The ENSO phenomenon: theory and mechanisms

Il Fenomeno ENSO: Teoria e Meccanismi”

Abstract: “La variabilità di El Niño nell’area equatoriale del Pacifico Tropicale si manifesta attraverso anomalie nella temperatura superficiale del mare e variazioni correlate nella circolazione atmosferica. Grazie a un estensivo lavoro di monitoraggio realizzato negli ultimi decenni, le scale temporali e i pattern spaziali sono stati accuratamente documentati. Nel contempo, si è sviluppata una gerarchia di modelli volti a comprendere la fisica di questo fenomeno e a prevederne le future variazioni. In questa sintetica rassegna, mi propongo di riassumere teorie e meccanismi relativi alla variabilità di El Niño in modo che siano comprensibili a un’ampia gamma di ricercatori di El Niño, come quelli che hanno partecipato alla Prima Conferenza Internazionale Alexander Von Humboldt a Guayaquil (nel maggio 2005), dedicata a ‘Il Fenomeno El Niño e il suo Impatto Globale’.

1 Introduzione”

Approssimativamente ogni quattro anni, la temperatura superficiale del mare nell’est equatoriale del Pacifico supera la norma di alcuni gradi (Philander, 1990). Presso la costa sudamericana, questo aumento della temperatura delle acque oceaniche raggiunge di solito il suo apice intorno a Natale. Tempo fa, i pescatori peruviani lo battezzarono El Niño, termine spagnolo per il “Bambinello”. L’origine della comprensione di El Niño risiede in India, dove Sir Gilbert Walker analizzò la variabilità delle piogge monsoniche. Correlando le pressioni superficiali nel Pacifico con quelle in India, Walker identificò un modello che denominò Oscillazione del Sud. I venti alisei medi sulla superficie equatoriale del Pacifico, che soffiano da est a ovest, sono determinati da una zona di alta pressione media nell’est del Pacifico e una zona di bassa pressione sopra l’Indonesia. L’Oscillazione del Sud si manifesta in un rinforzo e un indebolimento irregolari degli alisei, legati ai cambiamenti nelle pressioni superficiali.

La temperatura media nell’est del Pacifico è di circa 23°C, con variazioni stagionali di circa 3°C. Durante l’evento El Niño del 1957-1958, fu osservato un riscaldamento aggiuntivo fino a 3°C. Circa un decennio dopo, Jacob Bjerknes scoprì che contemporaneamente a questo El Niño, gli alisei erano significativamente più deboli del normale, e riconobbe che sia El Niño che l’Oscillazione del Sud sono manifestazioni dello stesso fenomeno (Bjerknes, 1969). In questa rassegna, quando si parla di El Niño si include anche l’Oscillazione del Sud, anche se l’intero complesso di fenomeni è spesso indicato con l’acronimo ENSO (El Niño/Oscillazione del Sud).

Dopo l’intenso El Niño del 1982-1983, si comprese che eventi di tale portata hanno un impatto enorme sul clima mondiale. Programmi internazionali di monitoraggio furono avviati nel Pacifico intorno al 1985, portando alla creazione della rete TAO/TRITON. Questa rete è composta da circa 70 boe disposte su una griglia nel bacino equatoriale del Pacifico, con una distanza di 2° in latitudine e circa 15° in longitudine. Parallelamente, un intenso lavoro di modellazione ha fornito una gerarchia di modelli utili per la comprensione, la simulazione e la previsione.

Nella Sezione 2, ENSO viene caratterizzato in base alle osservazioni disponibili, con un focus sui modelli spaziali e temporali coinvolti. Nella Sezione 3, vengono esposti i processi accoppiati oceano-atmosfera necessari a spiegare la fisica della variabilità nel bacino del Pacifico e su scala interannuale nella Sezione 4. Nella Sezione 5, questa variabilità è inserita in un contesto più ampio che include processi a scala minore, solitamente considerati come “rumore”, così come i processi “esterni”, influenzati da fattori al di fuori del bacino del Pacifico.”

2 Caratterizzazione Osservazionale”

Negli ultimi dieci anni, El Niño è stato osservato con un livello di dettaglio senza precedenti, grazie all’installazione della rete di boe TAO/TRITON e al lancio di strumenti satellitari (McPhaden e collaboratori, 1998). Le misure cruciali per caratterizzare le condizioni nell’oceano equatoriale e nell’atmosfera includono la pressione al livello del mare, la temperatura della superficie marina, l’altezza del livello del mare, il vento di superficie e la temperatura sotto la superficie dell’oceano. La particolarità di El Niño rispetto ad altri interessanti fenomeni di variabilità climatica naturale sta nel suo avere un modello spaziale ben definito e una scala temporale relativamente precisa. Ad esempio, per calcolare l’anomalia della temperatura della superficie marina di dicembre 1997 (Fig. 1a), si sottrae la media di tutte le temperature di dicembre (calcolata su un lungo periodo di riferimento) dal valore effettivo del 1997. Questo modello, che risalta immediatamente, è caratterizzato da temperature più elevate del normale nell’area equatoriale del Pacifico ad est della linea internazionale del cambio di data (Rasmusson e Carpenter, 1982).

Un indice comune per questo modello di anomalia della temperatura superficiale del mare è l’indice NINO3, definito come la media delle anomalie della temperatura della superficie marina nella regione compresa tra 5° S e 5° N, e tra 150° O e 90° O. Nella serie temporale (Fig. 1b), i periodi con un alto indice NINO3 sono identificati come fasi di El Niño, mentre quelli con un basso indice NINO3 come fasi di La Niña. Non c’è una netta distinzione tra i periodi di El Niño, La Niña e i periodi normali; piuttosto, il sistema presenta fluttuazioni continue di diversa intensità e durata. Un indice che rappresenta l’ampiezza del modello di pressione dell’Oscillazione Meridionale è l’Indice di Oscillazione Meridionale (SOI), calcolato come la differenza normalizzata tra le anomalie di pressione a Tahiti (18° S, 150° O) e a Darwin (12° S, 131° E). Il modello di pressione dell’Oscillazione Meridionale si associa a venti alisei più deboli durante i periodi con un alto indice NINO3. Generalmente, i periodi con un alto indice NINO3 corrispondono a un basso SOI e viceversa (Fig. 1b).

La Figura 1 presenta tre diverse rappresentazioni di dati legate al fenomeno El Niño:

(a) Campo dell’anomalia della temperatura della superficie marina di dicembre 1997: Questa immagine mostra le deviazioni dalla temperatura media della superficie marina nel dicembre 1997, al culmine del notevole evento El Niño del 1997/1998. Le aree in rosso e giallo indicano temperature significativamente più calde rispetto alla media storica, con particolare intensità nel Pacifico equatoriale orientale, che è tipico durante un evento El Niño. Questo modello è un indicatore di cambiamenti estesi nell’oceano e nell’atmosfera che influenzano il clima globale.

(b) Serie temporali mensili dell’indice SOI e NINO3 dal 1900 al 1999: In questo grafico, l’andamento temporale degli indici SOI e NINO3 è tracciato mese per mese per un secolo. L’indice NINO3 (in blu) riflette le anomalie termiche nel Pacifico centrale e orientale e mostra picchi corrispondenti agli eventi El Niño. L’SOI (in rosso) misura la differenza normalizzata di pressione atmosferica tra l’Isola di Tahiti e Darwin, Australia. Periodi di SOI negativi (valori più bassi) sono associati a El Niño, mentre SOI positivi (valori più alti) sono tipici di La Niña. La relazione inversa tra i due indici è evidente e mostra come gli eventi El Niño e La Niña siano opposti nelle loro manifestazioni climatiche.

