale dell’AMOC misurata da RAPID (linea nera) con quella prevista da un modello di previsione oceanica (FOAM), visualizzata in rosso e grigio a seconda della tecnica di assimilazione dei dati utilizzata. Inoltre, è illustrata la variabilità del modello quando viene guidato solo da forze atmosferiche (linea blu), mostrando la sua capacità di riprodurre eventi significativi come quello del 2009-2010. Questo confronto sottolinea l’efficacia del modello nel catturare i pattern di variabilità dell’AMOC quando è alimentato da dati appropriati.

Pannello c)

Il terzo pannello si concentra sul trasporto di calore nell’Atlantico (OHT). Le linee blu mostrano la serie temporale del OHT totale, con dettagli su scala decennale evidenziati dalle linee nere, che rappresentano la media filtrata su tre mesi. Il OHT geostrofico, derivato mantenendo costante il componente di Ekman del calore (Qek), è tracciato in verde e grigio, mostrando come questo componente contribuisca alla dinamica complessiva del trasporto di calore.

In sintesi, queste visualizzazioni forniscono una panoramica dettagliata e multidimensionale della dinamica dell’AMOC e del suo impatto sul trasporto di calore attraverso l’Atlantico, evidenziando l’importanza di monitorare queste variabili per comprendere meglio le loro implicazioni climatiche globali.

4.2. Stime Modello-based di AMOC e OHT Atlantico

In questa sezione esaminiamo le stime della media di AMOC e della sua variabilità storica attraverso l’uso di previsioni oceaniche retroattive, valutazioni dello stato degli oceani e modelli integrati. Queste valutazioni, basate sui modelli, offrono una panoramica completa dell’AMOC nel tempo e nello spazio, ma sono limitate dalle imperfezioni del modello stesso, che includono la rappresentazione di vortici oceanici a piccola scala, processi di convezione, flussi di massa, mescolanza e la geometria complessa del bacino dell’Atlantico. Le previsioni oceaniche utilizzano modelli oceanici guidati da stime osservative del forcing atmosferico, generalmente derivanti da rianalisi atmosferiche. Nelle valutazioni dello stato, l’integrazione delle osservazioni oceaniche aiuta a regolare i modelli oceanici che sono alimentati da dati atmosferici rianalizzati o accoppiati a modelli atmosferici assimilativi. Tuttavia, sia le previsioni che le valutazioni dello stato possono essere influenzate da errori nel forcing atmosferico e nell’inizializzazione oceanica. I modelli integrati, che forniscono serie temporali estese di AMOC, cercano di includere i feedback climatici integrati, ma sono limitati ai soli forcing esterni osservati o previsti e possono presentare significativi bias di stato medio.

I modelli spesso faticano a rappresentare accuratamente l’AMOC medio; la sua intensità e profondità sembrano dipendere fortemente dai dettagli del modello, come la risoluzione, le parametrizzazioni degli overflow e i flussi dei vortici mesoscalari. Per esempio, il picco medio di AMOC nei modelli CMIP5 si registra tra i 20° e i 60°N, con una forza che varia da 13 a 31 Sv. Una variazione simile si osserva anche nelle previsioni oceaniche, anche se alimentate dallo stesso forcing atmosferico. Nei modelli oceanici guidati dalla fase due degli Esperimenti di Riferimento Coordinati Oceano-Ghiaccio (CORE II), il massimo di AMOC oscilla tra 8 e 28 Sv, mentre il picco di trasporto termico dell’Oceano Atlantico varia tra 0,4 e 1,1 PW. Nonostante l’uso di vincoli osservativi possa migliorare la coerenza tra i modelli e con le osservazioni reali, l’AMOC medio e l’OHT atlantico differiscono tra le varie valutazioni dello stato, e molte di queste non corrispondono alle osservazioni dirette di AMOC e OHT. Le stime dello stato prodotte dal progetto ECCO e dal modello di assimilazione dati accoppiato del GFDL, ad esempio, sottovalutano l’AMOC a 26°N rispetto alle osservazioni RAPID e il picco di OHT atlantico rispetto alle misurazioni dirette. Questo è probabilmente causato da una mescolanza inappropriata nelle zone di overflow, che indebolisce la corrente di profondità occidentale e il ciclo di ribaltamento. Questi risultati indicano che le attuali osservazioni oceaniche non sono sufficienti a correggere gli errori dei modelli, specialmente nelle profondità oceaniche.I modelli indicano che l’AMOC presenta variazioni su diverse scale temporali, con significative fluttuazioni intra-annuali e stagionali (pari al 100% del suo valore medio) e variazioni più contenute su scale interannuali e decennali (nell’ordine di alcuni Sverdrup). La variabilità del Trasporto di Calore Oceanico (OHT) Atlantico è intimamente legata a quella dell’AMOC nelle regioni tropicali e subtropicali. Diversamente, nelle zone del giro subpolare, le variazioni di OHT non corrispondono strettamente a quelle dell’AMOC, poiché le variazioni nella circolazione del giro e le anomalie termiche trasportate dalla corrente principale assumono un ruolo predominante.

Le ricostruzioni oceaniche e le stime dello stato oceanico riescono generalmente a riprodurre la notevole variabilità intra-annuale dell’AMOC osservata dalla rete RAPID a 26.5°N. Questa capacità di riproduzione deriva principalmente dalla specifica del forcing atmosferico. Studi specifici hanno dimostrato che fino al 70-80% della variabilità mensile dell’AMOC rilevata dalla rete RAPID può essere replicata se i modelli oceanici sono alimentati dai venti osservati. La maggior parte di questa risposta è attribuibile ai trasporti di Ekman, direttamente stimolati dal vento, e alle anomalie dell’Alto Oceano Medio, legate al movimento verticale delle isopicnali indotto dai venti. Questi risultati sottolineano come la risposta rapida dell’oceano superficiale e della sua stratificazione ai cambiamenti dei venti sia cruciale, senza necessità di ricorrere a modelli di assimilazione dati.

Un esito notevole di questi studi è che la drammatica anomalia dell’AMOC osservata nel 2009/2010, caratterizzata da un improvviso indebolimento seguito da un recupero, è stata correttamente simulata in scenari di ensemble senza l’uso di assimilazione dati, indicando che l’evento era probabilmente legato a effetti locali del vento e quindi con impatti limitati su aree remote. Tuttavia, alcuni ricercatori hanno collegato il calo dell’AMOC in questo periodo come possibile preludio agli inverni severi successivi in Europa occidentale, un tema che verrà approfondito nella sezione 6.2.

Modellare i cambiamenti storici dell’AMOC su scale temporali più estese, come quelle interannuali e decennali, rimane una sfida, dato che mancano osservazioni affidabili per validare le stime e i forcing distanti nel tempo e nello spazio acquistano importanza. In generale, gli esperimenti di ricostruzione oceanica, guidati da vari dati atmosferici, hanno evidenziato un incremento del MOC nell’Atlantico Nord dagli anni ’80 alla metà degli anni ’90, seguito da una tendenza alla diminuzione. Queste fluttuazioni sono state associate a variazioni nella Oscillazione Nord Atlantica. Nonostante l’inclusione delle osservazioni oceaniche possa far sperare in una maggiore coerenza tra le stime, le tendenze dell’AMOC e dell’OHT Atlantico rilevate nelle valutazioni dello stato dipendono dal periodo analizzato e dalle specifiche del modello oceanico e della tecnica di assimilazione usata. In particolare, alcune analisi non hanno identificato tendenze significative nell’AMOC o nell’OHT Atlantico nelle valutazioni di stato, evidenziando una stabilità statistica dell’AMOC con fluttuazioni simili a quelle di un processo stocastico gaussiano stazionario.Si osservano tendenze significative dell’AMOC in stime a lungo termine, ma persino la direzione di queste tendenze varia tra le diverse analisi. Per esempio, a 26.5°N, sia il German ECCO (GECCO) che la Simple Ocean Data Assimilation (SODA) mostrano un incremento dal 1960; al contrario, le stime operative dell’oceano del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine indicano una diminuzione dallo stesso anno, mentre l’analisi oceanica del National Center for Environmental Prediction registra un aumento dell’AMOC dal 1980 al 1995, seguito da una diminuzione fino al 2008. Inoltre, è stato suggerito che le tendenze dell’AMOC derivanti dalle stime dello stato oceanico sono meno consistenti rispetto a quelle ottenute da previsioni oceaniche non assimilative, il che riflette la sensibilità delle stime dell’AMOC alle tecniche di assimilazione utilizzate. Questi risultati indicano che le tendenze dell’AMOC degli ultimi cinquant’anni sono probabilmente deboli e che le attuali osservazioni oceaniche non sono sufficienti a vincolare i modelli affinché le stime dello stato oceanico riproducano accuratamente queste lievi variazioni. Di conseguenza, sono necessari miglioramenti dei modelli, ulteriori osservazioni e tecniche di assimilazione più sofisticate per affinare le stime dell’AMOC e della sua variabilità.

Nel contesto dei modelli accoppiati, questi sono stati utilizzati principalmente per quantificare la media dell’AMOC e la sua risposta ai forzanti esterni, come quelli antropogenici. Tuttavia, gli studi di modellazione accoppiata hanno anche mirato a definire le “impronte” dell’AMOC, utili per stimare la sua intensità in assenza di osservazioni dirette. Tra le possibili impronte dell’AMOC si includono i dati sul livello del mare ottenuti tramite altimetria o misuratori di marea, la temperatura superficiale del mare e le anomalie di temperatura oceanica. Un esempio significativo mostra come un dipolo di anomalie di temperatura nella parte superiore dell’oceano tra il giro subpolare e il percorso della Corrente del Golfo possa essere considerato un indicatore dell’AMOC in alcuni modelli accoppiati. Questo approccio, tuttavia, presenta difficoltà, in quanto spesso si basa sui modelli per identificare i pattern di temperatura e altri indicatori correlati all’AMOC, e tali pattern possono variare significativamente tra i modelli e non necessariamente rappresentare fedelmente i segnali dell’AMOC nel sistema reale.

4.3. Esplorazioni dei meccanismi dell’AMOC attraverso i modelli

I modelli sono stati impiegati per analizzare la variabilità dell’AMOC su un’ampia gamma di scale temporali, rivelando che i meccanismi di variabilità sono fortemente dipendenti dalla scala considerata. Su scale temporali brevi, la componente di Ekman ha un ruolo sostanziale nella variabilità dell’AMOC e del Trasporto di Calore Oceanico Atlantico (OHT) [Häkkinen, 1999; Sato e Rossby, 2000; Klinger e Marotzke, 2000; Jayne e Marotzke, 2001; Dong e Sutton, 2001, 2003; Hobbs e Willis, 2012; Xu et al., 2014], mentre la componente geostrofica diventa predominante su scale più lunghe, come quelle interannuali e decennali [Hirschi et al., 2007; Cabanes et al., 2008]. L’AMOC non mostra coerenza tra i giri subtropicali e subpolari su scale interannuali [Bingham et al., 2007; Balan Sarojini et al., 2011]; specificamente, nel giro subtropicale predomina la variabilità interannuale dell’AMOC, mentre nelle latitudini subpolari si evidenzia una maggiore variabilità decennale [Balmaseda et al., 2007; Wunsch, 2013; Wunsch e Heimbach, 2013b]. Quest’ultimo fenomeno è stato attribuito all’aumento del tempo di attraversamento delle onde di Rossby barocliniche con l’aumentare della latitudine.

Nei modelli, su scale decennali, si osservano modi di variabilità dell’AMOC e dell’OHT atlantico coerenti in senso meridionale [Delworth et al., 1993; Delworth e Mann, 2000; Knight et al., 2005; Danabasoglu, 2008; Msadek e Frankignoul, 2009; Danabasoglu et al., 2012]. Tuttavia, la scala temporale precisa di questa coerenza meridionale non è ancora ben definita; cambiamenti specifici dell’AMOC relativi ai singoli giri possono manifestarsi anche su scale decennali [Lozier et al., 2010; Fan e Schneider, 2011; Williams et al., 2014]. Si pensa che queste anomalie coerenti in senso meridionale dell’AMOC originino dalle regioni subpolari e riflettano la risposta a variazioni temporali nel forcing di galleggiabilità [Böning et al., 2006; Biastoch et al., 2008a; Robson et al., 2012; Yeager e Danabasoglu, 2014].

I processi che determinano le scale temporali dominanti dei modi a bassa frequenza di variabilità dell’AMOC sono complessi e non completamente compresi, variando notevolmente tra i diversi modelli (ad esempio, i modelli CMIP5) e anche tra versioni successive dello stesso modello prodotte da un unico centro di modellazione. Ad esempio, la versione 3 del Community Climate System Model (CCSM3) mostra una forte variabilità multi-decennale dell’AMOC, mentre la versione 4 dello stesso modello (CCSM4) presenta uno spettro più ampio di variabilità dell’AMOC con un’ampiezza considerevolmente ridotta [Danabasoglu, 2008; Danabasoglu et al., 2012]. Alcuni studi, sia idealizzati che basati su GCM, suggeriscono che la scala temporale dominante della variabilità dell’AMOC è correlata al tempo necessario alle onde di Rossby barocliniche per attraversare il bacino. Altri studi indicano che le scale temporali dominanti sono influenzate da processi advettivi, come l’avviamento o l’arresto della circolazione del giro o l’accumulo di acqua ad alta o bassa densità nelle regioni di formazione delle acque profonde [Delworth et al., 1997; Dong e Sutton, 2005; Msadek e Frankignoul, 2009].Attualmente non esiste un consenso sui meccanismi che guidano la variabilità a bassa frequenza dell’AMOC. Questa mancanza di accordo deriva in parte dall’ampia varietà di tecniche, spesso statistiche, utilizzate per analizzare i modelli, che talvolta rendono complesso identificare somiglianze e differenze tra i meccanismi proposti per spiegare la variabilità dell’AMOC. Un problema più sostanziale è che la variabilità dell’AMOC nei modelli può essere influenzata da parametrizzazioni altamente incerte, risultando così dipendente dal modello specifico utilizzato. Nonostante ciò, gli studi precedenti sui meccanismi della variabilità dell’AMOC si possono raggruppare in due categorie principali: (1) cambiamenti nella convezione e nella formazione di masse d’acqua e (2) le onde di Rossby barocline.

