Reconstructing the summer North Atlantic Oscillation back to 1706

5. Ricostruzione dell’Oscillazione del Nord Atlantico Estiva fino al 1706

a. Ricostruendo la SNAO

Dai dati strumentali, siamo in grado di ricostruire il comportamento dell’Oscillazione del Nord Atlantico Estiva (SNAO) negli ultimi 150 anni. Tuttavia, è di grande interesse accertare se la variabilità multidecennale osservata esistesse anche in epoche più remote. In particolare, si sono mai verificati in precedenza i valori elevati e persistenti dell’indice SNAO degli ultimi decenni? Utilizzando le registrazioni degli anelli degli alberi, abbiamo ampliato l’indice SNAO di ulteriori 150 anni nel passato.

Gli alberi, specialmente le conifere, che crescono vicino ai limiti della loro distribuzione nella regione del nodo meridionale della SNAO, sono sensibili alle condizioni climatiche durante la stagione di crescita, ovvero l’estate (per esempio, Briffa et al. 2004). Esiste una varietà di risposte alla crescita degli alberi in relazione al clima nell’Europa nord-occidentale, a seconda dell’ambiente in cui crescono (altitudine, tipo di suolo, inclinazione ecc.). Generalmente, a causa della vicinanza dell’Oceano Atlantico Settentrionale, il principale fattore limitante la crescita è rappresentato dalle alte temperature estive, particolarmente a latitudini e altitudini maggiori: le precipitazioni sono generalmente abbondanti durante la stagione di crescita, mentre le estati sono relativamente fresche e brevi. Tuttavia, è possibile che gli alberi in ambienti più asciutti e continentali possano subire periodi di siccità durante anni particolarmente caldi o asciutti, e un’eccessiva nevicata invernale può influenzare la crescita dell’anno successivo (ad esempio, Vaganov et al. 1999). I dati degli anelli degli alberi della regione, soprattutto dalla Scandinavia, sono stati principalmente impiegati per ricostruire le temperature, ma anche le precipitazioni, degli ultimi centinaia o migliaia di anni (per esempio, Briffa et al. 2004; Helama e Lindholm 2003; Gouirand et al. 2007). La possibilità di utilizzare i dati degli anelli degli alberi per ricostruire caratteristiche atmosferiche su larga scala è stata precedentemente dimostrata, per esempio per la modalità invernale della NAO (Cook et al. 1998, 2002). Dato che la SNAO è associata a significative variazioni climatiche interannuali in questa regione, ci si aspetta un legame tra la variabilità della SNAO e i modelli di crescita degli alberi.Abbiamo analizzato oltre 100 serie di dendrocronologia (ampiezza degli anelli e densità massima del legno tardivo) provenienti dalla regione per determinare la loro associazione con la SNAO osservata. Abbiamo utilizzato dati dendrocronologici standardizzati, dove esponenziali negativi o rette con inclinazione zero o negativa sono stati impiegati su ciascuna serie di anelli degli alberi per eliminare gli effetti dell’invecchiamento e per mantenere il segnale a bassa frequenza (Fritts 1976). Sono state trovate correlazioni altamente significative tra la crescita degli alberi e la SNAO nel nord della Gran Bretagna e nel centro e nord della Norvegia, con correlazioni positive in Gran Bretagna e nell’interno della Norvegia e correlazioni negative sulla costa occidentale norvegese, come previsto dai modelli di correlazione mostrati nelle Figure 4a e 6a. Inoltre, le correlazioni più forti (superiori a 0.4) sono state riscontrate in Gran Bretagna. Complessivamente, circa 20 cronologie hanno indicato forti associazioni con la SNAO, benché la durata delle singole cronologie vari da 130 a oltre 1000 anni. Poiché il nostro obiettivo era ricostruire la SNAO per gli ultimi tre secoli, sono state selezionate per ulteriori analisi quelle sette cronologie che risalivano al 1700 o prima (Tabella 2). È stata condotta un’analisi delle componenti principali sul periodo 1706-1976 e utilizzata per definire la varianza comune a tutte le cronologie. Per ricostruire l’indice SNAO, è stato impiegato un modello di regressione lineare, con la SNAO osservata come variabile dipendente e le componenti principali significative degli anelli degli alberi come variabili indipendenti. Il modello è stato inizialmente tarato usando metà dei dati strumentali disponibili, riservando i dati rimanenti per la verifica. Di conseguenza, il periodo 1850-1912 è stato utilizzato per la taratura e il 1913-1976 per la verifica. Successivamente, la procedura è stata invertita. Il modello finale, derivato dalla regressione sull’intero periodo 1850-1976, è stato utilizzato per ricostruire l’indice SNAO fino al 1706 (Tabella 3).L’indice ricostruito della Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO) si allinea bene con quello osservato (vedi Figura 10), sebbene non riesca a riprodurre l’ampiezza della variabilità ad alta frequenza osservata. Si osserva una correlazione leggermente più forte tra gli indici della SNAO ricostruiti e quelli osservati su scala interannuale (r = 0,61) rispetto a quella su scala decennale o interdecennale (r = 0,51). In generale, tuttavia, l’evoluzione della SNAO dal 1850 è ben rappresentata. Un’analisi più approfondita (non illustrata) suggerisce che la ricostruzione è in realtà meno precisa per periodi vicini ai 10 anni, e mostra migliori risultati su periodi multidecennali superiori ai 25 anni. La ricostruzione completa (Figura 10b) evidenzia una chiara variabilità multidecennale nel lasso di tempo 1706–1976 e una tendenza verso valori più positivi della SNAO nella parte più recente del record.