(c) Spettri delle serie temporali mensili di SOI e NINO3: Questo grafico a barre rappresenta gli spettri di potenza di entrambi gli indici, fornendo una misura della varianza (potenza) di ciascuna frequenza temporale. Le barre mostrano la distribuzione e l’intensità delle fluttuazioni periodiche degli indici SOI e NINO3. La levigatura su 11 intervalli serve a rendere più chiare le caratteristiche principali dello spettro, riducendo il rumore casuale. L’asse x logaritmico indica la frequenza (cicli per anno), con le frequenze più basse a sinistra (che corrispondono a periodicità più lunghe) e quelle più alte a destra (che corrispondono a periodicità più brevi). Il prodotto f⋅S(f) piuttosto cheS(f) è mostrato per enfatizzare come porzioni uguali dello spettro contribuiscano in modo equivalente alla varianza totale. In altre parole, questo grafico evidenzia quali sono le scale temporali (ad esempio annuali, biennali, pluriennali) che dominano la variabilità di El Niño e La Niña.

In sintesi, la Figura 1 fornisce una visualizzazione dettagliata e una comparazione tra le anomalie termiche della superficie marina e le variazioni di pressione atmosferica associate agli eventi El Niño e La Niña, così come evidenzia le frequenze temporali a cui questi fenomeni si manifestano più frequentemente.

L’Indice dell’Oscillazione Meridionale (SOI) presenta una maggiore variabilità ad alta frequenza rispetto all’indice NINO3 (Fig. 1c): il SOI ha un’estremità spettrale bianca, mentre l’indice NINO3 ha un’estremità spettrale rossa. Nel Pacifico equatoriale, si trova un netto gradiente di temperatura verticale, noto come termoclino, che separa le acque superficiali da quelle molto più fredde presenti nella maggior parte dell’oceano. Questo termoclino viene talvolta individuato all’isoterma di 20°C. Le anomalie nel livello del mare e nella profondità del termoclino variano generalmente in sincrono con El Niño nell’area orientale del Pacifico, e in controfase nell’area occidentale (Fig. 2). Osservando più attentamente, si nota che le anomalie nella profondità del termoclino nell’area occidentale sembrano anticipare quelle nella profondità del termoclino e nelle anomalie della temperatura della superficie marina nell’area orientale. Immagini ad alta risoluzione temporale della profondità del termoclino e del livello del mare mostrano chiaramente onde che si propagano verso est lungo l’equatore e onde che si muovono più lentamente verso ovest al di fuori dell’equatore. Le variazioni dello stress del vento sono più intense nella parte occidentale del bacino, mentre le variazioni della temperatura della superficie marina sono più marcate nella parte orientale (Fig. 2).

La variabilità dell’ENSO non è un fenomeno isolato ma si verifica all’interno del contesto del sistema climatico del Pacifico (e globale). Un tratto saliente del sistema climatico equatoriale del Pacifico è il suo ciclo stagionale e il suo stato medio annuo, che insieme vengono definiti come la climatologia. Nella Fig. 3 sono rappresentati due momenti specifici del ciclo stagionale della temperatura della superficie marina e dei venti di superficie. In superficie, gli alisei del nord-est e del sud-est provenienti dalle zone subtropicali convergono nelle regioni equatoriali, dove l’aria ascende. L’aria poi ritorna nella troposfera superiore alle zone subtropicali e discende, chiudendo la cosiddetta circolazione di Hadley. Gli alisei del sud-est nella parte orientale del bacino sono più deboli in aprile (Fig. 3a) e più forti in ottobre (Fig. 3b). Gli alisei soffiano verso la regione della “warm pool”, un’area caratterizzata da intensa convezione atmosferica profonda e precipitazioni. Vicino alla tropopausa, la direzione del vento equatoriale nei tropici è generalmente opposta a quella a livello del mare, con un flusso verso est. Nella parte orientale arida del bacino si verifica poca o nessuna convezione, in quanto l’aria scende.

La Figura 2 fornisce una rappresentazione grafica dell’andamento temporale delle anomalie climatiche lungo l’equatore nel Pacifico, utilizzando dati raccolti dalla rete di boe TAO/TRITON nel periodo dal 1986 al 2000. I tre pannelli del grafico rappresentano differenti variabili:

(a) Anomalie del Vento Zonale: Il primo pannello visualizza le anomalie del vento zonale, che sono le componenti del vento che soffiano lungo l’equatore da est a ovest o viceversa. Le anomalie positive (in rosso) indicano che i venti sono più forti del solito o che si ha un’inversione del vento, con una direzione da ovest a est. Le anomalie negative (in blu) indicano venti più deboli o una direzione prevalente da est a ovest. Le anomalie sono distribuite longitudinalmente e cambiano nel tempo, e la loro intensità è indicata dal colore.

(b) Anomalie della Temperatura della Superficie del Mare (SST): Il secondo pannello mostra le anomalie della temperatura della superficie del mare. Anche qui, i rossi indicano temperature superiori alla media (anomalie positive), mentre i blu indicano temperature inferiori alla media (anomalie negative). La distribuzione di queste anomalie può indicare eventi di El Niño (aree estese di rosso) e La Niña (aree estese di blu).

(c) Anomalie della Profondità dell’Isoiterma dei 20°C: Il terzo pannello mostra le anomalie della profondità dell’isoterma dei 20°C, che è un indicatore della posizione del termoclino. Il termoclino è la regione nell’oceano dove si ha un rapido cambiamento della temperatura con la profondità. Anomalie positive (in rosso) indicano un termoclino più superficiale, che si verifica tipicamente durante El Niño. Al contrario, anomalie negative (in blu) indicano un termoclino più profondo, associato a condizioni La Niña o a condizioni normali.

I tre pannelli, quando interpretati insieme, offrono una visione integrata di come l’interazione tra l’atmosfera e l’oceano cambia nel tempo. Le anomalie possono mostrare modelli di propagazione come onde di Kelvin, che si muovono verso est e sono associate a El Niño, o onde di Rossby, che si muovono verso ovest e possono essere parte del processo di smorzamento o inversione di El Niño. Queste interazioni sono essenziali per la comprensione della dinamica di ENSO e per la previsione dei suoi impatti climatici.

La cella di circolazione zonale presente sopra il Pacifico equatoriale è nota come circolazione di Walker. In aprile (Fig. 3a), la differenza di temperatura della superficie marina da est a ovest lungo l’equatore è al minimo, mentre in ottobre raggiunge il massimo (Fig. 3b). Inoltre, gli eventi di El Niño sono in una certa misura sincronizzati con il ciclo stagionale, poiché la maggior parte degli eventi di El Niño e La Niña raggiungono il picco intorno a dicembre (Fig. 5). Il valore medio quadrato dell’indice NINO3 è quasi doppio in dicembre rispetto ad aprile.