Un paradigma prevalente sostiene che la variabilità decennale dell’AMOC sia il risultato di cambiamenti nella convezione e nella formazione di masse d’acqua. Questa teoria si basa su una serie di studi di modellazione che evidenziano quanto segue:

Grandi cambiamenti dell’AMOC possono essere scatenati da un’interruzione della convezione profonda [Zhang e Delworth, 2005], così come da variazioni nelle acque di overflow [Zhang et al., 2011]. Esperimenti di immissione di acqua dolce, in cui grandi quantità di acqua dolce sono aggiunte all’Atlantico Nord subpolare, hanno mostrato un’interruzione della convezione profonda e una notevole riduzione o collasso dell’AMOC [Zhang e Delworth, 2005; Stouffer et al., 2006; Zhang, 2007]. Tuttavia, resta incerto fino a che punto questi esperimenti di grande perturbazione possano chiarire la relazione tra la convezione profonda e le anomalie dell’AMOC su scale temporali decennali.

Correlazioni ritardate indicano che l’AMOC reagisce a cambiamenti nelle regioni subpolari. Le correlazioni tra la serie temporale del primo componente principale della temperatura subsuperficiale dell’Atlantico Nord e l’AMOC a diverse latitudini suggeriscono che le anomalie dell’AMOC si trasmettono in senso meridionale (Figura 10). Zhang [2010a] sostiene, attraverso un’impressione visiva della propagazione, che le anomalie di galleggiabilità si originano nel Mare del Labrador e si propagano verso sud nei giri subpolare e subtropicale. Inoltre, le correlazioni ritardate tra l’AMOC e le anomalie nella profondità dello strato di mescolamento o nella variabilità convettiva indicano che le anomalie nelle zone di convezione profonda precedono quelle dell’AMOC [Delworth et al., 1993; Dong e Sutton, 2005; e altri].

Esperimenti esclusivamente oceanici suggeriscono che la variabilità decennale dell’AMOC nell’Atlantico Nord sia principalmente il risultato del forcing di galleggiabilità nelle regioni subpolari [Böning et al., 2006; Biastoch et al., 2008b; e altri]. Alcuni esperimenti indicano che questa variabilità decennale dell’AMOC può essere spiegata esclusivamente dal forcing di galleggiabilità in aree molto localizzate, come il Mare del Labrador [Yeager e Danabasoglu, 2014].Nonostante numerosi studi abbiano collegato la variabilità dell’AMOC ai cambiamenti nelle aree di convezione, persiste un disaccordo sull’origine di questa variabilità convettiva. Tra i processi proposti ci sono la variabilità del forcing atmosferico nelle aree convettive [Mignot e Frankignoul, 2005; Condron e Renfrew, 2013; Yeager e Danabasoglu, 2014], nonché il trasporto variabile di calore e acqua dolce verso queste aree proveniente sia dall’Artico [Delworth et al., 1997; Jungclaus et al., 2005; Frankcombe e Dijkstra, 2011] che dai subtropici [Delworth et al., 1993; Delworth e Greatbatch, 2000; Dong e Sutton, 2005; Häkkinen e Rhines, 2009; Msadek e Frankignoul, 2009; Häkkinen et al., 2011a; Burkholder e Lozier, 2011b; Wouters et al., 2012]. Queste variazioni nelle regioni convettive possono essere influenzate da parametrizzazioni molto incerte, il che rende la variabilità dell’AMOC dipendente dal modello utilizzato. Per esempio, Danabasoglu et al. [2012] sostengono che la variabilità dell’AMOC nel modello CCSM4 sia dovuta ad anomalie di galleggiabilità nel Mare del Labrador, evidenziando come i flussi di vortici mesoscala parametrizzati svolgano un ruolo chiave nel bilancio di galleggiabilità di questa regione.

Tuttavia, come evidenziato da Lozier [2010, 2012], ora si mette in discussione il collegamento causale diretto tra la formazione di masse d’acqua e l’AMOC, in quanto esiste solo una connessione piuttosto debole tra la convezione, la formazione di masse d’acqua, la DWBC e il processo di ribaltamento. Sebbene sia stata notata una marcata variabilità nei tassi di formazione della LSW [Rhein et al., 2002; Kieke et al., 2006, 2007; Yashayaev, 2007; Yashayaev e Loder, 2009; Vage et al., 2009; Rhein et al., 2011], non è stato possibile associare tale variabilità a quella dell’AMOC [Pickart e Spall, 2007; Schott e Brandt, 2007]. I cambiamenti nei tassi di formazione della LSW potrebbero influenzare i volumi delle masse d’acqua piuttosto che un significativo aumento dell’esportazione [Mauritzen e Häkkinen, 1999; Deshayes et al., 2007]. Inoltre, l’esportazione della LSW e il ribaltamento non sono strettamente legati alla formazione di acqua densa; dipendono anche dalla forza della circolazione del giro e dall’efficienza degli scambi di fluido tra l’interno e la corrente di contorno [Spall, 2004; Straneo, 2006; Palter et al., 2008]. Infine, studi Lagrangiani indicano una scarsa connettività dei percorsi della LSW a nord e a sud dei Grandi Banchi [Bower et al., 2009, 2011; Gary et al., 2011], suggerendo che l’effetto della variabilità nel Mare del Labrador sulle anomalie dell’AMOC subtropicale potrebbe essere limitato.Sebbene diversi studi mettano in dubbio la capacità delle anomalie dell’AMOC di propagarsi verso sud dalle regioni di convezione profonda, diverse ricerche propongono un meccanismo alternativo in cui le anomalie arrivano da est, propagandosi verso ovest attraverso le onde barocline di Rossby [te Raa e Dijkstra, 2002; te Raa et al., 2004; Hirschi et al., 2007; Cabanes et al., 2008; Frankcombe e Dijkstra, 2009; Frankcombe et al., 2010; Zanna et al., 2011, 2012; Buckley et al., 2012; Sévellec e Fedorov, 2012]. In questi studi, la variabilità dell’AMOC è legata ad anomalie di galleggiabilità che si muovono verso ovest nel giro subpolare o lungo il confine tra i giri subtropicale e subpolare, raggiungendo infine il confine occidentale. Queste onde di Rossby possono essere generate da forzanti atmosferiche stocastiche del vento e/o della galleggiabilità, integrate lungo le caratteristiche delle onde di Rossby [Frankignoul et al., 1997; Marshall et al., 2001a; Buckley et al., 2012] o possono essere innescate da instabilità baroclinica [Colin de Verdiére e Huck, 1999; Buckley et al., 2012].

Nonostante numerosi studi di modellazione stabiliscano un collegamento tra le anomalie dell’AMOC e le onde di Rossby, tale connessione non è ancora stata confermata osservativamente. Le osservazioni delle onde di Rossby sono per lo più limitate a latitudini subtropicali e a scale temporali da intra-annuali a interannuali, a causa della brevità dei dati osservativi (circa due decenni per l’altezza della superficie del mare) e del tempo più lungo di attraversamento delle onde alle alte latitudini. Analogamente, mancano osservazioni dell’AMOC su scale temporali decennali, e le osservazioni continue sono confinate a 26.5°N. Gli effetti delle onde di Rossby e dei vortici sull’AMOC sono stati esaminati dettagliatamente a 26.5°N attraverso l’uso di altimetria satellitare e profili di altezza dinamica nei punti di ormeggio della rete RAPID [Wunsch, 2008; Kanzow et al., 2009; Clément et al., 2014]. Questi studi indicano che le onde di Rossby (che attraversano l’Atlantico a 26.5°N) influenzano significativamente la variabilità intra-annuale dell’AMOC a questa latitudine, ma hanno un impatto minore su scale temporali interannuali. Tuttavia, la minore incidenza delle onde di Rossby locali su queste scale non esclude che le onde di Rossby remote (ad esempio, quelle che si propagano lungo il confine tra i giri subtropicale e subpolare) possano influenzare l’AMOC su scale decennali.

Nonostante la varietà dei meccanismi proposti per spiegare la variabilità a bassa frequenza dell’AMOC, emergono alcune caratteristiche comuni. Analizzando separatamente i contributi delle anomalie di galleggiabilità ai confini orientale e occidentale (calcolando Ψ_tw nell’equazione (9) ma permettendo variazioni solo in b(xe) o b(xw)), si osserva che le anomalie lungo il confine occidentale hanno un impatto maggiore sulla variabilità geostrofica dell’AMOC [Cabanes et al., 2008; Buckley et al., 2012; Tulloch e Marshall, 2012; Polo et al., 2014]. Quindi, comprendere l’origine delle anomalie di galleggiabilità al confine occidentale è cruciale per decifrare la variabilità dell’AMOC. Inoltre, studi idealizzati [Zanna et al., 2011; Buckley et al., 2012] e modelli di circolazione generale [Danabasoglu, 2008; Zhang, 2008; Biastoch et al., 2008a; Tziperman et al., 2008; Hawkins e Sutton, 2009; Tulloch e Marshall, 2012] identificano il giro subpolare e il confine tra i giri subtropicale e subpolare come le aree chiave per la variabilità decennale dell’AMOC. Ad esempio, Zanna et al. [2012] hanno scoperto che le condizioni iniziali ottimali per generare anomalie dell’AMOC sono caratterizzate da anomalie di galleggiabilità nel giro subpolare, che si amplificano attraverso dinamiche non normali.

Di seguito una spiegazione dettagliata della Figura 9, che esplora la variabilità dell’AMOC e le sue implicazioni nella modellazione climatica:Pannello (a)

• Contenuto: Questo pannello visualizza la media euleriana dell’AMOC (in Sverdrup, unità di flusso volumetrico, rappresentata dai colori) e le relative anomalie (contorni neri) derivanti dai compositi alto (HI) e basso (LO) descritti in seguito.
• Dettagli: Le anomalie sono evidenziate dai contorni neri che delineano le differenze significative tra condizioni di alta e bassa intensità dell’AMOC, mostrando come varia l’intensità dell’AMOC lungo diverse latitudini e profondità.
• Area in evidenza: La scatola grigia segna la regione analizzata, estendendosi tra i 35°N e i 50°N in latitudine e tra i 500 m e i 1800 m di profondità, da cui si estrae l’indice dell’AMOC.

Pannello (b)

• Contenuto: Presenta la serie temporale dell’indice dell’AMOC, calcolato come la media dell’AMOC nella regione specificata nel pannello (a).
• Dettagli: Gli anni sono indicati con simboli diversi (croci e quadrati) che rappresentano anni con valori superiori o inferiori a una deviazione standard rispetto alla media, utilizzati per creare i compositi mostrati negli altri pannelli.

Pannello (c)

• Contenuto: Mostra la mappa composita delle differenze di temperatura media nell’acqua fino a 1 km di profondità, comparando le condizioni HI e LO.
• Dettagli: Le aree ombreggiate di bianco indicano regioni dove le differenze di temperatura non sono statisticamente significative al 95%, suggerendo aree di minore o incerta variazione.

Pannello (d)

• Contenuto: Espone gli spettri di potenza normalizzati per l’indice dell’AMOC (linea rossa) e per la temperatura media (linea nera) nella regione definita nel pannello (c).
• Dettagli: L’area grigia rappresenta l’intervallo di confidenza al 95%, offrendo una visione della variabilità frequenziale e dell’incertezza associata alle misurazioni.

Interpretazione complessiva

La figura esamina in maniera complessa come le variazioni dell’AMOC influenzino le temperature superficiali dell’oceano in un modello climatico. L’analisi spettrale e composita evidenzia i collegamenti tra le fluttuazioni dell’AMOC e le anomalie termiche nell’Atlantico, particolarmente su scale temporali che vanno da intra-annuali a decennali. Attraverso questa analisi, si può osservare come specifiche regioni dell’oceano rispondano a variazioni nel trasporto meridionale dell’acqua, suggerendo aree chiave da monitorare per studi futuri sulla dinamica oceanica e sul cambiamento climatico.

Di seguito una spiegazione dettagliata della Figura 10, che esplora la connessione tra le variazioni termiche nell’Atlantico Nord e la circolazione meridionale atlantica (AMOC):Pannello (a)

• Contenuto: Il pannello (a) visualizza la prima Funzione Ortogonale Empirica (EOF1) della temperatura a 400 metri di profondità (Tsub), espressa in gradi Kelvin (K). Questa rappresentazione cattura il 24.8% della varianza totale della temperatura in questo strato dell’oceano.
• Interpretazione: Le zone colorate in tonalità calde (rossi e gialli) indicano regioni con variazioni positive significative di temperatura, mentre le tonalità fredde (blu e verde) indicano variazioni negative. L’EOF1 evidenzia le principali aree di variabilità termica nell’oceano, mostrando come le temperature variano in modo coeso su vasta scala geografica.
• Area di studio: La mappa copre un’ampia area dell’Atlantico Nord, estendendosi da 25°N a 65°N in latitudine e da 80°W a 20°W in longitudine, includendo regioni chiave per la dinamica oceanica e climatica.

Pannello (b)

• Contenuto: Questo pannello illustra la correlazione tra il primo componente principale (PC1) di Tsub e le variazioni della forza dell’AMOC a tutte le latitudini.
• Asse delle x (ritardo temporale): Il ritardo è misurato in anni (lag) rispetto al PC1 di Tsub, estendendosi da -12 a +12 anni. Questo intervallo temporale permette di esaminare la relazione temporale tra le anomalie termiche e le modifiche nella circolazione oceanica.
• Asse delle y (latitudine): Mostra come la correlazione varia a differenti latitudini lungo l’Atlantico.
• Scala di colori: I colori variano dal rosso, che indica una forte correlazione positiva, al blu, che indica una forte correlazione negativa. Questo schema di colori evidenzia le regioni e i tempi in cui le variazioni di temperatura sono più strettamente collegate alle fluttuazioni nell’AMOC.