b. Confronto dell’Oscillazione Nord Atlantica Estiva Ricostruita con la Temperatura dell’Inghilterra Centrale e le Precipitazioni in Inghilterra e Galles

Abbiamo effettuato un confronto tra la ricostruzione dell’indice SNAO (Oscillazione Nord Atlantica Estiva) e quella della media delle temperature di luglio e agosto del CET (Central England Temperature) (Manley 1974; Parker et al. 1992; Parker e Horton 2005). Il CET rappresenta la serie più lunga al mondo di registrazioni strumentali mensili di temperature superficiali, ed è stata accuratamente omogeneizzata. Questo fornisce quindi un’opportunità unica per confrontare la SNAO con le temperature per un arco di tre secoli, con quasi 150 anni di dati indipendenti dal periodo di calibrazione e verifica del proxy della SNAO. La Figura 11, come previsto dalle discussioni precedenti, mostra una forte correlazione tra la SNAO e le temperature superficiali nell’Inghilterra centrale nel periodo 1850-2006. In questo grafico, entrambe le serie sono state standardizzate individualmente per tener conto del fatto che la deviazione standard dell’SNAO ricostruita risulta essere troppo piccola. La regione rappresentata dal CET non coincide con quella delle ricostruzioni dendrocronologiche della sezione precedente, ma si posiziona centralmente all’interno della parte meridionale del dipolo della SNAO. Pertanto, è logico domandarsi se si possa osservare una forte relazione tra il CET e i dati SNAO ricostruiti prima del 1850.Nell’intero periodo 1706–1976, la correlazione tra la temperatura di luglio e agosto del CET (Central England Temperature) e la SNAO (Oscillazione Nord Atlantica Estiva) è di 0,55, significativamente elevata ben oltre lo 0,1% di livello di confidenza. Nel periodo combinato di calibrazione e verifica 1850–1976, il valore è maggiore (0,66), come ci si aspetterebbe. Tuttavia, nel periodo totalmente indipendente 1706–1849, la relazione rimane generalmente forte (r = 0,47) e significativa allo 0,1% di livello di confidenza. Si osserva una certa perdita relativa di varianza nel diciottesimo secolo rispetto al diciannovesimo secolo (vedi Figura 11), ma con una perdita relativa di correlazione minore (r = 0,47 nel diciottesimo secolo). Questo nonostante un periodo, 1790–1810, in cui la relazione sembra fallire, sebbene non vi sia una evidente perdita aggiuntiva nella variabilità della ricostruzione dei dati proxy. Relazioni simili (anche se meno forti) si riscontrano tra l’indice SNAO e le temperature di Stoccolma a partire dal 1756 (non mostrato), con correlazioni per il periodo 1756–1976 (0,39), simili a quelle del periodo 1756–1849 (0,36) e del periodo 1850–1976 (0,47; tutte significative oltre lo 0,1% di livello di confidenza). Come per il CET, si verifica anche una perdita di coerenza tra questi due record centrata intorno all’anno 1800, quando l’indice SNAO ricostruito è in una fase fortemente negativa. Greatbatch e Rong (2006) hanno osservato un periodo di perdita di correlazione tra la loro versione simile di un SNAO di luglio-agosto e il CET intorno al 1915–25. Questo è evidente nella Figura 11.

La Tabella 2 elenca le cronologie dendrocronologiche selezionate per la ricostruzione dell’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO). Per ogni sito di campionamento, la tabella fornisce:

• Nome: Il nome della località specifica dove sono stati prelevati i campioni degli anelli degli alberi.
• Paese: Il paese in cui si trova ciascun sito di campionamento.
• Latitudine (Lat ‘N): La posizione nord in gradi e minuti della località di campionamento.
• Longitudine (Lon ‘E): La posizione est in gradi e minuti della località di campionamento.
• Dati: Il tipo di dato dendrocronologico utilizzato, che può essere:
  • TRW (Tree-Ring Widths): Larghezza degli anelli dell’albero, che è una misura della crescita annuale dell’albero.
  • MXD (Maximum Latewood Density): Densità massima del legno tardivo, che è una misura della densità del legno prodotto nella parte finale della stagione di crescita.
• Intervallo Temporale (anno d.C.): L’arco temporale coperto dalle cronologie, che mostra gli anni per cui i dati degli anelli degli alberi sono disponibili.

Inoltre, la tabella specifica che i dati contrassegnati con a e c provengono dall’International Tree-Ring Data Bank e sono stati rispettivamente forniti da Andreas Kirchhefer e Fritz Schweingruber. Questi dati fanno parte del Programma di Paleoclimatologia del Past Global Changes (PAGES)/World Data Center for Paleoclimatology, che è gestito dalla National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) e dal National Climatic Data Center (NCDC) di Boulder, Colorado.

Le località di campionamento sono distribuite tra la Norvegia e il Regno Unito e si estendono in latitudine da 53° a 68° Nord e in longitudine da 1° a 17° Est. Le serie di dati coprono un ampio intervallo temporale, con la serie più antica che inizia nel 878 e la più recente che termina nel 2000. Queste cronologie sono fondamentali per ricostruire le condizioni climatiche passate e per comprendere meglio le variazioni storiche della SNAO.