Considerando lo spettro dell’indice NINO3 (Fig. 1c), si trova energia anche a frequenze più basse, particolarmente nell’intervallo decennale e interdecennale (Jiang et al., 1995; Zhang et al., 1997; Fedorov e Philander, 2000). L’intensità degli eventi di El Niño prima della metà degli anni ’70 sembra essere stata inferiore rispetto a quella registrata dopo tale periodo, fenomeno talvolta descritto come il ‘cambiamento climatico del Pacifico’ (Trenberth e Hoar, 1996). Secondo i dati NCEP, la deviazione standard dell’indice SOI (NINO3) per il periodo 1951-1975 è 1,64 (0,81), in confronto al periodo 1976-2000 dove è 1,84 (1,00). Il pattern spaziale di questi cambiamenti decennali e pluri-decennali è abbastanza simile a quello della variabilità interannuale, ma le anomalie della temperatura superficiale del mare sul lato orientale del bacino si estendono dall’equatore fino alle medie latitudini (Zhang et al., 1997).

La Figura 3 mostra due mappe climatologiche che rappresentano la temperatura della superficie marina (SST) e lo stress del vento nell’oceano Pacifico equatoriale durante i mesi di aprile (a) e ottobre (b).

(a) Climatologia di Aprile (Figura 3a): I contorni indicano la temperatura della superficie marina, con un intervallo di 2°C, basata sui dati del periodo 1961-1990 dal NCEP. Le temperature più calde sono rappresentate dai contorni che si estendono più a nord, suggerendo una zona di acqua calda più ampia in questo periodo dell’anno. Le frecce indicano lo pseudo stress del vento, basato sui dati 1961-1992 della Florida State University, che rappresenta una misura combinata della direzione del vento e della sua forza (calcolata come il quadrato della velocità del vento). Queste frecce mostrano un modello di circolazione con i venti alisei che soffiano da est verso ovest lungo l’equatore.

(b) Climatologia di Ottobre (Figura 3b): Anche qui, i contorni rappresentano la temperatura della superficie marina e seguono lo stesso intervallo della mappa di aprile. La disposizione dei contorni indica che in ottobre la differenza di temperatura tra l’est e l’ovest dell’oceano è più marcata, con acqua più calda concentrata verso l’ovest. Le frecce dello stress del vento indicano che i venti alisei sono più intensi in ottobre, con una convergenza più marcata di venti da est a ovest lungo l’equatore.

Analizzando le differenze tra le due mappe, si può notare che la zona di convergenza intertropicale, un’area dove i venti alisei dell’emisfero nord e sud si incontrano, si sposta verso nord tra aprile e ottobre. Questo spostamento è parte del ciclo stagionale tipico della regione equatoriale e ha un impatto diretto sulla distribuzione delle precipitazioni e sulla dinamica del clima globale.

L’analisi combinata di queste due mappe fornisce una visione di come i modelli di temperatura della superficie marina e di stress del vento variano stagionalmente, il che è cruciale per comprendere la dinamica dei fenomeni climatici come El Niño e La Niña, che sono influenzati dalla forza e direzione dei venti alisei e dalle temperature superficiali del mare nel Pacifico equatoriale.

La Figura 4 mostra un grafico termoclinico del Pacifico equatoriale nel settembre 2000, che illustra come la temperatura dell’acqua cambia con la profondità lungo un tratto longitudinale. Le curve sul grafico, chiamate isoterme, rappresentano i livelli di temperatura costante attraverso la colonna d’acqua.

Analizzando il grafico:

• Asse Verticale (Profondità): Va da 0 metri (superficie del mare) fino a 500 metri di profondità. Le isoterme sono più fitte nella parte superiore del grafico, indicando un cambiamento più rapido della temperatura vicino alla superficie. Questo è tipico delle zone equatoriali, dove l’acqua superficiale riscaldata dal sole si trova sopra strati più freddi e più densi.
• Asse Orizzontale (Longitudine): Si estende da 140° Est a 100° Ovest. Questa estensione copre una parte significativa del Pacifico equatoriale, una regione cruciale per i fenomeni come El Niño e La Niña.
• Colorazione e Isoterme: Le isoterme variano dal blu al rosso, con il blu che indica temperature più basse e il rosso temperature più alte. La zona rossa mostra dove l’acqua è più calda, tipicamente alla superficie e alle minori profondità. La zona blu verso il basso indica acque più fredde in profondità.
• Termoclina: Il grafico evidenzia la termoclina, l’area dove c’è un rapido declino della temperatura con l’aumento della profondità. Questo è indicato dalle isoterme che si incurvano e diventano più vicine tra loro, iniziando da circa 20°C a 100 metri di profondità a 140° Est e discendendo a più di 200 metri di profondità a 100° Ovest.

La termoclina è significativa poiché agisce come una barriera tra gli strati superiori più caldi e più leggeri dell’oceano e le acque più fredde e più dense sottostanti. Le variazioni nella profondità della termoclina possono influenzare i pattern di circolazione oceanica, la vita marina, e sono strettamente collegate ai cambiamenti nella meteorologia e nel clima a scala globale.

In questo grafico, possiamo notare che la termoclina è relativamente superficiale nel lato occidentale della sezione e diventa più profonda man mano che ci si sposta verso est. Questo pattern è tipico delle condizioni normali nel Pacifico equatoriale, ma può variare significativamente durante eventi di El Niño o La Niña.

La Figura 5 rappresenta le anomalie termiche nell’area NINO3 per 13 eventi ENSO osservati tra il 1950 e il 1998. Questo tipo di grafico è utile per analizzare le variazioni di temperatura associate agli eventi El Niño e La Niña.

Sull’asse verticale del grafico sono riportati i gradi Celsius, che misurano la deviazione della temperatura della superficie del mare (SST) dalla media stagionale. L’asse orizzontale è suddiviso in mesi e rappresenta un periodo di due anni centrato sull’anno di picco del fenomeno El Niño, identificato come “anno 1”. Questo allineamento temporale permette di confrontare l’intensità e la durata delle anomalie termiche di ciascun evento rispetto alla fase calda di El Niño.

Le linee tratteggiate e continue mostrano le varie anomalie termiche per ciascun evento ENSO. I picchi verso l’alto (valori positivi) indicano anomalie calde associate agli eventi El Niño, mentre i picchi verso il basso (valori negativi) indicano anomalie fredde associate agli eventi La Niña. La presenza di più linee permette di vedere come l’intensità e il timing di ogni evento possono variare.

Dall’osservazione del grafico, si nota che la maggior parte degli eventi El Niño raggiunge un picco di temperatura positivo tra la fine e l’inizio dell’anno, che è coerente con il pattern stagionale tipico di El Niño di culminare durante i mesi invernali dell’emisfero nord. Inoltre, si può osservare che gli eventi El Niño non sono uniformi in intensità; alcuni mostrano anomalie termiche molto più elevate rispetto ad altri.

Infine, le diverse traiettorie delle linee nel grafico evidenziano la natura complessa e dinamica degli eventi ENSO, mostrando come ogni evento sia unico e presenti un proprio pattern di sviluppo e declino. Questa varietà nelle traiettorie riflette i molteplici fattori che influenzano la temperatura della superficie del mare nell’area NINO3 e, di conseguenza, i complessi meccanismi alla base della variabilità climatica associata a ENSO.

3. Processi Fondamentali

La descrizione dei modelli climatici e di variabilità indica che la scala spaziale pertinente è l’intero bacino del Pacifico e che le variazioni interannuali nella temperatura della superficie marina, nei venti di superficie e nella profondità del termoclino sono le caratteristiche distintive di El Niño. In questa sezione vengono descritti i processi fisici che influenzano queste variazioni.