Interpretazione Complessiva

La Figura 10 fornisce una rappresentazione visiva di come le variazioni termiche a profondità intermedia nell’Atlantico Nord siano correlate con la forza dell’AMOC, una componente cruciale della circolazione globale che influisce sul clima. L’analisi di EOF1 identifica le aree chiave di variabilità termica, mentre la mappa di correlazione approfondisce la comprensione temporale e spaziale di queste interazioni. I picchi di correlazione positiva mostrano momenti e luoghi in cui un riscaldamento sottostante potrebbe essere sincronizzato con un rafforzamento dell’AMOC, offrendo spunti preziosi per la previsione climatica e la comprensione dei processi oceanici su scala decennale. Questi risultati sono essenziali per modellare e prevedere la risposta climatica a variabili oceaniche e atmosferiche interconnesse.

4.4. Principali Aspetti dell’AMOC Secondo Osservazioni e Modelli Le analisi condotte attraverso l’osservazione dell’AMOC, l’uso di modelli climatici globali (sia accoppiati che esclusivamente oceanici), e valutazioni dello stato dell’oceano hanno portato a diverse conclusioni significative riguardo la variabilità dell’AMOC:

1. Variabilità dell’Intensità dell’AMOC. Le misurazioni dell’AMOC effettuate con array di sensori, i modelli climatici globali e le valutazioni dello stato oceanico confermano che l’AMOC varia considerevolmente su basi intra-annuali e stagionali (circa il 100% del suo valore medio) e presenta minore variabilità su scale interannuali e decennali (dell’ordine di alcuni Sverdrup). Tuttavia, non emergono evidenze di significativi cambiamenti sistematici dell’AMOC negli ultimi 10-50 anni. Le fluttuazioni intra-annuali sono principalmente influenzate dalla variabilità dei venti, che agiscono attraverso i trasporti di Ekman e le anomalie geostrofiche dovute al movimento indotto dal vento delle linee di galleggiamento isopicnali.
2. Coerenza Meridionale dell’AMOC su Scale Temporali Diverse. Gli studi di modellizzazione, le valutazioni dello stato degli oceani e le osservazioni indicano una mancanza di coerenza dell’AMOC tra i giri oceanici subtropicale e subpolare su scale interannuali. Nel giro subtropicale prevale la variabilità interannuale dell’AMOC, mentre nelle regioni subpolari è più marcata la variabilità decennale. Sulle scale temporali decennali, sia i modelli che le valutazioni dello stato mostrano una coerenza meridionale nei modelli di variabilità dell’AMOC.
3. Ruolo Cruciale delle Anomalie di Galleggiabilità nel Margine Occidentale. Studi osservativi, teorici, di modellizzazione e valutazioni dello stato oceanico evidenziano l’importanza delle anomalie di galleggiabilità nella parte superiore dell’oceano (primo chilometro) lungo il margine occidentale nella determinazione della variabilità dell’AMOC. Su scale decennali, queste anomalie di galleggiabilità, coerenti in senso meridionale, sembrano originarsi nel giro subpolare o lungo il confine tra i giri subtropicale e subpolare.

5. Quadro Concettuale per Analizzare la Variabilità Decennale dell’AMOC In questo contesto, esaminiamo l’origine dei modelli di variabilità decennale dell’AMOC che sono grandi e coerenti meridionalmente. Ci focalizziamo particolarmente sulla componente geostrofica, dato che la componente Ekman è influenzata dalla forza dei venti e predomina su periodi temporali più corti. Ad oggi, non è stato ancora definito un meccanismo universalmente accettato per spiegare la variabilità decennale dell’AMOC. Le conoscenze sui possibili meccanismi derivano principalmente dall’analisi dei modelli. Tuttavia, come abbiamo osservato, l’intensità e la frequenza della variabilità dell’AMOC differiscono significativamente tra i vari modelli e le loro configurazioni. Nonostante queste incertezze, ci affidiamo alle caratteristiche ben definite della variabilità dell’AMOC, descritte nella sezione 4.4, per guidare la nostra discussione sui meccanismi plausibili. La variabilità dell’AMOC a bassa frequenza in specifiche latitudini è associata ad anomalie di galleggiabilità lungo il confine occidentale del bacino (punto 3 menzionato precedentemente). I modelli indicano che le anomalie dell’AMOC coerenti in senso meridionale si originano nel giro subpolare e/o lungo il confine tra i giri subtropicale e subpolare (punti 2 e 3). Questi risultati implicano che per comprendere la variabilità decennale dell’AMOC è essenziale capire come le anomalie di galleggiabilità al confine occidentale si possano propagare in direzione meridionale.

5.1. Il Ruolo della Zona di Transizione nel Regolare la Variabilità Decennale dell’AMOC Questa sezione propone l’ipotesi che un accordo sui meccanismi di variabilità decennale dell’AMOC possa essere raggiunto concentrandosi sulla dinamica al margine occidentale della frontiera tra il giro subtropicale e quello subpolare, definita come Zona di Transizione (TZ). Si osserva che le anomalie dell’AMOC raggiungono il loro apice vicino ai 40°N (come illustrato nelle Figure 9 e 10), indicando che questa regione potrebbe essere il luogo d’origine di tali anomalie. Studi di Tulloch e Marshall [2012] hanno evidenziato che in due modelli climatici accoppiati (CM2.1 e CCSM3), la variabilità decennale dell’AMOC è correlata con anomalie termiche nell’oceano superiore (fino a un chilometro di profondità) nella TZ. Le anomalie di galleggiabilità in questa zona fanno parte di un modello su larga scala che circonda il giro subpolare e sembra funzionare come un “pacemaker” per la variabilità dell’AMOC. Con il termine “pacemaker”, ci riferiamo a una regione o un processo che definisce la scala temporale della variabilità, sottolineando come la TZ influenzi la variabilità dell’AMOC su scale decennali. La rilevanza della TZ come elemento chiave nel controllo della variabilità della circolazione nell’Atlantico Nord è un concetto già noto; Rossby [1996] aveva già notato come la variabilità nella TZ, in particolare le fluttuazioni nella forza del Vortice di Mann al cuore della TZ, sia cruciale nel modulare la forza della Corrente Nord Atlantica (NAC). La variabilità di questa zona cruciale si riflette negli indici AMOC frequentemente usati dai modellatori, come (1) le serie temporali della forza dell’AMOC alla latitudine dove si registra il massimo della media dell’AMOC [Knight et al., 2005; Zhang, 2008], (2) le serie temporali del massimo dell’AMOC nell’Atlantico Nord [Delworth et al., 1993; Delworth e Greatbatch, 2000; Mignot e Frankignoul, 2005; Guemas e Salas-Mélia, 2008; Danabasoglu, 2008; Danabasoglu et al., 2012], e (3) le serie del primo componente principale dell’AMOC (generalmente la media annuale o filtrata a bassa frequenza) [Dong e Sutton, 2005; Danabasoglu, 2008; Danabasoglu et al., 2012]. Questi indici tendono a covariare con le anomalie di galleggiabilità nella TZ poiché il massimo della media e della varianza dell’AMOC si trova tipicamente intorno ai 40°N e la variabilità decennale dell’AMOC è strettamente legata alle anomalie di galleggiabilità lungo il confine occidentale.Studi Lagrangiani indicano che la Zona di Transizione (TZ) è un’area cruciale per i percorsi sia di superficie che profondi dell’AMOC. Burkholder e Lozier [2011a] riconoscono la TZ come un punto di biforcazione del flusso superficiale, in quanto contiene percorsi per le acque ricircolate nel giro subtropicale e percorsi di trasporto relativi all’AMOC. Le traiettorie retrospettive vicino alla superficie nel giro subpolare orientale mostrano due vie per le acque che alimentano la regione: un percorso dominante sottomarino da subtropicale a subpolare e un percorso di superficie meno percorso che trasporta acque ricircolate dal giro subpolare occidentale [Burkholder e Lozier, 2014]. È fondamentale che entrambi i percorsi attraversino la TZ, dove avvengono modifiche significative delle temperature dei pacchetti, segnalando trasformazioni notevoli di galleggiabilità in questa regione. Studi Lagrangiani e con traccianti indicano cambiamenti significativi nei percorsi profondi dell’AMOC nella TZ. La maggior parte dei galleggianti, sia reali che simulati nei modelli, dispiegati nella Corrente di Fondo della Parete Ovest (DWBC) vengono distaccati dalla corrente di confine tra il Flemish Cap e la Coda dei Grandi Banchi [Bower et al., 2009, 2011]; Getzlaff e altri [2006] sostengono che l’intensa attività di vortice attorno ai Grandi Banchi sia responsabile del distacco delle acque dalla DWBC. I galleggianti che rimangono nella DWBC alla Coda dei Grandi Banchi, ovvero all’interno della TZ, sono probabilmente destinati a essere esportati nel giro subtropicale tramite la DWBC. Studi con traccianti (ad es., CFC; vedi sezione 2.1) indicano che la TZ è una regione dove l’età dei traccianti nella DWBC aumenta bruscamente, segnalando un’intensa miscelazione di acque di nuova formazione (giovani) con acque più vecchie (Figura 5) [Gary et al., 2012; Rhein et al., 2015]. Questi studi dimostrano che (1) le anomalie di galleggiabilità nella TZ possono essere trasmesse sia al giro subtropicale che a quello subpolare e (2) la TZ non è un semplice condotto passivo per le anomalie di galleggiabilità, poiché in questa regione avvengono significative modifiche delle proprietà delle masse d’acqua.
Poiché le osservazioni decennali dell’AMOC non sono disponibili, il collegamento tra le anomalie AMOC su larga scala e la variabilità nella TZ non può essere stabilito solo tramite osservazioni. Tuttavia, le osservazioni indicano che c’è una significativa variabilità a bassa frequenza della temperatura superficiale del mare (SST), del contenuto di calore oceanico superiore (UOHC), dell’altezza della superficie del mare (SSH) e delle correnti oceaniche nella TZ [Häkkinen e Rhines, 2004; Zhang, 2008; Lumpkin et al., 2008; Häkkinen et al., 2013]. Ad esempio, la Figura 11 mostra la variabilità delle anomalie medie annuali della temperatura a 400 m (T_sub) da un’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (1955–2014) (aggiornata da Zhang [2008]). Si noti l’ampia variabilità di T_sub lungo il percorso del Gulf Stream/NAC e nella TZ. Le fotografie annuali delle velocità zonali assolute attraverso la sezione AR19 (48°N) mostrano anche che la variabilità delle correnti è grande vicino a 45°W nelle vicinanze del Vortice di Mann al cuore della TZ [vedi Lumpkin et al., 2008, Figura 7].
Come ora rivediamo, le anomalie di galleggiabilità nella TZ non sono forzate solo localmente; piuttosto, sono il risultato di una vasta gamma di processi oceanici. Pertanto, la TZ può essere considerata un integratore di processi da regioni disparate dell’Atlantico, una visione che può conciliare vari meccanismi proposti di variabilità dell’AMOC, come le influenze remote della convezione profonda e delle onde di Rossby (vedi sezione 4.3). Molti di questi processi probabilmente giocano un ruolo nel determinare le anomalie di galleggiabilità nella TZ, e i loro ruoli relativi dipendono certamente dalla scala temporale.

Di seguito una spiegazione della Figura 11, che illustra la variabilità delle anomalie della temperatura oceanica a 400 metri di profondità (Tsub) nell’Atlantico Nord:

Parte (a): Presenta la Prima Funzione Ortogonale Empirica (EOF1) delle temperature osservate. L’EOF1 rappresenta il pattern dominante di variazione spaziale nella temperatura tra il 1955 e il 2014. I colori sulla mappa variano da blu scuro a arancione, con i toni blu che indicano valori negativi (temperature inferiori alla media o diminuzioni nel periodo analizzato) e i toni arancioni che rappresentano valori positivi (temperature superiori alla media o aumenti). Questo mostra come certe regioni dell’Atlantico Nord siano più influenzate da cambiamenti di temperatura rispetto ad altre.

Parte (b): Mostra la serie temporale del Primo Componente Principale (PC1) relativo al periodo dal 1955 al 2014, con valori normalizzati. Il PC1 traccia l’evoluzione temporale del pattern spaziale identificato in EOF1, evidenziando come le variazioni di temperatura si siano manifestate nel tempo. Il grafico mostra variazioni notevoli, con alterne fasi di aumento e diminuzione della temperatura. Notiamo una tendenza iniziale al raffreddamento, seguita da una stabilizzazione e, successivamente, da un aumento graduale fino agli anni recenti.

Questa figura fornisce una visione comprensiva di come le temperature nell’Atlantico Nord abbiano subito variazioni significative nel corso del tempo, analizzando sia la distribuzione spaziale di tali variazioni sia la loro traiettoria temporale. Questi dati sono fondamentali per approfondire la nostra comprensione delle dinamiche oceaniche e climatiche nella regione.

5.2. Meccanismi di Generazione delle Anomalie di Galleggiabilità nella Zona di Transizione In questa sezione esploriamo vari processi che contribuiscono alla formazione di anomalie di galleggiabilità nella TZ, tra cui il forzamento atmosferico locale, l’avvezione di anomalie attraverso le correnti medie, la propagazione verso ovest di onde barocliniche di Rossby causate da forze di vento o di galleggiabilità, le anomalie derivanti da cambiamenti nella circolazione oceanica su larga scala, come gli spostamenti del percorso della Corrente del Golfo, e le anomalie trasportate o propagate dalle alte latitudini.