Hanno attribuito questa perdita di correlazione all’influenza dominante, in questo periodo, di un modello di circolazione atmosferica diverso sulla temperatura estiva elevata del CET (Central England Temperature). Questo modello ha determinato condizioni anticicloniche o cicloniche anomale sull’Europa nord-occidentale che non presentavano la struttura est-ovest estesa del nodo anticiclonico meridionale della SNAO, che tende a potenziare gli effetti delle differenze locali nella nuvolosità sul CET attraverso effetti di trasporto, come precedentemente osservato. A supporto di ciò, i due gruppi corrispondenti alle fasi opposte della SNAO (Figura 1c) risultano essere entrambi leggermente meno frequenti nel periodo 1915–25. Di conseguenza, alcuni degli altri modelli diventano più comuni per compensare, ma nessun singolo schema risulta predominante.

Un tratto distintivo della Figura 11 è un incremento complessivo dell’indice SNAO su scale temporali multidecennali, che raggiunge un massimo negli anni ’70, termine della serie di dati. Considerato che questo livello più elevato è stato quasi mantenuto, non sembra esserci un periodo risalente al 1706 durante il quale per decenni la SNAO sia stata così elevata. Prima del 1850 si riscontra una fluttuazione su scala secolare, ma non valori della SNAO sostenuti e superiori a quelli del diciannovesimo secolo. Il CET tende a seguire bene l’indice SNAO sulla scala temporale a bassa frequenza a partire dalla fine del diciannovesimo secolo come previsto, ma precedentemente il CET tende ad essere relativamente più alto, in particolare nel diciottesimo secolo. È probabile che esista un bias termico nei dati strumentali e nei dati derivati da strumenti dell’estate del diciottesimo e dell’inizio del diciannovesimo secolo a causa di esposizioni non ottimali dei termometri (P. Jones 2008, comunicazione personale); alcuni dei dati del CET del primo diciottesimo secolo non sono nemmeno strettamente strumentali (Manley 1974). Benché da solo non sia sufficientemente affidabile per quantificare questo bias, la Figura 11 suggerisce che il bias potrebbe essere dell’ordine di una unità standardizzata, ovvero circa 1°C nei mesi estivi del diciottesimo secolo rispetto agli stessi mesi del ventesimo secolo. Di conseguenza, il CET estivo potrebbe ancora contenere delle inomogeneità che porterebbero a sottovalutare il riscaldamento del clima estivo del Regno Unito negli ultimi 300 anni.Le registrazioni delle precipitazioni in Inghilterra e Galles (EWP) sono considerate meno affidabili nei decenni più remoti rispetto alla serie di temperature dell’Inghilterra Centrale (CET), e la correlazione spaziale delle precipitazioni è generalmente inferiore rispetto a quella delle temperature. Inoltre, la serie storica delle EWP ha inizio nel 1766. Pertanto, ci si aspetterebbe una correlazione generalmente meno marcata con la SNAO. Durante il periodo di calibrazione e di verifica dell’indice SNAO, la correlazione delle EWP con l’indice SNAO è -0,56, risultando estremamente significativa dal punto di vista statistico. Nel periodo indipendente 1766–1849, la correlazione rimane negativa ma scende a -0,15 e non raggiunge un livello di significatività statistica, anche se è più elevata alla fine del diciottesimo secolo (1766–1800), dove si attesta a -0,30.

La Tabella 3 fornisce le seguenti metriche statistiche utilizzate per valutare la calibrazione e la verifica di un modello statistico per ricostruire l’indice SNAO (Oscillazione Nord Atlantica Estiva) rispetto all’indice osservato:

• r: Coefficiente di correlazione di Pearson, che indica la forza e la direzione della relazione lineare tra le variabili. I valori variano da -1 a +1, dove +1 indica una correlazione perfettamente positiva, 0 nessuna correlazione lineare e -1 una correlazione perfettamente negativa.
• r^2: Coefficiente di determinazione, che rappresenta la proporzione della varianza della variabile dipendente che è prevedibile dalla variabile indipendente. È il quadrato del coefficiente di correlazione e varia da 0 a 1, con valori più vicini a 1 che indicano una migliore capacità di previsione.
• RE (Reduction of Error): Una misura statistica che confronta la somma dei quadrati degli scarti del modello con la somma dei quadrati degli scarti di un modello di riferimento, che è tipicamente la media dei dati. Valori di RE superiori a zero indicano che il modello fornisce una stima più accurata rispetto al modello di riferimento.
• CE (Coefficient of Efficiency): Valuta la prestazione del modello rispetto alla variazione dei dati osservati. Un valore di CE positivo indica che la media delle previsioni è più accurata della media dei dati osservati, mentre un valore negativo indica il contrario.
• DW (Durbin-Watson statistic): Statistica utilizzata per rilevare l’autocorrelazione nei residui di una regressione. Un valore di circa 2 indica l’assenza di autocorrelazione; valori inferiori a 2 indicano autocorrelazione positiva e valori superiori a 2 indicano autocorrelazione negativa.

Le righe della tabella mostrano queste metriche per due distinti periodi di verifica (1850–1912 e 1913–76) e per il periodo di calibrazione, che include tre intervalli temporali diversi. Durante il periodo di calibrazione, il modello è stato “allenato” per adattarsi meglio ai dati osservati. Durante il periodo di verifica, il modello è stato testato per vedere quanto bene le sue previsioni corrispondessero ai dati osservati che non sono stati usati nella calibrazione.