3.1 Processi Oceanici

La parte superiore dell’oceano, fino a una profondità di circa 50 metri, è generalmente caratterizzata da un’omogeneità di temperatura, essendo ben miscelata. La temperatura di questo strato misto varia a causa delle interazioni con l’atmosfera, scambi termici con gli strati più profondi e per effetto dell’advezione. Il flusso di calore netto dall’atmosfera verso l’oceano, e viceversa dal fondo dello strato misto, contribuisce al bilancio termico dell’oceano. Sotto l’assunzione che la temperatura sia uniforme in questo strato, è possibile calcolare le variazioni di temperatura dello strato misto.

La temperatura dello strato misto può cambiare a causa dell’advezione, che è il trasporto di calore tramite i movimenti dell’acqua, e dei processi di miscelamento sia orizzontale sia verticale.

Il flusso di calore netto dall’atmosfera all’oceano può essere stimato come proporzionale alla differenza di temperatura tra la superficie dell’oceano e l’atmosfera inferiore. A livello della base dello strato misto, una stima approssimativa del flusso di calore può essere espressa in termini della differenza di temperatura tra lo strato misto e lo strato sottostante dell’oceano.

Il termine w rappresenta una velocità verticale caratteristica riscontrata alla base dello strato misto e H_u​ è una scala di lunghezza verticale che permette di approssimare efficacemente il gradiente di temperatura tra lo strato misto e la temperatura sottostante, indicata come T_s​.

Gli effetti dello stress del vento sull’oceano superficiale si manifestano in tre modi principali. In primo luogo, come già menzionato, lo stress del vento prevalentemente orientale provoca un accumulo di acqua nella parte occidentale del bacino. Questo fenomeno induce una pressione superiore nello strato superiore del Pacifico occidentale rispetto a quella del Pacifico orientale, causando di conseguenza un abbassamento del termoclino verso est. In secondo luogo, i venti generano divergenze e convergenze di massa nell’oceano superficiale attraverso lo strato limite di Ekman, dove viene trasferito l’input di momento. Al di sopra dell’equatore, i venti alisei inducono un trasporto di Ekman verso destra rispetto alla direzione del vento, allontanandosi dall’equatore. Analogamente, a sud dell’equatore, il trasporto di massa di Ekman si dirige lontano dall’equatore. Con uno stress del vento di 0.1 Pascal, un valore tipico della velocità verticale è di alcuni metri al giorno. Infine, lo stress del vento è responsabile per la generazione delle correnti oceaniche superficiali.

Quando l’ampiezza e/o direzione dello stress del vento cambiano, l’oceano superficiale si adatta attraverso la dinamica delle onde. Le onde più significative coinvolte in questo processo di adattamento sono le onde Kelvin equatoriali, le quali presentano una struttura termoclinica massima all’equatore e una diminuzione esponenziale dell’ampiezza in direzione meridionale con una scala di decadimento di circa 300 km. La velocità zonale ha la stessa struttura spaziale del termoclino e la velocità meridionale è nulla. Queste onde non dispersive hanno una velocità di gruppo di circa 2 m/s e impiegano all’incirca tre mesi per attraversare il bacino del Pacifico di larghezza 15.000 km.

Inoltre, le lunghe onde di Rossby equatoriali presentano una struttura termoclinica massima al di fuori dell’equatore. La loro velocità meridionale è molto più piccola rispetto a quella zonale. Queste onde non dispersive viaggiano verso ovest con una velocità che è un terzo di quella delle onde Kelvin e quindi impiegano circa nove mesi per attraversare il bacino del Pacifico.

Quando un’onda Kelvin incontra la costa orientale, il segnale riflesso è dominato dalle lunghe onde di Rossby. In maniera simile, quando un’onda di Rossby raggiunge la costa occidentale, è riflessa prevalentemente come un’onda Kelvin.

La risposta di piccola ampiezza del flusso in un bacino oceanico equatoriale a un determinato campo di vento può essere descritta come una risposta direttamente forzata e una somma di onde libere, necessarie per soddisfare le condizioni al contorno. Nella risposta a uno stress del vento periodico, l’oceano reagisce non solo al modello di vento istantaneo ma anche ai venti precedenti attraverso la propagazione di onde. Lungo l’equatore, l’adattamento oceanico è principalmente realizzato da onde Kelvin est-orientate relativamente veloci. Al di fuori dell’equatore, l’adattamento è attuato da onde di Rossby più lente che si spostano verso ovest. In tale scenario, il pattern del termoclino fuori dall’equatore è in parte costituito da onde di Rossby libere che si stanno adattando al vento e in parte da una risposta forzata che si trova in un equilibrio quasi stazionario con lo stress del vento istantaneo. La deviazione da questo equilibrio quasi stazionario è cruciale per l’evoluzione futura del termoclino e conferisce all’oceano una sorta di memoria. Un indicatore di questa memoria è stato considerato da Neelin et al. (1998) come la differenza tra la risposta attuale e quella che sarebbe, in ogni istante, in equilibrio stazionario con lo stress del vento istantaneo. Per i pattern di vento nel Pacifico tropicale, questa “memoria oceanica” è più pronunciata vicino al confine occidentale.

La Figura 7 rappresenta schematicamente tre meccanismi di retroazione che influenzano le condizioni di temperatura nell’oceano e possono amplificare o mitigare eventi come El Niño:

1. Retroazione della Termoclina (frecce rosse): Questo meccanismo evidenzia l’effetto di una termoclina perturbata, cioè spostata verso la superficie rispetto alla norma. Quando la termoclina è più superficiale, le acque calde superficiali si estendono più in profondità, portando a un innalzamento della temperatura media dell’acqua vicino alla superficie (anomalia calda). La retroazione si verifica perché una termoclina superficiale può ulteriormente ridurre l’upwelling di acque fredde dal profondo, contribuendo a mantenere o intensificare l’anomalia termica.
2. Retroazione dell’Upwelling (frecce blu): Il diagramma mostra come un’upwelling ridotto possa contribuire al riscaldamento superficiale. Normalmente, l’upwelling trasporta acque fredde dalle profondità verso la superficie, contribuendo a raffreddare il mare superficiale. Se questo processo è ridotto, a causa di un’anomalia nei venti per esempio, meno acqua fredda raggiunge la superficie, riducendo la capacità dell’oceano di disperdere il calore e favorendo così l’accumulo di calore superficiale.
3. Retroazione dell’Advezione Zonale (frecce verdi): L’advezione zonale rappresenta il trasporto orizzontale di calore attraverso il movimento dell’acqua. Nel contesto di El Niño, significa che l’acqua calda dell’oceano occidentale viene trasportata verso est. Questo processo può intensificare un’anomalia calda esistente, contribuendo a un ulteriore riscaldamento delle acque superficiali nel Pacifico equatoriale orientale.

Insieme, questi tre meccanismi di retroazione sono interconnessi e possono creare una catena di eventi che rafforzano l’evento El Niño. Ad esempio, un rafforzamento dell’anomalia calda può ulteriormente indebolire i venti alisei, riducendo l’upwelling e permettendo alla termoclina di rimanere superficiale, creando un ciclo di feedback positivo che potenzia l’evento El Niño. Il diagramma è quindi una rappresentazione visiva di come le interazioni tra l’atmosfera e l’oceano possano portare a significative variazioni climatiche.