5.2.1. Forzamento Atmosferico Locale È possibile che le anomalie di galleggiabilità nell’oceano superiore nella TZ siano generate da un intenso forzamento atmosferico locale? L'”ipotesi di base” per l’origine delle anomalie della temperatura superficiale del mare (SST) alle medie latitudini sostiene che queste siano il risultato della risposta passiva dell’oceano a un forzamento atmosferico stocastico [Frankignoul e Hasselmann, 1977]. Diverse analisi statistiche [Frankignoul e Hasselmann, 1977; Frankignoul, 1985; Cayan, 1992a, 1992b], modelli dello strato di mescolamento [Seager et al., 2000] e studi sul bilancio termico [Buckley et al., 2014a, 2015] hanno dimostrato che, in molte regioni (soprattutto nei centri dei giri oceanici), le SST sono influenzate principalmente dal forzamento atmosferico stocastico (vedi Figura 7a). La persistenza delle anomalie di SST nel giro subpolare, coerente con strati di mescolamento più profondi in queste aree e la riemersione delle anomalie di SST isolate sotto la termoclina estiva [Alexander e Deser, 1995], supporta questa tesi. Tuttavia, la TZ è un’area dove l’avvezione oceanica risulta probabilmente essere un fattore determinante. Le anomalie dell’UOHC (Contenuto di Calore dell’Oceano Superiore) interannuali a decennali nella regione della Corrente del Golfo sono modulate da cambiamenti nell’avvezione geostrofica oceanica e attenuate dai flussi di calore tra mare e atmosfera [Marshall et al., 2001a; Dong e Kelly, 2004; Dong et al., 2007; Zhai e Sheldon, 2012; Buckley et al., 2014a, 2015] (vedi Figura 7a). Buckley et al. [2014a] hanno specificato che nella TZ, la dinamica oceanica, che comprende l’avvezione geostrofica, i vortici e la diffusione, gioca un ruolo cruciale nel bilancio dell’UOHC (vedi Figura 7b). Pertanto, mentre l’ipotesi di base può spiegare la variabilità dell’UOHC in molte regioni, sembra che i processi oceanici siano particolarmente rilevanti nel definire l’UOHC in questa zona chiave.

5.2.2. Trasporto delle Anomalie di Galleggiabilità mediante le Correnti Medie Oceaniche Le anomalie di galleggiabilità possono essere trasportate nella TZ dalla circolazione oceanica predominante. Tulloch e Marshall [2012] affermano che le anomalie di galleggiabilità nei modelli CCSM3 e CM2.1 si formano lungo il confine tra il giro subtropicale e subpolare e sono trasportate in modo ciclonico dalla circolazione del giro subpolare (vedi Figura 9c). Quando queste anomalie giungono al confine occidentale, influenzano la variabilità dell’AMOC in linea con la relazione del vento termico.

Kwon e Frankignoul [2012] propongono che le anomalie dell’AMOC nel modello CCSM3 derivino da anomalie di galleggiabilità che nascono vicino al confine occidentale e vengono trasportate dalla circolazione del giro subpolare verso il Mare del Labrador. Utilizzando analisi delle temperature superficiali del mare (SST) raccolte mensilmente da osservazioni navali per il periodo 1945-1989, Sutton e Allen [1997] esplorano la prevedibilità della SST nell’Atlantico Nord legata all’avvezione oceanica. I loro studi rivelano correlazioni significative e ritardate tra le SST nella regione di separazione della Corrente del Golfo e le SST lungo il tragitto della Corrente del Golfo/NAC, con anomalie che impiegano circa 5-6 anni per spostarsi dalla separazione della Corrente del Golfo fino alla TZ.

Saravanan e McWilliams [1998] individuano che l’interazione tra modelli atmosferici spazialmente coerenti, ma temporalmente incoerenti, e l’avvezione oceanica può originare scale temporali preferenziali nel sistema atmosfera-oceano attraverso un meccanismo chiamato “risonanza spaziale”. Un pattern atmosferico stazionario con una scala spaziale L produce anomalie di SST che sono trasportate dalla corrente oceanica media V. La scala temporale L/V, scelta dalla risonanza spaziale, è il periodo in cui il forzamento atmosferico rinforza in modo costruttivo le anomalie di SST durante il loro trasporto. Questo meccanismo potrebbe spiegare, per esempio, le estese correlazioni ritardate tra le anomalie di SST lungo il percorso della Corrente del Golfo osservate da Sutton e Allen [1997].

5.2.3. Trasmissione di segnali di galleggiabilità tramite onde barocliniche di Rossby

Come descritto nella sezione 4.3, ricerche di modellizzazione hanno stabilito un collegamento tra la variabilità della circolazione meridionale atlantica (AMOC) e le onde barocliniche di Rossby, secondo quanto riportato in vari studi [te Raa e Dijkstra, 2002; te Raa et al., 2004; Hirschi et al., 2007; Cabanes et al., 2008; Frankcombe e Dijkstra, 2009; Frankcombe et al., 2010; Zanna et al., 2011, 2012; Buckley et al., 2012; Sévellec e Fedorov, 2012]. Questi studi indicano che le anomalie di galleggiabilità, muovendosi verso ovest attraverso il giro subpolare o al confine tra i giri subtropicale e subpolare, raggiungono il confine occidentale vicino alla zona di transizione (TZ) o sue equivalenti idealizzati, influenzando l’AMOC.

Nonostante le limitazioni delle osservazioni dirette dell’AMOC, tranne che a latitudine 26,5°N, gli studi basati su dati osservativi hanno mostrato che i modelli di onde di Rossby, stimolati da anomalie nello stress del vento, riescono a riprodurre la maggior parte delle variazioni dell’altezza della superficie del mare (SSH) e della profondità della termoclina rilevate da mareografi [Sturges e Hong, 1995], dati idrografici [Sturges et al., 1998; Schneider e Miller, 2001], e altimetria satellitare [Fu e Qui, 2002; Qiu, 2002; Qiu e Chen, 2006]. Tuttavia, queste analisi sono prevalentemente confinate a regioni subtropicali e a scale temporali che variano da intra-annuali a interannuali. Le osservazioni evidenziano un incremento delle ampiezze delle onde di Rossby procedendo verso ovest, con ampiezze maggiori osservate a ovest della dorsale medio-atlantica rispetto a est [Chelton e Schlax, 1996; Challenor et al., 2001; Osychny e Cornillon, 2004], in particolare dove il Gulf Stream interagisce con le caratteristiche geomorfologiche come il pendio continentale, i Seamounts della Nuova Inghilterra e la dorsale di Terranova. Chelton e Schlax [1996] suggeriscono che la dorsale medio-atlantica possa amplificare o generare onde di Rossby, mentre Osychny e Cornillon [2004] identificano una fonte primaria di queste onde nel settore occidentale dell’Atlantico Nord, specificamente a sud-est delle Grandi Banchi, dove interazioni tra il Gulf Stream/NAC e la corrente di profondità occidentale dell’Atlantico (DWBC) con la dorsale di Terranova sono particolarmente significative.

In conclusione, i modelli di studio indicano che le onde barocliniche di Rossby, specialmente lungo il confine tra i giri subtropicale e subpolare, sono centrali nella variabilità decennale dell’AMOC. Sebbene ci siano prove che attestano l’importanza delle onde di Rossby nelle variazioni di SSH e dell’altezza della termoclina, la mancanza di osservazioni estese su tempi decennali e la limitazione delle osservazioni continue a 26,5°N rendono complesso valutare il loro impatto sulla variabilità a bassa frequenza dell’AMOC.

5.2.4. Oscillazioni e Variazioni del Percorso della Corrente del Golfo

Le modifiche nel percorso della Corrente del Golfo provocano significative anomalie termiche lungo il suo fronte. Le forze di spinta del vento e di galleggiabilità, insieme all’interazione della Corrente del Golfo con la Corrente di Contorno Profondo Occidentale (DWBC), sono fattori determinanti. Studi e modelli [Frankignoul et al., 2001; Joyce e Zhang, 2010; Sasaki e Schneider, 2011] hanno evidenziato come spostamenti verso nord (o verso sud) del percorso della Corrente del Golfo si traducano in un riscaldamento (o raffreddamento) significativo della temperatura della superficie marina (SST) lungo il fronte della Corrente (vedi Figura 12). Questi cambiamenti nel percorso della Corrente del Golfo si riflettono nei pattern dominanti di variabilità della SST su scala interannuale e decennale [vedi Joyce e Zhang, 2010, Figura 3], con importanti anomalie nella zona di transizione (TZ).

Diversi processi influenzano la traiettoria della Corrente del Golfo. Secondo le teorie fondamentali, la variazione nella circolazione del giro oceanico è causata dall’integrazione della forza stocastica atmosferica (tipicamente la forza del vento) lungo le caratteristiche delle onde di Rossby [Frankignoul et al., 1997]. Anomalie nel curl dello stress del vento legate a fasi positive (negative) dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) inducono l’accelerazione di un giro anticitlonico (citlonico) intergyre anomalo [Marshall et al., 2001a] e creano anomalie di galleggiabilità nelle aree chiave precedentemente menzionate [Zhai e Sheldon, 2012]. È atteso che le anomalie SST seguano scale temporali decennali, congruenti con i tempi di attraversamento delle onde di Rossby di primo modo baroclinico.

Le analisi, sia attraverso osservazioni [Joyce et al., 2000; Frankignoul et al., 2001] che modelli [de Coëtlogon et al., 2006; Sasaki e Schneider, 2011], confermano che gli spostamenti verso nord (o sud) della Corrente del Golfo sono correlati con le fasi positive (negative) della NAO, in linea con quanto teorizzato da Marshall et al. [2001a]. Tuttavia, la scala temporale di tali risposte non è uniforme tra i vari studi, in parte perché molti ricercano correlazioni ritardate tra la posizione della Corrente del Golfo e l’indice NAO in momenti specifici [es., Frankignoul et al., 2001], piuttosto che considerare l’integrazione della NAO durante il tempo di attraversamento delle onde di Rossby. Altri processi non inclusi nel modello semplice di Marshall et al. [2001a], come la dissipazione, l’instabilità, la forza di galleggiabilità, e l’interazione con la batimetria, possono anche giocare un ruolo cruciale nella definizione della variabilità del percorso della Corrente del Golfo. Le osservazioni e i modelli indicano che le onde di Rossby hanno difficoltà a traversare il giro a latitudini medie e elevate a causa del loro lento tempo di attraversamento (decennale) e della potenziale instabilità delle onde [LaCasce e Pedlosky, 2004; Isachsen et al., 2007].Le variazioni nel percorso della Corrente del Golfo possono essere il risultato di forze atmosferiche stocastiche che si integrano su una regione più ristretta vicino al confine occidentale, e il tempo dominante può essere dettato dal tempo di smorzamento. Per esempio, Sasaki e Schneider [2011] hanno scoperto che la posizione della Corrente del Golfo in un modello che risolve i vortici segue l’NAO con un ritardo di circa 2 anni, attribuendo questo ritardo alla propagazione verso ovest delle ondulazioni dell’asse del getto dalla parte centrale alla parte occidentale del giro.

La forza di galleggiabilità potrebbe anche influenzare la variabilità del percorso della Corrente del Golfo. Un raffreddamento lungo il percorso della Corrente del Golfo causa un rafforzamento del getto e uno spostamento verso sud-est del percorso di separazione [Nurser e Williams, 1990]. Frankignoul et al. [2001] sostengono che la rapida reazione (ritardo di un anno) del percorso della Corrente del Golfo alla forzatura dell’NAO è dovuta alla forza di galleggiabilità sopra i giri di ricircolo. In modo simile, Häkkinen e Rhines [2004] propongono che il modo predominante di variabilità dell’SSH nell’Atlantico Nord, costituito da anomalie lungo il percorso della Corrente del Golfo e anomalie di polarità opposta sopra il giro subpolare nord/occidentale, sia legato alla forza di galleggiabilità sul giro subpolare.

Numerosi studi di modellazione indicano che la presenza della Corrente di Contorno Profondo Occidentale (DWBC) influisce sulla separazione della Corrente del Golfo dalla costa e sul suo percorso successivo verso l’interno [Thompson e Schmitz, 1989; Spall, 1996; Zhang e Vallis, 2007]. L’estensione ciclonica del vortice di fondo indotta da una DWBC in discesa a sud delle Grandi Banchi porta alla formazione di un giro di ricircolo ciclonico a nord, alla separazione della Corrente del Golfo dalla costa a valle di Cape Hatteras e quindi a un percorso più meridionale della Corrente del Golfo [Zhang e Vallis, 2007]. La relazione tra la DWBC e il percorso della Corrente del Golfo ha portato all’ipotesi che le deviazioni meridionali della Corrente del Golfo possano essere indotte da variazioni nella forza della DWBC. Studi osservativi e di modellazione [Peña Molino e Joyce, 2008; Joyce e Zhang, 2010; Toole et al., 2011; Peña Molino et al., 2012; Zhang, 2008; Joyce e Zhang, 2010] hanno trovato che gli spostamenti verso sud della Corrente del Golfo sono associati a una DWBC più forte, con cambiamenti nella DWBC che precedono i cambiamenti nella Corrente del Golfo di diversi mesi [Joyce e Zhang, 2010].

Mentre gli spostamenti nel percorso della Corrente del Golfo sono un meccanismo efficace per generare anomalie di galleggiabilità a causa dei grandi gradienti di galleggiabilità lungo il fronte, alcuni studi hanno suggerito che le variazioni nella forza dei giri subtropicali e subpolari siano cruciali nella creazione di anomalie della SST atlantica, inclusi il tripolo dell’NAO [Schneider e Fan, 2012] e l’AMV [Häkkinen et al., 2011b, 2013]. Un indebolimento dei giri subtropicali e subpolari, guidato da cambiamenti nel curl dello stress del vento, permette una maggiore penetrazione delle acque calde subtropicali nel giro subpolare [Häkkinen e Rhines, 2004; Hátún et al., 2005; Häkkinen e Rhines, 2009; Häkkinen et al., 2011a]. L’estensione meridionale delle circolazioni dei giri è strettamente correlata con l’NAO, e le modulazioni nella forza media dei giri sembrano associate a cambiamenti nei blocchi tra la Groenlandia e l’Europa occidentale [Häkkinen et al., 2011b].