I valori forniti riflettono l’efficacia con cui il modello ricostruisce l’indice SNAO: una buona aderenza è indicata da valori di r e R vicini a 1, valori di RE e CE positivi e vicini a 1, e un valore di DW vicino a 2. I dati mostrano che il modello ha una buona capacità predittiva, con una correlazione e una varianza spiegata significative durante il periodo di calibrazione e risultati misti durante il periodo di verifica.

La Figura 10 presenta due grafici correlati all’indice SNAO (Oscillazione Nord Atlantica Estiva) come segue:

Figura 10a:

• Illustra il confronto tra l’indice SNAO ricostruito (rappresentato dalla linea rossa) e l’indice SNAO osservato (rappresentato dalla linea nera) per il periodo 1850–1976.
• Le linee spesse rappresentano la variabilità a bassa frequenza, mostrando la tendenza su scale temporali superiori a 10 anni, ottenuta applicando una media mobile di 10 anni con un filtro Gaussiano (σ = 3).

Figura 10b:

• Mostra l’indice SNAO ricostruito per un arco temporale più esteso, dal 1706 al 1976, basato su dati dendrocronologici britannici e della Fennoscandia.
• I dati sono visualizzati sia nella loro variazione interannuale (linea rossa sottile) sia nella forma lisciata (linea rossa spessa), che enfatizza la variabilità su scale temporali maggiori di 10 anni, ottenuta attraverso un filtro Gaussiano.
• L’incertezza nella ricostruzione dell’SNAO è rappresentata dalle bande grigie spesse che mostrano il range di ±2 errori standard basato sulle statistiche del periodo di calibrazione.
• Il grafico include anche l’indice SNAO osservato (linee nere), per il quale la varianza delle serie temporali è stata aggiustata per allinearla con quella della ricostruzione, rendendo possibile un confronto diretto. La varianza è rappresentata sia per la scala interannuale (linea nera sottile) sia per quella decennale (linea nera spessa).

Questi grafici forniscono una rappresentazione visiva di come l’indice SNAO ricostruito si allinea con l’indice osservato e mostrano le tendenze climatiche su scale temporali diverse. La ricostruzione permette agli scienziati di estendere la comprensione della variabilità climatica ben oltre il periodo di tempo coperto dalle osservazioni dirette.

Simulazioni e proiezioni dell’SNAO (Oscillazione Nord Atlantica Estiva)

Abbiamo utilizzato una simulazione di controllo di 500 anni con il modello HadCM3 (Gordon et al. 2000) e una simulazione di 240 anni con il Modello Ambientale Globale del Hadley Centre versione 1 (HadGEM1; Johns et al. 2006) per esaminare la variabilità interna dell’Atlantico Nord-Europeo durante l’estate. Il primo obiettivo è verificare se questi modelli riproducono correttamente il pattern e l’ampiezza dell’SNAO in modalità di controllo. La Figura 12 mostra i pattern di variabilità interna simulati contenuti nei primi due EOF (Funzioni Ortogonali Empiriche) della pressione a livello del mare di giugno-agosto (JA MSLP). Per HadCM3, il primo EOF si avvicina molto al pattern dell’SNAO osservato (vedi Fig. 2b), nonostante i suoi centri siano leggermente spostati verso sud-ovest e siano più estesi in senso zonale. Questo pattern è nettamente differente da quello tipico dell’NAO (Oscillazione Nord Atlantica) invernale, con centri più a nord, come osservato. Il picco di variabilità di circa 2 hPa è simile alle osservazioni, così come la percentuale di varianza spiegata (23,2% rispetto al 28,3% nelle osservazioni). Viene inoltre mostrato il pattern del secondo EOF (che spiega il 14,2% della varianza), che è molto simile al secondo EOF osservato (19,1%). L’analisi indica che HadCM3 riesce a riprodurre uno SNAO realistico come modalità predominante di variabilità estiva nella regione dell’Atlantico Nord-Europeo. Il primo EOF di HadGEM1 (che rappresenta il 26,8% della varianza interannuale) non corrisponde allo SNAO osservato, ma è molto simile al secondo EOF sia nelle osservazioni che in HadCM3. Invece, è il secondo EOF di HadGEM1 (con il 18,0% della varianza) che si avvicina molto allo SNAO osservato, forse anche più del primo EOF in HadCM3. Pertanto, il modello HadGEM1 rappresenta fedelmente la variabilità della circolazione atmosferica estiva, anche se tende a sottostimare la rilevanza della variabilità dello SNAO.

la Figura 11 è un grafico scientifico che confronta due serie temporali standardizzate:

1. Temperatura Centralizzata dell’Inghilterra (CET): Rappresentata dalla linea blu, indica le variazioni di temperatura in Inghilterra centrale dal 1706 al 1976. Questo è un set di dati noto e spesso utilizzato come riferimento per lo studio del clima storico in Europa.
2. Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO) Ricostruita: La linea rossa mostra la variabilità dell’SNAO ricostruita utilizzando i dati degli anelli degli alberi dal 1706 al 1976. L’SNAO è un indice che descrive la differenza di pressione atmosferica a livello del mare tra l’Islanda e l’Azorre. Questo indice ha implicazioni significative per il clima europeo, in particolare per le condizioni meteorologiche estive.

Entrambe le serie sono state standardizzate sullo stesso periodo (1706–1976), ciò significa che i dati sono stati trasformati in modo da avere una media di zero e una deviazione standard di uno. La standardizzazione è un passo comune nell’analisi dei dati per rendere confrontabili diverse serie temporali.