3.2 Interazioni Retroattive Accoppiate

Quando la superficie sottomarina è calda, l’aria sovrastante si riscalda e tende a innalzarsi. Se si ipotizza che la convezione si verifichi prevalentemente sopra le acque più calde e che il riscaldamento adiabatico sia dominato dal calore liberato durante i processi di precipitazione, allora si può affermare che le anomalie del calore latente sono proporzionali alle anomalie della temperatura della superficie del mare, con un determinato fattore di proporzionalità, indicato con αT​. In queste circostanze, si può osservare una risposta dei venti zonali di basso livello, con venti occidentali a ovest e venti orientali a est delle anomalie positive e negative della temperatura della superficie del mare, rispettivamente. Poiché le anomalie di stress del vento zonale sono proporzionali alle anomalie dei venti zonali con un fattore di proporzionalità γ, si può quindi delineare il carattere dell’interazione tra oceano e atmosfera. Un’anomalia della temperatura della superficie del mare, attraverso il riscaldamento locale, genera un’anomalia del vento di basso livello. Lo stress del vento anomalo risultante sulla superficie oceano-atmosferica modificherà (i) la pendenza del termoclino attraverso le differenze di pressione orizzontali nell’oceano superficiale, (ii) la forza dell’upwelling a causa delle divergenze di Ekman nello strato superiore, e (iii) influenzerà le correnti dell’oceano superficiale all’interno dello strato misto. Queste modifiche nel campo di velocità e nel campo del termoclino avranno un impatto sulla temperatura della superficie del mare.

La robustezza dell’interazione tra il sistema è determinata dagli effetti combinati di quanto un’anomalia dei venti zonali sia generata da anomalie della temperatura della superficie marina e di quanto il momento di tali venti venga trasferito come stress allo strato oceanico superiore. L’intensità di questa interazione è quantificata da un parametro, μ, che rappresenta il prodotto (senza dimensioni) dei fattori αT​ e γ, dove 1T​ denota una differenza di temperatura zonale tipica attraverso il bacino. L è la lunghezza zonale del bacino e c_a è la velocità di propagazione di un’onda Kelvin libera nell’atmosfera.

Le principali retroazioni positive identificate in questo sistema accoppiato oceano-atmosfera si riferiscono ai meccanismi del termoclino, dell’upwelling e dell’advezione zonale. Questi fenomeni vengono illustrati al meglio osservando l’evoluzione di perturbazioni molto piccole su uno stato di base preesistente. Prendendo in considerazione solo il termine di advezione zonale e trascurando i termini quadratici delle ampiezze delle perturbazioni, l’evoluzione delle anomalie di temperatura è descritta da un processo che mostra come le anomalie di temperatura possono essere influenzate sia dal movimento zonale dell’acqua che dalla perturbazione stessa.

Il meccanismo di retroazione del termoclino è meglio spiegato osservando un termoclino inclinato in un oceano con upwelling costante. Il termoclino inclinato e l’upwelling sono causati dai venti alisei persistenti. Se si verifica una perturbazione positiva della temperatura della superficie marina in una certa località, per esempio nella parte orientale del bacino, questa provoca una perturbazione nei venti zonali di basso livello che soffiano verso ovest, con un’intensità massima situata a ovest dell’anomalia massima della temperatura superficiale. Poiché i venti di fondo si indeboliscono localmente, il gradiente del termoclino diminuisce e diventa meno accentuato. In questa situazione, l’acqua più fredda sarà più vicina alla superficie nella parte occidentale, ma si troverà a maggior profondità nella parte orientale. Di conseguenza, la temperatura sottostante aumenta effettivamente al livello di upwelling, generando una perturbazione positiva del flusso di calore alla base dello strato misto. Se la perturbazione iniziale viene amplificata, è presente una retroazione del termoclino, sia in uno stato transitorio che in uno stato equilibrato.

Per comprendere la retroazione dell’upwelling, si consideri nuovamente un’anomalia positiva della temperatura della superficie marina nella parte orientale del bacino e i cambiamenti associati nei venti. Tuttavia, questa volta si verificano cambiamenti nell’upwelling, principalmente a causa della dinamica dello strato di Ekman. Venti alisei più deboli significano meno upwelling e quindi minore afflusso di acqua fredda nello strato misto. Se la perturbazione della temperatura superficiale viene amplificata, il feedback dell’upwelling si verifica.

Il feedback dell’advezione zonale deriva dall’advezione zonale del calore. Immaginando una regione con un forte gradiente di temperatura superficiale, per esempio sul lato est della cosiddetta ‘warm pool’, e supponendo che si verifichi un’anomalia positiva della temperatura superficiale che porta ad anomalie dei venti occidentali, la corrente oceanica superficiale zonale viene intensificata, portando all’amplificazione della perturbazione positiva della temperatura. Parte di questo movimento zonale dello strato misto sarà dovuto alla dinamica delle onde e in parte alla dinamica di Ekman.

3.3 Una gerarchia di modelli accoppiati

Attualmente esiste una vasta gamma di modelli accoppiati per lo studio di ENSO all’interno del sistema climatico globale. I modelli come quelli sviluppati da Zebiak e Cane nel 1987 sono comunemente classificati come Modelli di Complessità Intermedia (ICM). La componente oceanica di questi modelli solitamente comprende l’integrazione di uno strato di mescolanza e uno strato termoclino, come illustrato nella Figura 6. Un sistema completo di equazioni viene formulato quando la temperatura sottostante la superficie, T_s​, è espressa in termini di deviazione del termoclino, indicata con h, dal suo valore di equilibrio. Nel modello originario di questa categoria, la funzione della temperatura sottosuperficiale Ts​(h) è definita in modo da produrre una saturazione a temperature fisse quando il termoclino è estremamente superficiale o profondo.

Questi modelli sono stati prevalentemente utilizzati in modalità di anomalia, il che implica che il modello calcola solamente le anomalie rispetto a una climatologia di riferimento predefinita, che può essere rappresentata da uno stato medio annuale o da un ciclo stagionale. Di conseguenza, tali modelli sono focalizzati sullo studio dei principi fisici fondamentali che governano ENSO, senza considerare il contesto più ampio. Il comportamento tipico delle soluzioni di questi modelli si manifesta attraverso un range esteso di parametri in cui si osserva un comportamento oscillatorio su scale temporali interannuali, con eventi caldi e freddi ricorrenti di durata di circa 14-18 mesi. Le anomalie della temperatura della superficie marina nel Pacifico orientale possono raggiungere un’ampiezza di 2-3°C. Se la forza di accoppiamento μ si riduce, il comportamento oscillatorio interannuale cessa, indicando l’esistenza di una soglia critica legata alle instabilità del sistema accoppiato e ai feedback positivi discussi precedentemente.

Il ciclo annuale contribuisce all’irregolarità delle oscillazioni interannuali. Il periodo di giugno-luglio si rivela il più propizio per un rapido incremento delle anomalie termiche superficiali, mentre il periodo di marzo-aprile appare meno favorevole.

Per approfondire lo studio di ENSO all’interno di un contesto più vasto, sono stati sviluppati Modelli Generali di Circolazione Tropicale (GCM). Sebbene vi sia un’ampia varietà di modelli, essenzialmente si possono identificare due classi principali: modelli accoppiati ibridi (HCM) e modelli accoppiati di circolazione generale (CGCM). Entrambe le tipologie includono un modello oceanico avanzato, ma si differenziano notevolmente per quanto riguarda le componenti atmosferiche. Nei CGCM, l’atmosfera è rappresentata da un modello completo fisico-dinamico, mentre negli HCM da un modello empirico derivato statisticamente. Gli HCM offrono il vantaggio di costi computazionali più contenuti rispetto ai CGCM e non presentano una semplificazione eccessiva dei processi oceanici non lineari come negli ICM, pur mantenendo un livello di complessità inferiore rispetto ai CGCM, il che facilita l’interpretazione dei fenomeni simulati. Gli HCM si sono dimostrati piuttosto efficaci nella simulazione di molti aspetti della variabilità di ENSO (Syu e Neelin, 1995; Tang, 2002).