Di seguito una spiegazione della Figura 12, che analizza la correlazione tra il percorso della Corrente del Golfo e le anomalie di temperatura della superficie del mare (SST) durante i mesi invernali:Parte (a): Indice del Percorso della Corrente del Golfo

• Definizione: L’indice mostrato rappresenta le anomalie di temperatura a 200 metri lungo il percorso medio della Corrente del Golfo, calcolate utilizzando la componente principale principale (PC), come definito da Joyce et al. [2000].
• Visualizzazione: Il grafico a barre mostra le variazioni annuali per i mesi di gennaio, febbraio e marzo (JFM). Le barre blu indicano anomalie positive, suggerendo che la Corrente del Golfo si è spostata verso nord, mentre le barre rosse indicano anomalie negative, suggerendo uno spostamento verso sud.

Parte (b): Regressione delle Anomalie SST

• Analisi Temporale: Questa mappa visualizza come le temperature della superficie del mare rispondono a variazioni nel percorso della Corrente del Golfo con un anno di ritardo. Ciò implica un’analisi di come cambiamenti nel percorso della Corrente possano influenzare le temperature marine l’anno seguente.
• Rappresentazione delle Anomalie: Le anomalie di SST sono esposte in gradi Celsius e calcolate basandosi su due deviazioni standard della serie temporale di PC. Le zone contornate rappresentano aree che cadono quasi esclusivamente all’interno del livello di confidenza del 90%, secondo il test t di Student.
• Dettagli Aggiuntivi: Il tracciato nero spesso indica il percorso medio della Corrente del Golfo. Le linee nere più sottili mostrano le isoterme medie di JFM per 6°C, 8°C e 10°C.

Considerazioni Generali

• Implicazioni degli Spostamenti: Un movimento verso nord della Corrente del Golfo, rappresentato dalle barre blu, tende a essere associato con un incremento delle temperature SST l’anno successivo, come mostrato dalle zone rosse nella mappa. Al contrario, uno spostamento verso sud, indicato dalle barre rosse, tende a corrispondere a un abbassamento delle temperature SST.
• Significato Climatico: Questi spostamenti della Corrente del Golfo possono avere un impatto significativo sul clima regionale, influenzando sia le condizioni meteorologiche che gli ecosistemi marini e costieri nell’Atlantico Nord-occidentale.

Questa figura fornisce un’utile rappresentazione visiva di come i cambiamenti nel percorso della Corrente del Golfo possano essere legati a significative variazioni climatiche nella regione.

5.2.5. Modifiche nella Convezione Profonda e Formazione delle Masse d’Acqua

Le trasformazioni nella convezione e nella formazione di masse d’acqua possono indurre anomalie di galleggiabilità in luoghi remoti, inclusa la zona di transizione (TZ). Vari studi osservativi cercano di mappare anomalie di galleggiabilità, vorticità potenziale e variazioni dello spessore degli strati dall’Oceano Labrador fino alle aree entro la Corrente di Contorno Profondo Occidentale (DWBC) basandosi sulla latitudine. Le analisi delle proprietà dell’acqua lungo la Linea W, a sud-est di Cape Cod, evidenziano un notevole cambiamento tra novembre 2001 e aprile 2008, e la configurazione di queste anomalie è in linea con le osservazioni registrate nell’Oceano Labrador tra 4 e 9 anni prima [Peña Molino et al., 2011]. Curry et al. [1998] e van Sebille et al. [2011] sostengono che le anomalie di temperatura, salinità e spessore dell’acqua del Labrador Sea Water (LSW) osservate a profondità intermedie vicino a Bermuda possano essere ricondotte a variazioni nell’Oceano Labrador risalenti a 5-9 anni prima, anche se le correlazioni non risultano statisticamente significative nel lavoro di van Sebille et al. [2011]. In contrasto, Bower et al. [2009] e Lozier et al. [2013] evidenziano l’assenza di una connessione diretta della DWBC a nord e a sud delle Grandi Banchi, proponendo che l’effetto dei cambiamenti nella DWBC subpolare sulla circolazione subtropicale potrebbe essere limitato. La maggior parte delle traiettorie Lagrangiane (di boe) che partono dalla DWBC a 50°N finiscono per entrare nelle acque interne in varie zone attorno alle Grandi Banchi. Le traiettorie retrospettive delle boe che raggiungono la Linea W (69°O) indicano che poche traiettorie superano il nord delle Grandi Banchi; la maggior parte della DWBC nel giro subtropicale trasporta acque che ricircolano nel giro di ricircolazione settentrionale. Benché questi studi suggeriscano differenti coerenze meridionali delle anomalie tra le regioni subtropicali e subpolari, entrambi rilevano che la TZ è probabilmente una regione fortemente influenzata dalla variabilità dei giri subtropicali e subpolari.

5.2.6. Il Ruolo della Salinità

Recenti osservazioni hanno evidenziato notevoli cambiamenti nella salinità del giro subpolare negli ultimi decenni [Holliday, 2003]. Una teoria propone che un indebolimento dei giri subtropicale e subpolare, scaturito da modifiche nel curl dello stress del vento (descritto nella sezione 5.2.4), faciliti l’infiltrazione di acque subtropicali calde e salate nel giro subpolare [Häkkinen e Rhines, 2004; Hátún et al., 2005; Lozier e Stewart, 2008; Häkkinen e Rhines, 2009; Burkholder e Lozier, 2011a; Häkkinen et al., 2011a, 2011b, 2013]. L’effetto di questi cambiamenti di salinità sulla circolazione meridionale di rivolgimento dell’Atlantico (AMOC) è ancora oggetto di studio.

Nell’analizzare il contributo della salinità alle anomalie di galleggiabilità, è importante considerare i seguenti punti:

1. La salinità ha un impatto maggiore nella creazione di anomalie di galleggiabilità nel giro subpolare (freddo) rispetto a quello nei tropici/subtropici (caldi).
2. La formazione di ghiaccio e il conseguente rilascio di salamoia aumentano la salinità, mentre lo scioglimento del ghiaccio la riduce.
3. Mentre le anomalie di temperatura della superficie del mare (SST) a bassa frequenza sono generalmente mitigate dai flussi di calore aria-mare, i flussi di acqua dolce non sono influenzati dalla salinità della superficie del mare (SSS). Di conseguenza, le anomalie di SSS a bassa frequenza tendono a essere meno smorzate rispetto a quelle di SST.

Una questione fondamentale è determinare se per comprendere la variabilità dell’AMOC sia essenziale un’equazione di stato che consideri sia la temperatura che la salinità, oppure se sia sufficiente considerare una singola variabile come la galleggiabilità. Alcuni modelli idealizzati dimostrano oscillazioni dell’AMOC anche solo con un’equazione di stato a variabile singola [Welander, 1967; Greatbach e Zhang, 1995; Chen e Ghil, 1996; Huck et al., 1999]. Altri studi idealizzati, invece, indicano che la variabilità dell’AMOC dipende da un’equazione di stato a due componenti [Welander, 1986; Delworth et al., 1993; Griffies e Tziperman, 1995; Dong e Sutton, 2005]. Ad esempio, Griffies e Tziperman [1995] hanno scoperto che le differenti scale temporali di smorzamento di temperatura e salinità sono cruciali per la variabilità dell’AMOC in un modello idealizzato a cassa. Un AMOC rafforzato incrementa il trasporto di sale e calore verso la regione di affondamento. Le anomalie di salinità riducono la galleggiabilità in questa regione, creando un feedback positivo sull’AMOC (feedback di avvezione della salinità), mentre le anomalie di temperatura aumentano la galleggiabilità, fornendo un feedback negativo (feedback di avvezione della temperatura). Tuttavia, le anomalie di temperatura sono inizialmente smorzate, ritardando il feedback negativo e causando un’oscillazione nell’intensità dell’AMOC.

Le oscillazioni dell’AMOC nei modelli esclusivamente oceanici sono spesso condizionate dai tipi di condizioni al contorno impostate per la temperatura e la salinità (restaurative, flusso fisso, o miste) [Arzel et al., 2006].È ampiamente dimostrato che la salinità influisce significativamente sull’AMOC media: la maggiore salinità dell’Atlantico rispetto al Pacifico è cruciale per la circolazione di rivolgimento profondo nell’Atlantico [Ferreira et al., 2010]. A causa di uno smorzamento meno intenso, le anomalie di salinità assumono un ruolo preponderante nella variabilità dell’AMOC su scale temporali estese [Deshayes et al., 2014]. Per esempio, Delworth e Zeng [2012] indicano che le anomalie di salinità provenienti dall’Oceano Australe influenzano la variabilità dell’AMOC su un arco centenario nel modello GFDL CM2.1. Vellinga e Wu [2004] sostengono che la variabilità centenaria dell’AMOC nel modello accoppiato del Hadley Centre versione 3 (HadCM3) sia il risultato delle interazioni tra l’AMOC, la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) e le anomalie di salinità nei tropici.

Numerosi studi hanno investigato il peso relativo della temperatura e della salinità nell’indurre anomalie di galleggiabilità in aree ritenute cruciali per la variabilità decennale dell’AMOC. Nei modelli accoppiati GFDL [Delworth et al., 1993; Tulloch e Marshall, 2012], HadCM3 [Dong e Sutton, 2005], modello climatico dell’Institut Pierre-Simon Laplace [Msadek e Frankignoul, 2009] e CCSM4 [Danabasoglu et al., 2012], le anomalie di galleggiabilità nelle zone di convezione sono attribuite principalmente alle anomalie di salinità, derivanti dalla convergenza del trasporto salino attraverso le correnti oceaniche. Invece, nel modello accoppiato dell’Istituto Max Planck per la Meteorologia [Zhu e Jungclaus, 2008], le anomalie di galleggiabilità nel Mare del Labrador sono principalmente causate da anomalie di temperatura, con minori anomalie di salinità che compensano. Nel modello CCSM3, temperatura e salinità contribuiscono in modo pressoché equivalente alla densità nel Mare del Labrador e sono quasi in fase [Danabasoglu, 2008], sebbene sia importante notare che ampiezza e fase dei contributi di temperatura e salinità alle anomalie di densità variano notevolmente a seconda della regione analizzata. Tulloch e Marshall [2012] hanno mostrato che nel CM2.1 e nel CCSM3, le anomalie di galleggiabilità nella TZ derivano principalmente da anomalie di temperatura, con minori anomalie di salinità che agiscono da compensazione.

5.3. Trasmissione Meridionale delle Anomalie di Galleggiabilità

Per generare anomalie coerenti della Circolazione Meridionale Atlantica di Ritorno (AMOC) su scala meridionale, è necessario un meccanismo efficace per la trasmissione delle anomalie di galleggiabilità. Abbiamo identificato la Zona Temporanea (TZ) come un’area critica per questa trasmissione, diversamente da quanto la maggior parte degli studi precedenti ha ipotizzato, focalizzandosi sulle aree di convezione profonda. Due principali meccanismi sono stati suggeriti per la comunicazione meridionale delle anomalie di galleggiabilità, e quindi dell’AMOC: (1) l’advezione lenta delle anomalie di galleggiabilità tramite la corrente media del Deep Western Boundary Current (DWBC) o attraverso vie interne e (2) la rapida propagazione meridionale delle anomalie attraverso onde di confine, come documentato in letteratura [es. Kawase, 1987; Johnson e Marshall, 2002a].

Le ricerche osservative che hanno monitorato le anomalie di galleggiabilità lungo il confine occidentale rispetto alla latitudine hanno generalmente rilevato una propagazione lenta, indicando che queste anomalie si trasmettono via advezione. Dato il limitato numero di osservazioni, i tempi di advezione sono calcolati identificando il ritardo che ottimizza la correlazione tra le anomalie in una data regione, come il Mare del Labrador, e le località a valle nel DWBC, come la Linea W [Peña Molino et al., 2011] e le sezioni a 48°N, 36°N, e 24°N [Curry et al., 1998; Koltermann et al., 1999; van Sebille et al., 2011]. Da questi ritardi si inferisce una velocità, presupponendo che tale velocità rimanga costante lungo il percorso del DWBC. Questi studi indicano velocità di dispersione dell’ordine di pochi centimetri al secondo. Ulteriori metodi come l’uso di tracciatori e di traiettorie lagrangiane offrono stime più precise dei tempi di advezione. L’età dei tracciatori, derivata dai CFC (vedi Figura 5 e Sezione 2.1), e i tempi di transito delle particelle lagrangiane suggeriscono tempi di circa 30 anni per il tragitto delle acque dal Mare del Labrador fino alle regioni subtropicali. Nonostante le velocità medie di dispersione siano dell’ordine di alcuni centimetri al secondo, si osservano notevoli variazioni regionali. Le velocità di dispersione risultano molto inferiori rispetto alle velocità misurate all’interno del DWBC, che si attestano sui 10-20 cm s⁻¹ [es. Johns et al., 1993; Schott et al., 1993; Fischer et al., 2015]. Queste velocità di dispersione inferiori alle attese possono riflettere l’influenza dei giri di ricircolazione indotti dai vortici, generati dalle instabilità del sistema del Gulf Stream/NAC [Lozier et al., 1997; Lozier, 1999; Gary et al., 2011].Studi teorici e modelli idealizzati spesso attribuiscono un ruolo cruciale alle onde di confine nella trasmissione verso sud della variabilità dell’AMOC, come evidenziato in diversi studi [Kawase, 1987; Johnson e Marshall, 2002a, 2002b; Deshayes e Frankignoul, 2005; Schloesser et al., 2012]. Queste anomalie di galleggiabilità lungo il confine occidentale innescano onde di confine che si muovono rapidamente verso sud dal giro subpolare fino all’equatore, procedendo verso est lungo l’equatore e risalendo i confini orientali in entrambi gli emisferi. Lungo il percorso, le anomalie di pressione si riducono con la latitudine, mantenendo invariate le anomalie di trasporto, risultando in anomalie pressorie minime al raggiungimento della regione equatoriale. Poiché l’energia viene dispersa attraverso le onde di Rossby, non si verifica un rinforzo delle anomalie di pressione lungo il confine orientale, mantenendole limitate; di conseguenza, l’equatore funge da moderatore nella variabilità dell’AMOC [Johnson e Marshall, 2002a, 2002b]. Anche se tradizionalmente si ritiene che la propagazione lungo i confini oceanici e l’equatore sia dovuta alle onde di Kelvin, Marshall e Johnson [2013] hanno dimostrato che le onde di Kelvin sono rilevanti solo per periodi inferiori a pochi mesi, mentre su tempi più lunghi la propagazione avviene tramite onde di Rossby, corte e lunghe, lungo i confini occidentali e orientali rispettivamente.