Il grafico inoltre indica che il periodo di calibrazione e test per la serie temporale dell’SNAO è stato il periodo 1850–1976. La calibrazione si riferisce al processo di regolazione dei modelli di ricostruzione in base ai dati osservati, mentre il test indica la validazione del modello con un set di dati indipendente.

Le linee morbide sovrapposte alle serie temporali sono il risultato di un filtro passa-basso, che serve a rimuovere le fluttuazioni a breve termine e a evidenziare le tendenze a lungo termine (per periodi maggiori di 25 anni). Questo tipo di analisi è utile per identificare cambiamenti climatici persistenti o tendenze secolari.

In basso nel grafico, sono riportati i valori di correlazione (R) tra le serie di temperatura e l’SNAO per tre diversi periodi storici, con un commento che attesta la loro alta significatività statistica:

• R(1706–1800) = 0.48
• R(1706–1849) = 0.47
• R(1850–1976) = 0.66

Un valore di correlazione vicino a 1 o -1 indica una forte correlazione positiva o negativa, rispettivamente. I valori sopra indicano una correlazione moderatamente positiva, implicando che, in generale, quando l’SNAO è in una fase positiva (alta pressione sull’Azorre e bassa pressione sull’Islanda), le temperature in Inghilterra tendono ad essere più alte e viceversa.

In sintesi, la Figura 11 è una rappresentazione visiva di come i dati proxy degli anelli degli alberi possono essere utilizzati per ricostruire la variabilità climatica storica e il loro confronto con record di temperatura conosciuti per evidenziare relazioni e tendenze climatiche nel lungo periodo.

Per esplorare i potenziali cambiamenti futuri dell’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO), abbiamo utilizzato simulazioni aggiuntive di HadCM3 e HadGEM1 che erano identiche agli esperimenti di controllo, ad eccezione dell’incremento dei livelli di CO2 atmosferica. Nel modello di simulazione transitoria con HadCM3, la concentrazione di CO2 è stata aumentata del 2% annuo per 70 anni, mentre nella simulazione con HadGEM1 è stata aumentata dell’1% annuo per 140 anni. In entrambi gli esperimenti, è stato raggiunto un livello di CO2 quattro volte superiore alla concentrazione iniziale preindustriale di 285 parti per milione in volume (ppmv) dopo tale periodo, e questo livello è stato mantenuto costante per i successivi 100 anni. Abbiamo analizzato gli ultimi 50 anni di questi esperimenti per assicurarci che il clima si fosse stabilizzato e per ridurre al minimo l’influenza delle diverse velocità iniziali di incremento della CO2. Questi esperimenti sono considerati un utile, sebbene estremo, modello analogo dei cambiamenti climatici futuri, nei quali l’aumento della CO2 sarà probabilmente il fattore dominante.

La differenza tra la media della pressione atmosferica a livello del mare di giugno-agosto (JA MSLP) per gli ultimi 50 anni della fase con una CO2 quadruplicata della simulazione transitoria e la parte corrispondente della simulazione di controllo è rappresentata nella Figura 13. Si è riscontrato che ci sono state importanti riorganizzazioni della massa atmosferica nei climi alterati di entrambi i modelli, ma in particolare nel HadCM3. Questi cambiamenti tendono a incrementare la MSLP sull’Oceano Pacifico tropicale e nell’emisfero meridionale e a ridurre la MSLP nell’emisfero settentrionale, specialmente nel settore eurasiatico.Poiché si anticipa che questi cambiamenti su vasta scala siano indipendenti dalle variazioni a scala sinottica indagate in questo studio, abbiamo sottratto la media della pressione a livello del mare (MSLP) nella regione a nord dei 30°N da tutti i punti della griglia globale prima di procedere con l’analisi. I modelli risultanti di cambiamento della MSLP sono mostrati anche nella Figura 13 e rivelano variazioni della circolazione atmosferica statisticamente significative. In HadCM3, si registrano diminuzioni della MSLP superiori ai 6 hPa sopra la Groenlandia e incrementi superiori ai 3 hPa a ovest delle Isole Britanniche. HadGEM1 mostra cambiamenti simili, benché di entità minore, con una diminuzione di 1 hPa sopra la Groenlandia e un aumento di 2-3 hPa sopra il Mare del Nord settentrionale. Questi schemi, che sono analoghi a quelli identificati in valutazioni multimodello sul futuro cambiamento della MSLP (Meehl et al. 2007; Giorgi e Coppola 2007), mostrano una forte somiglianza con il pattern dello SNAO di ciascun modello (Fig. 12). I modelli evidenziano anche altri cambiamenti della MSLP che non corrispondono al pattern dello SNAO, ad esempio nell’Europa meridionale estendendosi verso l’Asia centrale. Questo è atteso, in quanto lo SNAO è un fenomeno regionale e altre risposte climatiche possono manifestarsi in altre regioni. I cambiamenti nell’Europa meridionale sono stati osservati anche in altri modelli e sembrano essere connessi al segnale di siccità robusto simulato in questa area. Per quanto riguarda l’Europa settentrionale, le simulazioni suggeriscono che il cambiamento nella circolazione atmosferica sarà equivalente a una fase sempre più positiva dello SNAO.