I modelli CGCM possono essere distinti in modelli TOGA e modelli globali. I modelli TOGA accoppiano un modello oceanico ad alta risoluzione del bacino del Pacifico tropicale con un modello atmosferico globale. I CGCM globali invece si basano sull’accoppiamento di modelli oceanici e atmosferici globali a risoluzione relativamente bassa.

Per esaminare approfonditamente le risposte degli ICM e dei GCM, si ricorre all’uso di modelli accoppiati ridotti, noti come RCM. Tra gli esempi vi sono il modello di Jin e Neelin (1993), impiegato per investigare come i processi accoppiati conducano alla formazione di pattern spazio-temporali ricorrenti, il modello a due fasce (Jin, 1997a), attraverso il quale sono state esaminate le proprietà di propagazione dei pattern preferenziali, e le variazioni del modello dell’oscillatore ritardato (Suarez e Schopf, 1988; Battisti e Hirst, 1989). Procedendo nella gerarchia dei modelli, dai RCM agli ICM e infine ai GCM, si assiste a un incremento del realismo e della capacità di rappresentare il contesto di ENSO. Tuttavia, parallelamente, si verifica una riduzione nella capacità di comprensione dettagliata dei fenomeni osservati.

4. Fisica della variabilità di El Niño

I risultati ottenuti da numerosi modelli all’interno di questa gerarchia indicano che un modello spaziale preferito, che varia su una scala temporale interannuale, si sviluppa spontaneamente attraverso le retroazioni accoppiate nel sistema oceano-atmosfera. “Spontaneo” qui significa che piccole perturbazioni su uno stato di base possono crescere fino a generare una variabilità di ampiezza significativa su una specifica scala temporale. Sorgono due complicazioni: (i) i processi accoppiati coinvolti nella variabilità di ENSO influenzano anche lo stato di base e (ii) lo stato di base è dipendente dal tempo. Nella Sezione 4.2, descriviamo come emerga il modello spaziale e il comportamento temporale di ENSO attraverso una modalità interna di variabilità di un particolare stato di base stabile. Nella Sezione 4.3, si considerano gli effetti di uno stato di base dipendente dal tempo.

4.1 Processi accoppiati e lo stato medio annuale

In molti studi iniziali sulla variabilità di ENSO, lo stato medio annuale veniva semplicemente prescritto, senza tenere conto dei processi che generano questo stato; questi stati sono definiti stati di base prescritti. Ad esempio, si poteva scegliere un termoclino piatto, con un gradiente di temperatura zonale costante e assenza di flusso sia nell’oceano che nell’atmosfera. Alternativamente, si poteva prescrivere uno stato medio annuale o un ciclo stagionale basato su osservazioni.

Esaminando il campo della temperatura della superficie marina dello stato medio annuale, emerge la curiosità riguardo alla forte asimmetria zonale all’equatore, con un warm pool a ovest e una lingua fredda a est. Per comprendere il pattern spaziale del warm pool/lingua fredda, si è riconosciuto che una parte dello stress del vento (medio annuale) nel bacino del Pacifico è in realtà correlata al suo gradiente di temperatura zonale. Solo una piccola parte dello stress del vento, indicato come τ_ext​, è determinata da fattori esterni. Lo stress del vento esterno τ_ext​ può essere considerato costante zonalmente, come se fosse causato dalla circolazione atmosferica zonalmente simmetrica.

A zero forza di accoppiamento, la circolazione oceanica e di conseguenza la temperatura della superficie marina sono determinate dallo stress del vento zonale esterno. Un piccolo vento da est provoca un modesto upwelling e una leggera inclinazione del termoclino. Nella risposta a questo vento esterno, la temperatura della superficie marina equatoriale aumenta in modo monotono da est a ovest. Il termoclino è approssimativamente lineare all’equatore, con una profondità crescente verso ovest e leggeri massimi fuori dall’equatore vicino al confine occidentale.

A piccoli valori di μ, ulteriori stress del vento da est dovuti all’accoppiamento si verificano a causa del gradiente di temperatura zonale. Questo porta a un maggiore upwelling e a una maggiore inclinazione del termoclino, rafforzando la lingua fredda nella parte orientale del bacino. La temperatura della lingua fredda, come mostrato in una figura, varia in funzione di μ. La scala zonale della lingua fredda è determinata da un equilibrio delicato dei vari feedback accoppiati. Questo dimostra che i processi accoppiati sono coinvolti nei pattern spaziali medi annuali del sistema climatico del Pacifico e spiega anche perché la lingua fredda si trova nella parte orientale del bacino; questi stati di fondo sono definiti stati medi annuali completamente accoppiati.

La Figura 8 comprende due parti distinte che illustrano la relazione tra la variabilità della temperatura della superficie del mare nell’area equatoriale del Pacifico orientale e la forza di accoppiamento nel sistema oceano-atmosfera, oltre a mostrare la configurazione della profondità del termoclino a un dato valore di accoppiamento:

la Figura 8 si compone di due parti:

(a) Il grafico (a) presenta la relazione tra la deviazione della temperatura della superficie del mare nell’equatore del Pacifico orientale (presso la longitudine normalizzata x/L=0.8) e la forza di accoppiamento μ nel sistema oceano-atmosfera. La temperatura di riferimento è T_o=30°C. La curva mostra che, all’aumentare della forza di accoppiamento, la temperatura superficiale si abbassa rispetto al valore di riferimento. Questo implica che un maggiore accoppiamento tra oceano e atmosfera porta a una maggiore deviazione dalla temperatura di base, suggerendo un’intensificazione delle condizioni di raffreddamento nella regione equatoriale del Pacifico orientale.

(b) Il grafico (b) rappresenta la distribuzione delle anomalie della profondità del termoclino quando la forza di accoppiamento è μ=0.5. I contorni mostrano le variazioni della profondità del termoclino rispetto a un valore tipico H=100 metri in tutto il bacino. La scala meridionale è data da λ_o=300 km, che è rappresentativa dell’estensione meridionale del termoclino. Il pattern esibito nel grafico suggerisce che a un valore di accoppiamento medio-alto, il termoclino mostra variazioni significative in profondità, con tendenza ad approfondirsi verso la parte occidentale del bacino e presentando massimi locali che potrebbero indicare una maggiore stratificazione o altri fenomeni dinamici oceanici vicino al confine occidentale.

4.2 La Modalità di ENSO

Nei primi studi, è stata considerata la stabilità di uno stato medio costante prescritto in un bacino oceanico periodico. In questo contesto, le onde di Rossby e Kelvin, sia oceaniche che atmosferiche, non accoppiate, possono diventare instabili a causa dei processi accoppiati. I modi instabili risultanti sono onde in movimento che hanno un periodo di oscillazione interannuale per lunghezze d’onda paragonabili alle dimensioni del bacino. È anche possibile che un modo lentamente propagante verso ovest, noto come modo-SST, diventi instabile. Questo modo non è associato alla dinamica delle onde né nell’atmosfera né nell’oceano, ma piuttosto ai processi di adeguamento della temperatura superficiale del mare.