In parallelo, la letteratura mostra che l’importanza relativa dell’advezione e delle onde di confine nel trasmettere i segnali dell’AMOC nei modelli di circolazione globale (GCM) varia a seconda del modello utilizzato. Alcuni studi sui GCM rilevano notevoli ritardi temporali tra le anomalie di galleggiabilità/AMOC nel giro subpolare e quelle nei subtropici, suggerendo che i processi advettivi siano responsabili della comunicazione meridionale delle anomalie di galleggiabilità [Marotzke e Klinger, 2000; Zhang, 2010a; Buckley et al., 2012]. Al contrario, altri studi confermano che le anomalie di galleggiabilità si propagano rapidamente in linea con le previsioni teoriche sulle onde di confine [Biastoch et al., 2008a]. Studi come quelli di Kohl [2005] e Heimbach et al. [2011] hanno analizzato le sensibilità adjoint dell’AMOC a perturbazioni e hanno scoperto che le anomalie di galleggiabilità che si spostano velocemente lungo i confini giocano un ruolo chiave nella trasmissione dei segnali dell’AMOC in funzione della latitudine. Getzlaff et al. [2005] e Zhang [2010a] hanno osservato che il ruolo relativo di advezione e onde di confine varia con la latitudine, con le anomalie dell’AMOC che si muovono a velocità advettive nel giro subpolare e più velocemente, tramite onde di confine, nel giro subtropicale (vedi Figura 10). Marshall e Johnson [2013] hanno inoltre mostrato che la velocità delle onde di confine potrebbe dipendere dal modello, essendo inversamente proporzionale alla larghezza dello strato limite, spiegando così la vasta gamma di velocità di comunicazione meridionale osservate nei modelli. Questa variabilità mette in discussione l’uso comune delle velocità dei segnali per distinguere tra comunicazione meridionale attraverso advezione e onde di confine.

Mentre le ricerche precedenti si sono concentrate soprattutto sulla comunicazione meridionale originata dalle aree di convezione profonda, le indagini effettuate attraverso metodi Euleriani e Lagrangiani rivelano modifiche nella comunicazione meridionale nella Zona Temporanea (TZ). Come illustrato nella sezione 5.1, le ricerche Lagrangiane evidenziano che la maggior parte dei galleggianti collocati nella Corrente di Limite Ovest del Bacino Atlantico (DWBC) si separano dalla corrente principale tra il Flemish Cap e la Coda dei Grandi Banchi [Bower et al., 2009, 2011]. Gli studi tramite traccianti dimostrano che la TZ rappresenta una zona in cui si verifica un incremento repentino dell’età dei traccianti nella DWBC (vedi Figura 5), segno di un’intensa mescolanza di acque nuove (giovani) con quelle più anziane [Gary et al., 2012; Rhein et al., 2015]. Analogamente, gli studi Euleriani indicano significativi cambiamenti nella potenza della DWBC in questa area: Dengler et al. [2006] hanno registrato un trasporto medio della DWBC del LSW (acqua di mare del Labrador) di circa −17 Sv a 56°N, mentre Schott et al. [2006] hanno rilevato un trasporto di soli −7 Sv a 43°N. Queste ricerche suggeriscono che eventuali anomalie originate nelle zone di convezione profonda vengono probabilmente modificate in modo significativo prima di giungere al giro subtropicale. Al contrario, è probabile che le anomalie presenti nella DWBC all’interno della TZ vengano trasportate al giro subtropicale.

Fino ad ora, abbiamo esaminato i modelli di variabilità decennale dell’AMOC originati nell’Atlantico Nord. È tuttavia essenziale analizzare questi modelli alla luce di altre fonti di variabilità dell’AMOC che emergono al di fuori dell’Atlantico Nord.

Dong et al. [2011] hanno evidenziato che i cambiamenti dell’AMOC a 34°S sono principalmente una risposta agli scambi tra oceani, in particolare con l’Oceano Pacifico e l’Indiano. Biastoch et al. [2008a], utilizzando un modello oceanico che incorpora un sistema di nidificazione bidirezionale per risolvere la dinamica mesoscala nella regione di Agulhas, hanno dimostrato che il flusso di Agulhas funge da fonte di variabilità decennale dell’AMOC. Le fluttuazioni a bassa frequenza nella profondità della termoclina, che hanno origine nella regione di Agulhas, si propagano attraverso l’Atlantico Sud sotto forma di onde di Rossby e proseguono lungo il confine occidentale nell’Atlantico Nord come onde costiere di Kelvin. Il segnale di trasporto dell’AMOC decennale risultante si attenua gradualmente spostandosi da sud verso nord, ma l’ampiezza nel tropico atlantico è comparabile a quella delle anomalie dell’AMOC originarie dell’Atlantico Nord. Biastoch et al. [2009] osservano che gli spostamenti polari dei venti occidentali, legati ai cambiamenti climatici [Kushner et al., 2001; Thompson e Solomon, 2002; Marshall, 2003; Fu et al., 2006], provocano un incremento della perdita di Agulhas; tuttavia, gli impatti significativi sull’AMOC su scale decennali sono limitati all’Atlantico Sud [Biastoch e Böning, 2013]. Delworth e Zeng [2012] suggeriscono che la variabilità centennale dell’AMOC nel modello CM2.1 sia collegata alla propagazione secolare delle anomalie di salinità dall’Oceano Meridionale all’Atlantico subpolare Nord.

Numerosi studi hanno investigato il ruolo dei cambiamenti nei venti sull’Oceano Meridionale nel modulare l’intensità dell’AMOC. Mentre la formazione di acqua densa è considerata la “spinta” che muove l’AMOC, il “tiro” del rimescolamento di questa acqua densa in superficie è necessario per mantenere la circolazione [Sandström, 1908; Visbeck, 2007]. Gran parte dell’acqua densa formata nell’Atlantico Nord risale adiabaticamente lungo le isopicnali che affiorano nell’Oceano Meridionale, spinta dai venti occidentali di questa regione [Toggweiler e Samuels, 1995; Gnanadesikan, 1999; Marshall e Speer, 2012]. Aumentare la forza dei venti sull’Oceano Meridionale e/o spostarli verso il polo incrementa l’upwelling guidato da Ekman, e quindi l’AMOC [Delworth e Zeng, 2008; Klinger e Cruz, 2009; Wei et al., 2012]. Tuttavia, i cambiamenti nei flussi di eddy verso il polo compensano largamente il trasporto di Ekman verso l’equatore nell’Oceano Meridionale [Marshall e Radko, 2003; Abernathey et al., 2011], e di conseguenza, la risposta dell’AMOC ai venti dell’Oceano Meridionale è relativamente modesta [Hallberg e Gnanadesikan, 2006; Farneti et al., 2010; Farneti e Delworth, 2010; Farneti e Gent, 2011; Gent e Danabasoglu, 2011; Bryan et al., 2013; Gent, 2015].

Occorrono molti decenni, fino a un secolo o più, affinché la circolazione meridionale dell’Atlantico Nord risponda ai cambiamenti nei venti dell’Oceano Meridionale. Pertanto, sembra improbabile che la variabilità intrinseca dei venti, come il Modo Annulare del Sud che presenta uno spettro quasi bianco, possa indurre cambiamenti decennali nell’AMOC. Di conseguenza, i venti dell’Oceano Meridionale probabilmente giocano un ruolo nei cambiamenti dell’AMOC su scale temporali più lunghe, inclusa la risposta dell’AMOC ai cambiamenti climatici antropogenici [Spence et al., 2009; Spooner et al., 2013], ma non per i cambiamenti decennali nell’AMOC, che sono il nostro focus qui.

5.5. Riassunto

La variabilità decennale dell’AMOC è influenzata dalle anomalie di galleggiabilità osservate lungo il confine occidentale, vicino alla zona TZ, un’area caratterizzata da significative anomalie di galleggiabilità a bassa frequenza (come illustrato nelle Figure 6c, 11 e 12b). Come esposto nella sezione 5.2, numerosi processi possono contribuire alla generazione di tali anomalie in questa regione cruciale, tra cui il forzamento atmosferico locale, l’advezione tramite le correnti oceaniche prevalenti, le onde di Rossby barocliniche che si propagano verso ovest, variazioni nel percorso della Corrente del Golfo, e anomalie trasportate e/o propagate dall’esterno dell’Atlantico del Nord. Il forzamento atmosferico stocastico svolge un ruolo preponderante in tutti questi meccanismi di variabilità. I processi oceanici contribuiscono alla memoria del sistema e, interagendo con l’atmosfera, modulano lo spettro della variabilità atmosferica. È importante notare che anche le modifiche nell’AMOC e i relativi cambiamenti nella convergenza del trasporto di calore dell’Atlantico (OHT) potrebbero influenzare attivamente la formazione di anomalie di galleggiabilità in questa area critica. Tuttavia, è necessario valutare l’importanza di questo meccanismo nel contesto degli innumerevoli altri processi che contribuiscono alle anomalie di galleggiabilità in questa regione complessa.

6. L’AMOC e la Variabilità e Prevedibilità del Clima

6.1 Impatto dell’AMOC e dell’AMV sull’Atmosfera

L’AMOC influisce sul clima attraverso il suo ruolo nella variabilità del trasporto di calore oceanico (OHT), del trasporto di calore atmosferico (AHT), della temperatura superficiale del mare (SST) e dei flussi di calore tra aria e mare. Come descritto nelle sezioni 2.3 e 3.2, l’AMOC è fondamentale per modulare la variabilità dell’OHT nell’Atlantico. Su scale temporali estese, le variazioni di OHT si riflettono in cambiamenti della SST e nei flussi energetici tra aria e mare, influenzando così l’atmosfera.

Bjerknes, nel 1964, teorizzò che su scale decennali, le anomalie di OHT vengono compensate dalle anomalie di AHT. Le premesse principali di questa ipotesi di compensazione di Bjerknes sono: (1) i tassi di cambiamento del calore immagazzinato nell’oceano sono così limitati da poter essere ignorati, una supposizione che diventa sempre più pertinente su scale temporali pluri-decennali, e (2) i flussi radiativi alla cima dell’atmosfera rimangono sostanzialmente invariati.

Studi di Shaffrey e Sutton nel 2006 e di van der Swaluw e collaboratori nel 2007 hanno esaminato le ipotesi e i meccanismi alla base della compensazione di Bjerknes, scoprendo che nelle extratropici settentrionali le anomalie decennali di AHT sono fortemente anticorrelate con quelle di OHT nell’Atlantico. Inoltre, hanno osservato che le modifiche dell’OHT sono legate alla variabilità dell’AMOC. Durante i periodi di intenso trasporto di calore verso i poli, si verifica una riduzione dei gradienti di SST meridionali, che porta a una diminuzione della baroclinicità atmosferica e dell’attività dei vortici, risultando in un calo dell’AHT. Tuttavia, è importante notare che la compensazione di Bjerknes non si verifica nei tropici, poiché i cambiamenti nell’OHT meridionale sono legati a significative variazioni dei flussi radiativi alla sommità dell’atmosfera.

Inoltre, considerando che le parti vicine alla superficie delle circolazioni di ribaltamento atmosferico e oceanico possono essere viste come la deriva di Ekman associata allo stesso stress superficiale, si prevede che AHT e OHT nei tropici varino insieme, come indicato da Held nel 2001.L’AMOC è frequentemente considerato il principale responsabile delle variazioni a bassa frequenza delle temperature superficiali del mare (SST) osservate nel bacino atlantico, come dimostrato dall’AMV. Tuttavia, è necessario ancora quantificare in modo preciso i contributi relativi della forzatura atmosferica, della dinamica oceanica e degli impatti esterni, sia antropogenici che vulcanici (vedi sezione 2.4). L’AMV esercita un’influenza significativa sia sul clima regionale che globale, influenzando le temperature in Nord America ed Europa [Collins e Sinha, 2003; Sutton e Hodson, 2005; Pohlmann et al., 2006; Ting et al., 2011], le precipitazioni negli Stati Uniti [Patricola et al., 2013] e nel Sahel africano [Folland et al., 1986; Zhang e Delworth, 2006; Ting et al., 2011], così come la frequenza e l’intensità degli uragani atlantici [Knight et al., 2006; Zhang e Delworth, 2006]. Se l’AMV è veramente il risultato delle variazioni dell’AMOC, allora l’AMOC assume un ruolo cruciale nella determinazione della variabilità climatica a scala regionale e globale su periodi decennali.

Per evidenziare l’impatto globale potenziale dell’AMV, la Figura 13 illustra (a) l’asimmetria nella media zonale della temperatura troposferica e (b) la media globale delle precipitazioni in funzione delle variazioni temporali dell’AMV (come mostrato in Figura 6a). In condizioni di AMV particolarmente elevata, la troposfera dell’emisfero nord presenta temperature insolitamente alte, e la Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) si sposta più a nord rispetto alla sua posizione media annuale. Questi impatti non sono limitati all’Atlantico, ma hanno una portata globale. I modelli di temperatura e precipitazione associati all’AMV sono quelli previsti da un aumento della forza dell’AMOC e del trasporto di calore meridionale (OHT) [Chiang e Bitz, 2005; Zhang e Delworth, 2005; Kang et al., 2008, 2009; Zhang, 2010c]. Le variazioni nelle SST atlantiche, soprattutto nei tropici, sono tra le prove più convincenti che l’AMV sia direttamente correlata ai cambiamenti emisferici nel trasporto di calore oceanico e atmosferico.