Per confermare ulteriormente questo punto, presentiamo anche una serie temporale del cambiamento dell’SNAO, definito proiettando il pattern dello SNAO proprio di ciascun modello (EOF1 per HadCM3 ed EOF2 per HadGEM1) sui dati MSLP di controllo e quelli transitori (Fig. 13). Abbiamo scoperto che per entrambi i modelli lo SNAO si sposta verso valori più positivi, raggiungendo livelli medi nel periodo di 50-100 anni dopo la stabilizzazione della CO2 di 1,22 ± 0,53 (quest’ultimo valore rappresenta due errori standard) e 0,53 ± 0,38 deviazioni standard della variabilità interannuale nelle simulazioni di controllo per HadCM3 e HadGEM1, rispettivamente. I cambiamenti dello SNAO sono statisticamente significativi ben oltre il livello del 5%. Questi spostamenti implicano che le stagioni estive di giugno-agosto con valori dell’indice dello SNAO inferiori alla media del controllo diventano rare in condizioni di una concentrazione di CO2 quadruplicata in HadCM3 e significativamente meno frequenti (15 nei 50 anni considerati nei pannelli superiori della Fig. 13) in HadGEM1. È interessante notare che l’incremento dell’indice dello SNAO in entrambi i modelli sembra specchiare la serie temporale dell’aumento e successiva stabilizzazione dell’aumento della concentrazione di CO2.

Pare che lo SNAO possa essere sensibile a grandi cambiamenti nella forzatura dei gas serra, sebbene non sia noto se i meccanismi coinvolti siano gli stessi di quelli che regolano la variabilità naturale. Almeno, i risultati suggeriscono che la risposta al cambiamento climatico si proietta sullo SNAO. Pertanto, un tipico scenario di emissioni “come al solito” potrebbe condurre a un incremento della frequenza di condizioni dello SNAO positive e, di conseguenza, a estati più calde e secche nel nord-ovest dell’Europa. In HadCM3, si verificano effettivamente riduzioni estreme delle precipitazioni estive in tutta Europa, che raggiungono il picco di oltre l’80% nella Francia occidentale per il periodo di 50 anni considerato nella Fig. 12.

Sulle Isole Britanniche, dove si prevede che l’SNAO di HadCM3 abbia l’effetto maggiore, si proiettano riduzioni delle precipitazioni comprese tra il 20% e l’80%. Rowell e Jones (2006) hanno mostrato segnali di asciugamento similari, anche se di entità inferiore, nella maggior parte dell’Europa in una simulazione con una versione ad alta risoluzione di HadCM3 per il periodo 2071-2100, utilizzando lo Special Report on Emissions Scenarios (SRES A2, che prevede concentrazioni di CO2 circa 2,5 volte superiori ai livelli preindustriali). Un marcato asciugamento si osserva anche in HadGEM1, ma, come per la risposta della MSLP, l’entità è minore rispetto a quella di HadCM3. Sono previste riduzioni massime delle precipitazioni del 60%-80% sul sud della Francia e sul nord della Spagna, con riduzioni sulle Isole Britanniche del 20%-60%. I cambiamenti nel sud e nel centro dell’Europa possono anche derivare da spostamenti nella posizione e intensità dell’anticiclone subtropicale, ma è improbabile che questi influenzino direttamente l’Europa settentrionale. Piuttosto, è probabile un contributo da una fase più positiva dell’SNAO. A supporto di questa idea vi sono le evidenze fornite da Rowell e Jones (2006), che sono stati in grado di distinguere i cambiamenti climatici europei derivanti da alterazioni atmosferiche su larga scala generate a distanza da quelli derivanti dal riscaldamento climatico intrinseco, isolando un dominio europeo all’interno del loro modello. Hanno scoperto che il fattore più importante nella riduzione simulata delle precipitazioni nel sud e nel centro dell’Europa è il riscaldamento climatico e l’asciugamento dei suoli, mentre per l’Europa settentrionale e occidentale (che corrisponde al nodo meridionale dell’SNAO), i fattori correlati alla circolazione svolgono un ruolo più importante.

I nostri risultati e quelli di Rowell e Jones (2006) suggeriscono che il cambiamento climatico è probabile che provochi un incremento notevole delle siccità e dell’incidenza dello stress termico in gran parte dell’Europa per una combinazione di motivi. I cambiamenti climatici correlati alla circolazione sono in aggiunta al riscaldamento previsto indipendentemente dalla circolazione e anticipato a seguito dell’incremento dei gas serra.

La Figura 12 visualizza i primi due modelli principali risultanti dall’analisi delle Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF) della media della pressione a livello del mare (MSLP) nei mesi di giugno e agosto (JA) ottenuti da simulazioni di controllo dei modelli climatici HadCM3 (a sinistra) e HadGEM1 (a destra).

Dettagli specifici della figura:

• Colorazione: I colori sulla mappa indicano l’intensità e il segno del pattern dell’EOF espresso in hPa. Le aree blu indicano pressioni più basse del normale (valori negativi), mentre le aree gialle/arancioni indicano pressioni più alte del normale (valori positivi).
• Contorni: Le linee di contorno rappresentano la pressione media a livello del mare climatologica, ovvero la pressione media durante il periodo di riferimento, espressa in hPa.
• Pannelli in Alto (EOF1): Il pannello superiore mostra il primo pattern principale (EOF1) per ciascun modello e la percentuale di varianza totale che esso rappresenta: 23,2% per HadCM3 e 26,8% per HadGEM1. Questo significa che EOF1 cattura una parte significativa della variabilità totale della pressione a livello del mare nei mesi estivi per le simulazioni di controllo.
• Pannelli in Basso (EOF2): Il pannello inferiore mostra il secondo pattern principale (EOF2) e la percentuale di varianza che rappresenta: 14,2% per HadCM3 e 18,0% per HadGEM1. Sebbene rappresenti una percentuale minore della varianza totale rispetto a EOF1, EOF2 rimane importante per la comprensione della variabilità della pressione a livello del mare.