La stabilità lineare di stati medi annui prescritti con variazione zonale all’interno di un bacino limitato è stata esplorata da Jin e Neelin (1993). Nel caso non accoppiato, emergono due serie distinte di modi. Una serie è primariamente relazionata alle scale temporali di variazione della temperatura superficiale del mare (i suddetti modi-SST) e l’altra serie è correlata alle scale temporali di adeguamento oceanico (modi della dinamica oceanica). In base agli altri parametri nel modello, lo stato medio può diventare instabile rispetto a instabilità sia stazionarie che oscillatorie. Nel regime di parametri considerato il “più realistico”, descritto come il regime “oscillatorio stazionario”, avviene la fusione di un modo della dinamica oceanica oscillatorio con un modo-SST stazionario. Ciò conduce a modi leggermente crescenti (detto modi misti SST/dinamica oceanica), che ereditano la loro struttura spaziale dal modo-SST stazionario, ma il cui periodo di oscillazione interannuale è determinato dalla dinamica sottosuperficiale dell’oceano.

La stabilità lineare degli stati medi annui completamente accoppiati mostrata nella Figura 8 è stata indagata da Van der Vaart et al. (2000). La traiettoria di sei modi, che diventano autovalori dominanti ad alto accoppiamento, è rappresentata in funzione della forza di accoppiamento μ in una figura successiva.

Un punto di maggior dimensione indica un valore più elevato di μ e sia il periodo di oscillazione che il tasso di crescita dei modi sono espressi in anni^{-1}. Il tasso di crescita di un modo oscillatorio diviene positivo man mano che μ supera il valore di 0.5. Il modello della temperatura superficiale del mare equatoriale per questo modo mostra un’oscillazione quasi stazionaria con una scala spaziale ristretta alla lingua fredda dello stato medio. La risposta dei venti è più estesa zonalmente ed è in fase con l’anomalia della temperatura superficiale del mare. Nella struttura spaziale del campo termoclino (illustrato nella Figura 9b in varie fasi dell’oscillazione) è possibile distinguere la propagazione verso est delle anomalie equatoriali, la loro riflessione sul confine orientale e la successiva propagazione verso ovest fuori dall’equatore.

Usando stati medi annuali prescritti, Fedorov e Philander (2000) hanno fornito una panoramica della dipendenza del fattore di crescita (Figura 10a) e del periodo (Figura 10b) della modalità ENSO rispetto alle condizioni di fondo. La curva tratteggiata nella Figura 10 rappresenta una crescita nulla (condizioni cosiddette neutre) della modalità ENSO. Le stime odierne per lo stato di fondo del Pacifico corrispondono all’area vicina ai punti A e B, con un periodo compreso tra 2 e 6 anni e condizioni quasi neutre.

In tutti i modelli menzionati, un comportamento oscillatorio di El Niño si manifesta leggermente al di sopra delle condizioni critiche, seguito da un comportamento irregolare con un accoppiamento più forte. Sono stati intrapresi tentativi per sviluppare modelli concettuali volti a spiegare la fisica del periodo di oscillazione e il passaggio all’irregolarità. La maggior parte di questi condivide il concetto che uno dei feedback positivi (discusso nella Sezione 3) agisca per amplificare le anomalie della temperatura della superficie marina e che i processi di adeguamento oceanico alla fine determinino un feedback negativo ritardato. Questi elementi comuni sono sintetizzati nel meccanismo dell’oscillatore ritardato o “paradigma della memoria sottosuperficiale”. Le differenze tra i vari approcci sono sottili (Jin, 1997b) e si riferiscono al ruolo delle riflessioni delle onde ai confini, all’importanza dei processi di adeguamento della temperatura della superficie marina, al feedback dominante che è responsabile per l’amplificazione delle anomalie e alla concezione dei processi di adeguamento dinamico nell’oceano.

Sono state identificate quattro principali categorie di “oscillatori” associati al fenomeno ENSO: (i) l’oscillatore ritardato “classico”, (ii) l’oscillatore di ricarica/scarica, (iii) l’oscillatore del Pacifico occidentale e (iv) l’oscillatore advettivo/riflessivo. Qui ci si concentra sulla descrizione dei primi due; gli altri due tipi di oscillatori sono trattati approfonditamente in Wang e Picaut (2004).

Nell’interpretazione dell’oscillatore ritardato “classico”, il meccanismo di riflessione al limite orientale non gioca un ruolo significativo, mentre il feedback del termoclino è il fattore dominante che influisce sull’adattamento dell’oceano. Questo meccanismo è regolato principalmente dall’azione combinata di onde individuali di Kelvin e Rossby. In un modello semplificato che rappresenta questa dinamica, l’equazione differenziale con ritardo illustra come l’anomalia della temperatura nel Pacifico orientale sia influenzata dalle anomalie del termoclino equatoriale nella parte centrale del bacino e dalle anomalie al di fuori dell’equatore. In questa rappresentazione, si considerano un termine che riflette un amplificamento positivo attraverso il feedback del termoclino e un secondo termine che esprime un feedback negativo ritardato. Il ritardo è determinato dal tempo necessario affinché le onde di Rossby viaggino dal centro della risposta dei venti al confine occidentale, più il tempo che l’onda di Kelvin riflessa impiega per attraversare nuovamente il bacino. Un termine non lineare è incluso per consentire la stabilizzazione a un’ampiezza finita.

Nel modello dell’oscillatore di ricarica/scarica, l’adattamento dell’oceano è considerato come il risultato collettivo dell’azione di onde di Kelvin e Rossby. In questo contesto, anche l’adattamento della temperatura della superficie marina tramite i processi dello strato superficiale riveste un ruolo cruciale. Prendendo in esame un’anomalia positiva della temperatura della superficie marina nella parte orientale del bacino, che provoca una reazione dei venti in direzione ovest, il processo di adattamento oceanico modifica la pendenza del termoclino, portando a una maggiore profondità del termoclino nella parte orientale.

Pertanto, mediante il feedback del termoclino, si assiste a un’amplificazione dell’anomalia della temperatura della superficie marina, che conduce l’oscillazione alla fase estrema calda del ciclo (come illustrato nella Figura 11a). A causa dell’adattamento oceanico, si manifesta una divergenza non trascurabile del trasporto di massa integrato zonalmente, che determina la redistribuzione di parte del contenuto termico equatoriale verso le zone extra-equatoriali. Questo processo di scambio contribuisce ad appiattire il termoclino equatoriale e a ridurre l’anomalia termica nella regione orientale (anche in questa fase il feedback del termoclino è determinante), con la conseguente attenuazione dell’anomalia dello stress del vento (come mostrato nella Figura 11b). Di seguito, si forma un’anomalia negativa del termoclino che, facilitando l’ascesa di acque fredde nello strato superficiale attraverso l’upwelling di base, induce un’anomalia negativa della temperatura superficiale del mare, la quale, attraverso un meccanismo di amplificazione, innesca la fase fredda del ciclo (rappresentata nella Figura 11c).

Attraverso processi di adattamento, si verifica una “ricarica” del contenuto termico equatoriale (ancora una volta, il trasporto di massa integrato zonalmente mostra una variazione non nulla) che porta a una fase di transizione caratterizzata da un’anomalia positiva del termoclino equatoriale integrato zonalmente (come indicato nella Figura 11d). Questa interpretazione dell’oscillatore di ricarica può essere agevolmente estesa per includere il feedback dell’advezione zonale (Jin e An, 1999), poiché sia il feedback dell’advezione zonale sia quello del termoclino determinano tendenze analoghe nelle anomalie della temperatura superficiale del mare.

la Figura 9 visualizza le informazioni riguardanti l’analisi della stabilità di un sistema che modella la dinamica ENSO e la spazializzazione delle anomalie nel termoclino durante un ciclo di oscillazione.