Di seguito una spiegazione della spiegazione della Figura 13, che mostra l’impatto dell’indice di variabilità multidecadale dell’Atlantico (AMV) sul clima globale:

Pannello (a) – Anomalie della temperatura atmosferica media zonale con asimmetria emisferica

Questo grafico mostra le anomalie della temperatura atmosferica su diverse latitudini e altitudini (espressa in hPa), rivelando come l’AMV positivo influenzi il riscaldamento o il raffreddamento atmosferico in modo asimmetrico tra gli emisferi. Le aree in rosso rappresentano temperature superiori alla media, mentre le aree in blu rappresentano temperature inferiori alla media. La variazione di temperatura attraverso gli emisferi suggerisce risposte climatiche significativamente diverse innescate da variazioni nell’AMV.

Pannello (b) – Anomalie delle precipitazioni associate a un AMV positivo

In questa mappa, le anomalie di precipitazione sono rappresentate su scala globale, con il marrone che indica un incremento delle precipitazioni e il verde una diminuzione. Il grafico evidenzia l’impatto diretto di un AMV positivo sui modelli di precipitazione, con effetti particolarmente notevoli nelle regioni continentali.

Pannello (c) – Media zonale delle anomalie di precipitazione

Il grafico lineare illustra le anomalie medie zonali delle precipitazioni lungo diverse latitudini. La linea tratteggiata blu mostra la posizione media annuale della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), e l’area ombreggiata rappresenta l’intervallo di confidenza. Questo pannello mette in luce gli spostamenti dell’ITCZ e le modifiche nelle precipitazioni associati a un AMV positivo, mostrando come queste variazioni si distribuiscano lungo le latitudini.

In conclusione, la Figura 13 illustra gli effetti di un indice AMV elevato su temperatura e precipitazioni a livello mondiale, dimostrando come variazioni nelle temperature superficiali dell’Atlantico possano influenzare i pattern climatici sia locali che globali. Questi dati sono cruciali per capire le interazioni complesse tra oceanografia e climatologia e le loro ripercussioni su scala mondiale.

6.2 Previsione dell’AMOC e dei Correlati Segnali Climatici

L’attenzione della comunità scientifica sull’AMOC e la realizzazione di reti di osservazione dedicate sono motivate dal desiderio di utilizzare la conoscenza dello stato dell’Atlantico Settentrionale per arricchire i sistemi di previsione climatica da stagionali a decennali per il Nord America e l’Europa [vedi, per esempio, Sutton e Hodson, 2005; Collins et al., 2006; Latif e Keenlyside, 2011]. Inoltre, monitorare l’AMOC potrebbe funzionare come un sistema di allerta precoce per i cambiamenti futuri nelle SST e più in generale nel sistema climatico, anche se attualmente manca la capacità di fare previsioni precise sull’AMOC [Hawkins e Sutton, 2008]. Comunque, come descritto in questa analisi, l’array RAPID e gli studi successivi hanno mostrato che su una scala temporale intra-annuale, l’AMOC presenta notevoli variazioni (vedi punto 1 nella sezione 4.4). Queste fluttuazioni sono direttamente collegate ai venti locali (trasporti di Ekman e sollevamenti indotti dai venti degli isopicnali) e perciò mostrano scarsa coerenza meridionale (vedi punto 2 nella sezione 4.4) e limitata prevedibilità. Non è altresì evidente che su tali brevi scale temporali, l’AMOC e il relativo trasporto di calore oceanico atlantico (OHT) influenzino le variazioni delle SST e l’atmosfera soprastante (vedi sezione 2.4). Su scale temporali più estese (da interannuali a decennali), le variazioni dell’AMOC sono minori (dell’ordine di 1 Sv) e correlate al campo di densità oceanica, che cambia lentamente e conserva una memoria significativa. Sono queste le scale temporali in cui l’AMOC e la variabilità dell’OHT atlantico potrebbero influenzare le SST e di conseguenza l’atmosfera superiore (vedi sezione 2.4). Tuttavia, è meno evidente in che misura la prevedibilità dell’AMOC possa essere utilizzata per prevedere le variabili meteorologiche terrestri. Questo perché l’accoppiamento tra atmosfera e oceano alle medie latitudini è molto più debole rispetto ai tropici.

Queste tematiche vengono esplorate attraverso due domande correlate:

1. L’AMOC ha una prevedibilità intrinseca e, se sì, quali sono i suoi orizzonti di prevedibilità? Come si compara la prevedibilità dell’AMOC a quella delle SST o del contenuto di calore oceanico superiore (UOHC)?
2. È possibile sfruttare la prevedibilità dell’AMOC e/o delle SST atlantiche per migliorare la previsione di variabili atmosferiche come temperatura dell’aria e precipitazioni?

Prevedibilità dell’AMOC su Scala Stagionale e Pluriennale

La serie temporale dell’AMOC rilevata dal progetto RAPID a 26,5°N costituisce una fonte di dati osservativi fondamentale per valutare previsioni e retrovisioni dell’AMOC da una prospettiva stagionale a pluriennale. Tuttavia, come precedentemente discusso, l’AMOC mostra una significativa variabilità intra-annuale principalmente legata alle fluttuazioni dei venti locali, il che limita la sua prevedibilità [Sinha et al., 2013]. Le ricerche che hanno tentato di prevedere le anomalie dell’AMOC su tali scale temporali hanno prodotto risultati variabili, con opinioni contrastanti sulla possibilità di ottenere previsioni affidabili. Secondo Matei et al. [2012a], esiste una correlazione misurabile tra le anomalie osservate e quelle modellate del trasporto medio mensile dell’AMOC per periodi fino a 4-5 anni, suggerendo una certa capacità predittiva che sembra derivare principalmente dalla componente dell’AMOC nel Mid-Ocean superiore, influenzata dalle variazioni di densità est-ovest e dominata dalle dinamiche del margine orientale [Chidichimo et al., 2010; Kanzow et al., 2010]. Al contrario, Vecchi et al. [2012] sostengono che tali risultati predittivi potrebbero essere influenzati dalla predominanza del ciclo stagionale sul periodo di osservazione relativamente breve, mettendo in discussione l’efficacia di tali previsioni rispetto a quelle basate sul ciclo stagionale stesso.

Data la breve durata della serie temporale AMOC di RAPID, che copre solo un decennio, mancano dati sufficienti per valutare previsioni dell’AMOC su scala decennale. Di conseguenza, sono stati adottati due approcci principali: l’utilizzo di modelli “perfetti” e previsioni inizializzate. In aggiunta, modelli statistici, come quelli inversi lineari e di regressione basati su dati osservativi o su integrazioni di modelli climatici accoppiati, sono stati impiegati per esplorare la prevedibilità della SST e dell’AMOC [Zanna, 2012; Wunsch, 2013; Branstator et al., 2012; Branstator e Teng, 2012; DelSole et al., 2013; Branstator e Teng, 2014].

Nel contesto del modello perfetto, viene generato un vasto insieme di simulazioni introducendo lievi perturbazioni casuali nelle condizioni iniziali atmosferiche del modello per valutare la coerenza delle traiettorie dei membri dell’ensemble con quella del modello originale, non perturbato. Questi studi indicano una potenziale prevedibilità dell’AMOC estendibile da diversi anni a decenni [Griffies e Bryan, 1997a, 1997b; Collins e Sinha, 2003; Pohlmann et al., 2004; Collins et al., 2006; Hawkins e Sutton, 2008; Msadek et al., 2010]. È importante notare che il livello di prevedibilità dipende dallo stato iniziale dell’AMOC [Msadek et al., 2010; Hermanson e Sutton, 2010]. Tuttavia, l’applicabilità di tali esperimenti è limitata dal modello specifico utilizzato e dall’assunzione di una perfetta conoscenza delle condizioni iniziali oceaniche, evidenziando così solo la prevedibilità potenziale piuttosto che quella realizzabile con le attuali reti di osservazione oceanica. Alcuni studi hanno tentato di superare queste limitazioni integrando osservazioni limitate a specifiche aree geografiche [Dunstone e Smith, 2010].Le osservazioni condotte nei primi 2 km di profondità dell’oceano, specialmente nel giro subpolare del Nord Atlantico, si rivelano essenziali per l’inizializzazione del sistema di previsione dell’AMOC; in contrasto, lo stato iniziale dell’atmosfera ha un impatto limitato (come illustrato nelle Figure 14b e 14c). Le previsioni basate su modelli inizializzati tramite queste osservazioni offrono la possibilità di esaminare la prevedibilità dell’AMOC in condizioni più vicine alla realtà. Nonostante ciò, un ostacolo significativo è rappresentato dalla tendenza dei modelli, una volta inizializzati con dati osservativi, a regredire verso le proprie climatologie di base. Questo fenomeno, noto come deriva del modello, può essere mitigato attraverso l’inizializzazione delle anomalie, che avvicina il modello alla propria climatologia di riferimento [Smith et al., 2007; Keenlyside et al., 2008; Pohlmann et al., 2009; Robson et al., 2012; Kröger et al., 2012]. Alternativamente, la deriva può essere stimata utilizzando ensemble di modelli e successivamente eliminata durante l’elaborazione dei dati [CLIVAR 2011; Yeager et al., 2012].

Dato che le osservazioni dirette dell’AMOC su scale temporali decennali non sono disponibili, le previsioni vengono confrontate con ri-analisi oceaniche generate dallo stesso modello [Kröger et al., 2012; Tiedje et al., 2012] o con stime dello stato oceanico “indipendenti” [Pohlmann et al., 2009, 2013]. Se da un lato le ri-analisi modello-dipendenti mostrano un alto grado di “prevedibilità potenziale”, dall’altro le stime indipendenti offrono un metodo di valutazione autonomo, anche se la prevedibilità risulta compromessa dagli errori sia nei modelli di previsione sia nelle stime di stato oceanico di riferimento. Alcuni sistemi di previsione inizializzati identificano una prevedibilità dell’AMOC da interannuale a decennale [Keenlyside et al., 2008], mentre altri mostrano scarse capacità predittive oltre la mera persistenza o un trend [Pohlmann et al., 2009; Kröger et al., 2012]. Tali discrepanze sono influenzate dal modello impiegato, dalle tecniche di inizializzazione e dai metodi di verifica delle previsioni.

Inoltre, la prevedibilità dell’AMOC e del trasporto di calore dell’Atlantico varia notevolmente in base alla latitudine, con potenziale prevedibilità di 3-5 anni nei centri dei giri e scarsa prevedibilità ai loro confini [Tiedje et al., 2012].

In conclusione, prevedere la variabilità dell’AMOC su scale da intra-annuale a interannuale si rivela un compito più arduo rispetto alle previsioni decennali, a causa della maggiore dipendenza dalla capacità di prevedere le variazioni nel campo dei venti su tali scale [Sinha et al., 2013]. Questo compito è reso particolarmente difficile dalla natura casuale degli eddies sinottici alle medie latitudini. È inoltre incerto che su scale temporali così brevi, l’AMOC e il suo trasporto di calore associato si manifestino nella variabilità della SST e influenzino l’atmosfera sovrastante. Al contrario, su scale decennali, le variazioni dell’AMOC sono legate al campo di densità che varia lentamente e, di conseguenza, tendono ad essere più prevedibili. Inoltre, su queste scale temporali, è più probabile che la SST e forse l’atmosfera sovrastante siano influenzate dall’oceano, piuttosto che viceversa.Con l’evoluzione dei sistemi di previsione meteorologica da brevi a lunghi periodi temporali, l’importanza della dinamica oceanica diventa sempre più significativa. Per tale motivo, proponiamo che le misure della temperatura superficiale del mare (SST) e del contenuto di calore dell’oceano superiore (UOHC) siano più indicative per gli studi di prevedibilità rispetto alle variazioni dell’AMOC [ad esempio, Smith et al., 2007; Pohlmann et al., 2009; Yeager et al., 2012; e altri]. Infatti, l’UOHC, riflettendo l’integrazione dei flussi di calore tra aria e mare e dei trasporti oceanici, non subisce le stesse anomalie di trasporto ampie ma spesso non rilevanti generate dai venti istantanei, che influenzano la variabilità dell’AMOC.

Dalle analisi di lunghe serie storiche effettuate con nove modelli climatici accoppiati (GCM), si osserva che la prevedibilità media annuale dell’AMOC, che si estende a circa un decennio, è inferiore rispetto a quella dell’UOHC dell’Atlantico del Nord, a causa dell’elevata variabilità ad alta frequenza dell’AMOC [Branstator e Teng, 2014]. Pohlmann et al. [2009] dimostrano che un modello accoppiato inizializzato con lo stato GECCO è capace di fare previsioni affidabili della SST e dell’UOHC dell’Atlantico Nord su scale temporali da interannuali a decennali, mentre le previsioni dell’AMOC superano appena la persistenza smorzata per circa 5 anni. Questo suggerisce una preferenza per SST e UOHC come metriche di prevedibilità, essendo queste variabili meglio vincolate dalle osservazioni rispetto all’AMOC e quindi più accurate per valutare le previsioni.

Ritornando alla questione se le osservazioni della circolazione oceanica, in particolare dell’AMOC, possano servire da allarme precoce per futuri cambiamenti della SST e impatti climatici, il monitoraggio dell’AMOC è spesso giustificato dall’ipotesi che le sue variazioni possano anticipare quelle di SST e UOHC. Questo potrebbe conferire una certa prevedibilità a queste ultime, grazie ai ritardi temporali, nonostante la difficoltà di prevedere accuratamente l’AMOC stesso. Tuttavia, districare il segnale dell’AMOC rilevante per il clima dalle variazioni guidate dai venti locali è complicato, specialmente considerando l’insufficienza del record osservativo. Nonostante ciò, se la Zona di Transizione (TZ) gioca un ruolo cruciale nella variabilità a bassa frequenza dell’AMOC, come discusso, monitorare e prevedere le anomalie di UOHC in questa regione potrebbe essere fondamentale sia per prevedere la variabilità climatica dell’AMOC sia per la variabilità decennale della SST nell’intero Atlantico Nord. La rilevanza del monitoraggio del giro subpolare per le previsioni dell’AMOC è stata evidenziata in diverse ricerche passate, sottolineando come specifici indicatori di variabilità dell’AMOC possano essere utilizzati per prevedere le sue fluttuazioni interannuali.