L’analisi delle EOF è stata eseguita su dati ponderati per area nella regione tra i 25° e i 70° di latitudine nord e tra i 70° di longitudine ovest e i 50° di longitudine est. Le componenti principali standardizzate risultanti sono state poi regressate sui dati della MSLP emisferica per ottenere i pattern mostrati.

Importanza scientifica:

Questi pattern EOF sono utili per comprendere la variabilità naturale della pressione a livello del mare e i possibili cambiamenti nella circolazione atmosferica durante l’estate nell’Atlantico Nord ed Europa. Questi modelli sono essenziali per interpretare la dinamica del clima passato e per prevedere possibili scenari futuri, in particolare in relazione ai cambiamenti climatici e ai loro impatti sulle stagioni estive europee.

In conclusione, la Figura 12 illustra visivamente come due diversi modelli climatici riproducono le principali modalità di variabilità della pressione a livello del mare durante l’estate, che sono cruciali per la comprensione delle dinamiche climatiche regionali.

La Figura 13 presenta le modifiche nella pressione media a livello del mare (MSLP) in risposta a un forzante di CO2 quadruplicato nei modelli climatici HadCM3 (a sinistra) e HadGEM1 (a destra).

Pannelli Superiori: Le mappe in alto mostrano le differenze grezze di MSLP per gli ultimi 50 anni di dati iniziando 50 anni dopo la stabilizzazione della CO2, rispetto al periodo equivalente nella simulazione di controllo. I colori sulle mappe rappresentano le variazioni di pressione in ettopascal (hPa), dove il blu indica diminuzioni della pressione e il giallo/arancione indica aumenti della pressione rispetto al periodo di controllo.

Pannelli Medi Superiori: Le mappe nella fila di mezzo sopra mostrano le differenze nella MSLP dopo che è stata sottratta la differenza media di MSLP a nord di 30°N su tutto il globo. Questo è stato fatto per tentare di rimuovere il segnale di cambiamento climatico medio emisferico estivo di riduzione della MSLP.

Pannelli Medi Inferiori: I grafici nella fila di mezzo sotto mostrano l’indice SNAO, definito come la proiezione sull’area SNAO (50°-80°N, 60°W-30°E) del primo EOF per HadCM3 o del secondo EOF per HadGEM1 (calcolati su 25°-70°N, 70°W-50°E) per le simulazioni di controllo (in nero) e transitorie (in rosso). Le proiezioni sono normalizzate rispetto alla deviazione standard di controllo. Le curve passa-basso filtrate sono indicate dalle linee più spesse.

Pannelli Inferiori: I grafici in basso riproducono le curve a bassa frequenza insieme a curve scalate che mostrano l’aumento della CO2 dei modelli al di sopra del livello preindustriale.

In sintesi, questa figura è utilizzata per mostrare come i modelli climatici proiettano un cambiamento della pressione atmosferica in risposta a un forte aumento della concentrazione di CO2 e come questo cambiamento può essere correlato con l’indice SNAO, che è un indicatore della variabilità climatica nell’Atlantico Nord ed Europa. Le curve filtrate passa-basso aiutano a identificare le tendenze di lungo periodo e l’influenza dell’aumento della CO2 su queste tendenze.

Conclusioni

L’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) rappresenta il singolo modello più rilevante per interpretare la variabilità climatica invernale nel settore europeo dell’Atlantico Nord. Essa si manifesta attraverso variazioni dei venti occidentali sopra la regione dell’Atlantico Nord e, di conseguenza, è il fattore primario che determina le temperature e l’intensità delle tempeste durante l’inverno europeo. Poiché i mesi invernali sono i più dinamicamente attivi, la maggior parte delle ricerche si è concentrata sulla NAO invernale. In questo studio, abbiamo dimostrato l’esistenza di un modello di variabilità che denominiamo Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO), che funge da corrispettivo estivo della NAO invernale. Questo modello è in grado di spiegare le principali variazioni del clima estivo nel nord Europa, includendo le temperature medie, le precipitazioni e la nuvolosità. Benché modelli simili alla SNAO siano stati precedentemente identificati (BL87; Hurrell e van Loon 1997; Hurrell e Folland 2002; Hurrell et al. 2003; Cassou et al. 2005), qui viene presentata per la prima volta un’analisi definitiva. La mancanza di quest’ultima ha portato a divergenze nella letteratura scientifica riguardo la configurazione del modello predominante estivo nel settore dell’Atlantico Nord. Parte di questa confusione deriva dalla posizione più settentrionale e dalla minor estensione spaziale della SNAO rispetto alla sua controparte invernale. La SNAO è definita come il primo autovettore della pressione media al livello del mare (MSLP) giornaliera extratropicale dell’Atlantico Nord-Europeo durante l’alta estate (luglio-agosto; Fig. 1a e 2a). Questi due mesi sono stati selezionati per l’analisi in quanto le serie temporali di luglio e agosto del pattern SNAO mostrano variazioni in modo largamente simile, specialmente su scale temporali interdecadali, a differenza di giugno, che presenta variazioni differenti.