La Figura 14 illustra i risultati di tre esperimenti con modelli accoppiati idealizzati, progettati per indagare la prevedibilità dell’AMOC (Circolazione Meridionale di Riversamento Atlantica) a una latitudine di 30°N e una profondità di 1000 metri. Gli esperimenti differiscono per il tipo e la quantità di dati utilizzati per inizializzare i modelli:

1. (a) atmos + full ocean: In questo scenario, l’AMOC è stata prevista utilizzando una conoscenza completa e istantanea di tutti i parametri atmosferici e oceanici.
2. (b) atmos + top 2km ocean: Qui, la previsione si basa sui dati medi mensili relativi alla temperatura e alla salinità dell’oceano fino ai primi 2000 metri, integrati con informazioni atmosferiche quali pressione superficiale (registrata ogni 6 ore), venti tridimensionali e temperatura potenziale.
3. (c) no atmos + top 2km ocean: Questo grafico mostra le previsioni dell’AMOC utilizzando solamente i dati medi mensili di temperatura e salinità degli strati oceanici superiori fino a 2000 metri, senza includere alcuna informazione atmosferica.

Elementi visivi comuni nei grafici:

• La linea nera indica l’evoluzione dell’AMOC nel modello di controllo, considerata come la “verità” di riferimento.
• Le linee colorate spesse rappresentano la media delle previsioni generate da diverse date di inizio, evidenziando la media degli ensemble.
• Le linee sottili corrispondono all’intervallo di confidenza del 90%, che riflette la variabilità tra i diversi membri dell’ensemble.

L’analisi conclusiva dei tre grafici rivela che l’accuratezza delle previsioni dell’AMOC, valutata attraverso l’errore quadratico medio, è comparabile tra i tre scenari. Questo risultato implica che specificare i soli dati di temperatura e salinità negli strati superiori dell’oceano fino a 2000 metri è sufficientemente informativo per prevedere l’evoluzione dell’AMOC a questa latitudine. Questa osservazione è di grande rilevanza per la modellazione climatica, suggerendo che i dettagli atmosferici potrebbero non essere essenziali quanto quelli oceanici per previsioni precise a questa scala.

Utilizzo della Prevedibilità Oceanica per Migliorare le Previsioni Atmosferiche

Nel contesto delle scale temporali stagionali e interannuali, l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e i blocchi atmosferici sono considerati i principali influenzatori del clima dell’Atlantico Nord e delle aree terrestri limitrofe. Tradizionalmente, si ritiene che l’NAO sia influenzata principalmente da processi interni all’atmosfera, e i sistemi di previsione attuali mostrano scarse capacità nel prevederla. Tuttavia, un sistema di previsione accoppiato in fase di sviluppo presso l’Ufficio Metereologico del Regno Unito ha dimostrato una certa abilità nel prevedere l’NAO invernale partendo da dati iniziali di novembre [Scaife et al., 2011, 2014]. Le analisi sugli inverni eccezionalmente freddi e con NAO negativa del 2009-2010 suggeriscono che in certi periodi l’NAO potrebbe essere più sensibile alle anomalie della temperatura superficiale del mare (SST), piuttosto che essere guidata unicamente da processi atmosferici interni. Studi che hanno utilizzato un modello atmosferico alimentato da anomalie della SST osservate hanno indicato che, sebbene la SST dell’Atlantico Nord non abbia contribuito significativamente all’instaurarsi del NAO negativo e del freddo inverno 2009-2010, ha avuto un ruolo nelle fasi negative dell’NAO nei mesi di novembre e dicembre 2010 [Maidens et al., 2013; Buchan et al., 2014]. Si pensa che la riemersione di anomalie locali della SST abbia favorito la formazione di un pattern di SST che ha sostenuto la persistenza del pattern negativo dell’NAO [Taws et al., 2011; Buchan et al., 2014; Blaker et al., 2015].

Nonostante si creda che la circolazione oceanica abbia un impatto modesto sulla SST e sulla circolazione atmosferica su queste scale temporali, alcuni studi hanno proposto audacemente che la riduzione temporanea dell’intensità dell’AMOC, osservata dalla rete RAPID nel 2009/2010, abbia causato un raffreddamento dell’Atlantico subtropicale e, di conseguenza, abbia influito sull’insolitamente freddo inverno successivo nell’Europa settentrionale [Maidens et al., 2013; Cunningham et al., 2013; Bryden et al., 2014]. Questi risultati, ancora non confermati da altri centri di previsione, potrebbero modificare radicalmente la percezione attuale della prevedibilità climatica a medie latitudini e il ruolo dell’oceano in tale contesto se venissero confermati nel tempo.

Su una scala decennale, vi sono forti evidenze che la variabilità della circolazione oceanica, inclusa l’AMOC, giochi un ruolo cruciale nel determinare le anomalie della SST, influenzando così una vasta gamma di altre variabili climatiche come la temperatura dell’aria superficiale, le precipitazioni e i venti. Ad esempio, Pohlmann et al. [2009] hanno scoperto che la prevedibilità della temperatura dell’aria superficiale è generalmente maggiore sopra gli oceani, in particolare nelle regioni con elevata prevedibilità della SST, come l’Atlantico Nord. L’importanza delle anomalie della SST è evidente anche negli impatti quantificabili dell’inizializzazione oceanica sugli esperimenti di previsione decennale. L’inizializzazione dei modelli accoppiati con le anomalie osservate della SST può portare a notevoli miglioramenti nelle previsioni decennali per l’Atlantico Nord, il Nord America, l’Europa occidentale e il Nord Africa [Keenlyside et al., 2008; Müller et al., 2012, 2014].

Conclusione e Prospettive Future

L’AMOC è un acronimo che rappresenta una descrizione semplificata, media per zona, della circolazione tridimensionale e variabile nel tempo dell’Oceano Atlantico. L’Atlantico è considerato il bacino oceanico più complesso, caratterizzato da un’interazione affascinante tra flussi guidati da vento e galleggiamento, nonché correnti e mescolamenti. Come abbiamo osservato, sia la media che la variabilità della dinamica dell’AMOC riflettono questa complessità intrinseca e rimangono non completamente comprese. Tuttavia, grazie a programmi di osservazione come il progetto RAPID e a modelli di risoluzione, complessità e accuratezza sempre maggiori, sono emerse alcune caratteristiche salienti dell’AMOC e della sua variabilità:

1. Non sono stati rilevati cambiamenti sistematici significativi nell’AMOC negli ultimi 50 anni, sebbene l’AMOC mostri notevole variabilità su scale temporali intra-annuali e stagionali, talvolta pari alla media. La variabilità su scale da interannuali a decennali è invece più contenuta e non mostra trend significativi.
2. La componente Ekman dell’AMOC è predominante su scale temporali brevi, mentre la componente geostrofica, che riflette i contrasti di densità est-ovest all’interno del bacino, prevale su scale da interannuali a decennali. Le anomalie di galleggiabilità nel primo chilometro dell’oceano, nella zona di transizione al termine del Gulf Stream vicino alle Grand Banks, sembrano svolgere un ruolo cruciale nella variabilità decennale dell’AMOC.
3. Su scale temporali brevi, la coerenza meridionale dell’AMOC è limitata al campo dei venti, mentre su scale temporali più lunghe, come quelle decennali, l’AMOC dimostra una coerenza meridionale crescente.
4. I fattori che influenzano l’AMOC variano notevolmente a seconda della scala temporale considerata. Mentre i venti sono determinanti su scale brevi, su scale decennali sembra che l’AMOC sia influenzata dalle anomalie di galleggiabilità che affluiscono nella zona di transizione. Quest’area è un crocevia per le masse d’acqua provenienti da diverse regioni dell’Atlantico, coinvolgendo numerosi processi. Non è quindi sorprendente che la variabilità decennale dell’AMOC mostri notevoli differenze tra i vari modelli e persino all’interno dello stesso modello a seguito di cambiamenti nei parametri.

Nonostante la sua presenza nel relativamente piccolo bacino dell’Atlantico, l’AMOC svolge un ruolo fondamentale nel sistema climatico globale. Ad esempio, si crede che la posizione media della Zona di Convergenza Intertropicale nell’emisfero nord sia influenzata dal trasporto di calore attraverso l’equatore operato dall’AMOC. Questa circolazione è cruciale anche per il trasporto di calore e carbonio antropogenico dagli strati superficiali verso gli oceani più profondi, influenzando così la direzione e il ritmo dei cambiamenti climatici. Su scala decennale, la variabilità dell’AMOC è associata a variazioni di bassa frequenza nelle temperature superficiali dell’Atlantico, conosciute come Oscillazione o Variabilità Multidecennale Atlantica, che hanno numerose conseguenze per la variabilità climatica delle regioni circostanti.

Questi impatti sul clima sono forti stimoli per indagare la prevedibilità dell’AMOC e le scale temporali su cui tale prevedibilità può essere estesa. Prevedere le variazioni dell’AMOC su scale intra-annuali a interannuali risulta estremamente difficile, data la natura imprevedibile delle tensioni del vento a medie latitudini, dominate da sistemi sinottici caotici. Curiosamente, nonostante le difficoltà, la prevedibilità dell’AMOC su scala decennale e i relativi segnali climatici sembrano avere una base meccanicistica più solida, rappresentando una prospettiva allettante, anche se questa possibilità deve ancora concretizzarsi. A sostegno dell’importanza di prevedere l’AMOC, alcuni studi hanno ipotizzato che la recente fase di stallo nel riscaldamento globale della temperatura superficiale terrestre (poco riscaldamento dal 1998) sia dovuta a variazioni nella circolazione dell’oceano Atlantico [Tung e Zhou, 2013; Chen e Tung, 2014; Steinman et al., 2015]. Altri studi, tuttavia, attribuiscono un ruolo maggiore al Pacifico [Trenberth e Fasullo, 2013; Trenberth et al., 2014; England et al., 2014] o a cambiamenti nelle forzature esterne [Solomon et al., 2010, 2011; Kaufmann et al., 2011], mentre altri ancora sostengono che la pausa nelle temperature SST potrebbe essere un artefatto dovuto a distorsioni nei dati [Karl et al., 2015]. Inoltre, Meehl et al. [2014] sostengono che la pausa sarebbe stata prevedibile se le previsioni decennali fossero state effettuate nel 1998.

La comprensione e la potenziale previsione della variabilità climatica interna, inclusa quella dell’AMOC, potrebbero quindi aiutare a realizzare proiezioni climatiche precise su scala globale. Infine, proprio come il programma RAPID ha guidato la comunità verso una comprensione più profonda della variabilità oceanica dell’Atlantico Nord, nuovi programmi di osservazione mirati ad altri componenti dell’AMOC stanno ora venendo pianificati e implementati [Cunningham e Marsh, 2010; Srokosz et al., 2012; Blunden e Arndt, 2013]. Una rete pilota è stata recentemente dispiegata nell’Atlantico del Sud a 34,5°S [Meinen et al., 2013]. Misurare l’AMOC e la sua variabilità a questa latitudine potrebbe migliorare la comprensione della stabilità dell’AMOC e delle sue connessioni con altri bacini oceanici. Un array nel Nord Atlantico subpolare è stato installato nell’estate del 2014 come parte del programma Overturning in the Subpolar North Atlantic. Questo sistema, che si estende dal Labrador alla costa scozzese, mira a fornire un registro continuo dei flussi trasversali di calore, massa e acqua dolce dell’intera colonna d’acqua, a determinare i percorsi delle acque di deflusso e, in combinazione con altre reti di osservazione, a valutare la coerenza meridionale dell’AMOC.

Glossario

• AHT: trasporto di calore atmosferico.
• AMOC: Circolazione Meridionale di Riversamento dell’Atlantico.
• AMV: Variabilità Multidecennale Atlantica.
• CCSM3, CCSM4: Modello del Sistema Climatico Comunitario, versioni 3 e 4.
• CFC: clorofluorocarburi.
• CMIP5: Progetto di Interconfronto dei Modelli Accoppiati, versione 5.
• CM2.1: Modello Accoppiato GFDL, versione 2.1.
• DWBC: Corrente di Confine Occidentale Profonda.
• EMIC: modelli del sistema terrestre di complessità intermedia.
• ECCO: Stima della Circolazione e del Clima dell’Oceano.
• FWT: trasporto di acqua dolce.
• GCM: modello di circolazione generale.
• GECCO: Stima tedesca della Circolazione e del Clima dell’Oceano.
• GRACE: Esperimento per il Recupero della Gravità e del Clima (satellite).
• HadCM3: Modello Accoppiato del Centro Hadley, versione 3.
• HadISST: set di dati della temperatura del mare e del ghiaccio marino del Centro Hadley.
• ITCZ: Zona di Convergenza Intertropicale.
• IPCC: Panello Intergovernativo sul Cambiamento Climatico.
• LSW: Acqua del Mare del Labrador.
• MLD: profondità dello strato misto.
• MOC: Circolazione Meridionale di Riversamento.
• MOCHA: Rete di Riversamento Meridionale e Flusso di Calore.
• NAC: Corrente dell’Atlantico Nord.
• NADW: Acqua Profonda dell’Atlantico Nord.
• NAO: Oscillazione Nord Atlantica.
• NH: Emisfero Nord.
• OHT: trasporto di calore oceanico.
• RAPID: Cambiamento Climatico Rapido.
• SSH: altezza della superficie del mare.
• SST: temperatura della superficie del mare.
• SH: Emisfero Sud.
• TZ: zona di transizione.
• UOHC: contenuto di calore dell’oceano superiore.

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/2015RG000493