Tuttavia, la caratterizzazione spaziale del modello SNAO di giugno è molto simile a quella degli altri mesi dell’alta estate. Il SNAO risultante è un pattern temporalmente stabile su scale che vanno dal giornaliero al bimensile (Fig. 3a), spiegando una varianza dal 18% (su base giornaliera) al 28% (media su due mesi) in un’analisi delle componenti principali all’interno del dominio di analisi. In aggiunta, il SNAO presenta una struttura quasi-equivalente barotropica. La fase positiva del SNAO è associata a condizioni calde, secche e relativamente prive di nuvole sul nord-ovest dell’Europa, in particolare sul Regno Unito e su gran parte della Scandinavia, e, più debolmente, a condizioni più fresche, umide e nuvolose sul sud Europa e sul Mediterraneo, in particolar modo nella parte orientale (Fig. 4, 5 e 6a). Sono state riscontrate alcune correlazioni localmente significative sul nord-est del Nord America, dove temperature più elevate della norma sono correlate alla fase positiva del SNAO. Le prove di una circolazione atmosferica anomala associata a questa caratteristica sono minime a livello del suolo, ma diventano più chiare a 300 hPa e sulla scala temporale di due mesi.

Significative correlazioni negative con le precipitazioni e la nuvolosità, e correlazioni positive con le temperature nella regione del Sahel africano, suggeriscono relazioni a distanza tra il SNAO e il monsone dell’Africa Occidentale nei mesi di luglio e agosto. Queste relazioni sono in linea con i collegamenti tra variazioni multidecadali e interannuali nelle temperature superficiali del mare (SST) dell’Atlantico Nord (e variazioni associate delle SST in altre regioni) e il clima in diverse parti del settore dell’Atlantico Nord, come precedentemente riportato da, ad esempio, Folland et al. (1986), Rowell et al. (1995), Delworth e Mann (2000), Sutton e Hodson (2005), Knight et al. (2006).

Effettivamente, per periodi superiori ai 10 anni, il SNAO sembra essere significativamente correlato con l’oscillazione multidecadale dell’Atlantico (AMO) sia nei modelli (ad esempio, Knight et al. 2006) sia nelle osservazioni presentate in questo studio. In questo contesto, la fase calda e quella fredda dell’AMO nell’Atlantico Nord corrispondono rispettivamente a una fase negativa e positiva del SNAO. Ciò è particolarmente evidente negli ultimi decenni, come osservato da Baines e Folland (2007).

Su scale temporali interannuali, sono state rilevate correlazioni piccole ma significative con un modello di temperatura superficiale del mare (SST) di La Niña nell’Oceano Pacifico orientale durante l’alta estate. Un’analisi dei pattern atmosferici associati alle condizioni di El Niño durante l’alta estate non ha rivelato alcuna correlazione significativa con il SNAO.

Il SNAO è stato ricostruito fino al 1706 utilizzando dati dendrocronologici (anelli degli alberi) provenienti dal Regno Unito e dalla Scandinavia occidentale. La ricostruzione spiega quasi il 40% della varianza nel SNAO osservato in un periodo di prova. La fase della ricostruzione, nonostante una certa perdita di ampiezza su scala interannuale, si allinea bene con i lunghi record meteorologici del Regno Unito e della Scandinavia. Questo è indicativo della stabilità temporale della ricostruzione. Considerando i dati strumentali, gli alti valori dell’indice positivo del SNAO raggiunti intorno al periodo 1970-95 non hanno paralleli nei tre secoli precedenti. Si sta inoltre delineando una tendenza verso una fase più positiva del SNAO in relazione alle variazioni dell’AMO.

Le simulazioni sui possibili cambiamenti futuri del SNAO utilizzando i modelli HadCM3 e HadGEM1, nei quali le concentrazioni di CO2 atmosferico sono state aumentate dai livelli preindustriali fino alla stabilizzazione a quattro volte i livelli preindustriali, suggeriscono che il cambiamento associato nella circolazione corrisponderà effettivamente a una fase progressivamente più positiva del SNAO. Questo risultato è in accordo qualitativo con il modello di cambiamento previsto dall’ensemble multimodello del Terzo Progetto di Interconfronto dei Modelli Accoppiati (CMIP3) in condizioni di raddoppio della CO2. Questi risultati indicano un aumento del rischio a lungo termine di siccità nel nord-ovest dell’Europa. Guardando avanti di un paio di decenni, fino a circa il 2030, l’AMO, o almeno la componente relativa alle variazioni nella circolazione meridionale di ribaltamento dell’Atlantico, potrebbe aver iniziato a diminuire sia naturalmente (Knight et al. 2005) sia a causa dell’intensificazione dei gas serra (Meehl et al. 2007). Ciò potrebbe portare a un cambiamento verso una fase più positiva del SNAO, con l’insorgere di siccità e ondate di calore più intense nel nord-ovest dell’Europa a partire da quel periodo.

Ringraziamenti: Gli autori del Met Office sono stati supportati dal Programma Congiunto Defra e MoD, (Defra) GA01101 (MoD) CBC/2B/0417_Annex C5. Hans Linderholm è stato supportato dal Consiglio di Ricerca Svedese (VR). Il documento contribuisce al Progetto Internazionale sul Clima del Ventesimo Secolo di CLIVAR e al progetto EMULATE dell’Unione Europea. Un ringraziamento va a Ryan Eastman per aver fornito la Fig. 5 e a Adam Scaife e Dave Rowell per le utili discussioni. Il contributo di due revisori anonimi ha migliorato il documento.