(a) Nel grafico (a), vediamo una rappresentazione degli autovalori dei sei modi principali del sistema, disposti su un piano che combina le parti reali e immaginarie del tasso di crescita complesso, σ. La parte reale (Re(σ)) di ciascun autovalore determina la crescita o il decadimento del modo, con valori positivi che indicano crescita (instabilità) e valori negativi che indicano decadimento (stabilità). La parte immaginaria (Im(σ)) è correlata al comportamento oscillatorio del modo, dove un valore non nullo indica che il modo oscilla con un certo periodo. La dimensione dei punti rappresenta il valore della forza di accoppiamento μ, dove punti più piccoli indicano un accoppiamento più debole e punti più grandi indicano un accoppiamento più forte fino al confine di stabilità (µc=0.5). Questa visualizzazione aiuta a comprendere come l’intensità dell’accoppiamento influisca sulla stabilità e sulle proprietà oscillatorie dei modi del sistema.

(b) Il grafico (b) mostra le configurazioni, o piantine, dell’anomalia della profondità del termoclino a diverse fasi di un’oscillazione di 3,7 anni. Ogni fase è contrassegnata da un tempo t, con t=1/2 che rappresenta la metà del periodo dell’oscillazione. Le linee piene indicano anomalie positive, dove il termoclino è più profondo rispetto allo stato medio, e le linee tratteggiate indicano anomalie negative, dove il termoclino è meno profondo. Le figure illustrano come l’anomalia del termoclino si evolve nel tempo e nello spazio, dimostrando pattern di propagazione e riflessione che sono centrali nella dinamica delle oscillazioni di ENSO.

Insieme, questi due grafici forniscono una visione complessa di come i modi del sistema possono diventare instabili e come queste instabilità si manifestano come pattern oscillatori nel modello del termoclino, elementi chiave per la comprensione del ciclo di ENSO.

La Figura 10 rappresenta in due pannelli la relazione tra due parametri climatici fondamentali — lo stress medio del vento e la profondità media del termoclino — e due caratteristiche critiche del modo ENSO: il tasso di crescita e il periodo di oscillazione.

(a) Nel pannello (a), viene mostrato come il tasso di crescita del modo ENSO varia al variare dello stress medio del vento e della profondità del termoclino. I colori indicano il tasso di crescita: i toni caldi (giallo-arancione-rosso) rappresentano un tasso di crescita elevato, il che indica una maggiore instabilità o una crescita rapida dell’ENSO, mentre i toni freddi (blu) indicano un tasso di crescita minore o negativo, che suggerisce una dinamica più stabile. La grandezza dei punti varia in relazione alla forza di accoppiamento μ, con i punti più grandi che rappresentano una forza di accoppiamento maggiore. La linea tratteggiata delimita la regione di crescita zero, ovvero le condizioni al confine tra stabilità e instabilità del sistema.

(b) Nel pannello (b), il periodo di oscillazione del modo ENSO è visualizzato in funzione degli stessi parametri fisici. La scala cromatica qui va dal blu al rosso, indicando periodi che variano da brevi (2 anni) a lunghi (oltre 8 anni). La posizione dei punti A e B segnala le condizioni stimate attuali del Pacifico, che si collocano in una regione di transizione con un periodo di oscillazione compreso tra 2 e 6 anni, che corrisponde a un comportamento vicino a quello neutro del sistema.

Entrambi i pannelli forniscono una visualizzazione grafica della sensibilità del sistema ENSO a variazioni nei parametri fisici di base. Questi dati sono cruciali per comprendere come cambiamenti anche sottili nell’oceano e nell’atmosfera possano influenzare la dinamica e la regolarità delle oscillazioni ENSO, elementi fondamentali per la previsione e la comprensione di questo fenomeno climatico globale.

La Figura 11 rappresenta schematicamente le fasi sequenziali dell’oscillatore di ricarica, un modello teorico per spiegare il ciclo delle oscillazioni di El Niño e La Niña, parte del fenomeno più ampio noto come ENSO (El Niño-Southern Oscillation).

(a) La prima fase mostra l’inizio di un evento El Niño, dove l’aumento delle anomalie positive della temperatura della superficie del mare (SST) è indicato con SST(+). Questo è associato a un termoclino che si approfondisce nell’equatore, rappresentato dalla freccia verso il basso, che indica un incremento della profondità ℎ. Il feedback positivo del termoclino e la risposta dei venti di superficie rafforzano ulteriormente l’anomalia positiva della SST.

(b) Nella fase seguente, il sistema comincia a stabilizzarsi: lo stress del vento (τ) e l’anomalia della SST tendono verso zero (τ→0, SST→0). Il termoclino si appiattisce in risposta alla diminuzione dell’anomalia della SST, segnando l’avvio della fase di scarica del ciclo.

(c) Nella terza fase, si verifica il passaggio verso un evento La Niña, caratterizzato da un raffreddamento della SST, indicato da SST(−). Il termoclino diventa meno profondo (le frecce verso l’alto indicano una diminuzione della profondità ℎ), il che facilita l’ascesa di acque più fredde verso la superficie. Questo meccanismo di feedback negativo attenua la temperatura superficiale e conduce alla fase fredda del ciclo.

(d) Infine, nella quarta fase, il sistema entra in una fase di transizione o di ricarica, preparando il contesto per il successivo riscaldamento. Non c’è più stress del vento significativo (τ→0) e l’anomalia della SST si azzera (SST→0), mentre il termoclino inizia a riacquisire profondità. Questo processo di ricarica del calore equatoriale è il preludio a un nuovo potenziale evento El Niño.

In questo modo, la Figura 11 descrive un ciclo completo di ENSO, dall’inizio di un El Niño, attraverso la sua dissipazione, alla transizione verso un La Niña e il ritorno a condizioni neutrali, in un continuo ciclo di feedback tra l’oceano e l’atmosfera.

Meccanismo Lineare per il Fase Locking di ENSO e Stati Medi Completamente Accoppiati con Dipendenza Temporale Stagionale

Raggiungere stati medi che sono pienamente accoppiati e che incorporano una variazione stagionale, preservando una distribuzione accurata della temperatura equatoriale per ciascuna stagione, si dimostra essere un compito arduo quando si utilizzano i Modelli di Complessità Intermedia. Vi sono evidenze convincenti che suggeriscono un ruolo fondamentale dei processi di accoppiamento, in particolare quelli che hanno luogo nello strato superficiale dell’oceano, nell’influenzare il ciclo stagionale. Ricerche teoriche hanno messo in luce l’importanza dell’asimmetria equatoriale nord-sud come elemento chiave nella dinamica del ciclo stagionale. Tali studi hanno evidenziato come sia l’evaporazione sia i processi di miscelazione verticale possano intensificare le asimmetrie all’equatore.

La stabilità di uno stato di fondo che varia stagionalmente deve essere valutata tramite l’analisi di Floquet, che finora è stata applicata solo a stati di fondo stagionali stabiliti a priori. Le analisi hanno rivelato che il pattern spaziale del modo ENSO cambia di poco rispetto a quello dedotto da uno stato di fondo costante.

Un meccanismo lineare che spiega il fase locking di ENSO al ciclo stagionale è stato proposto, prendendo in considerazione come la forza di accoppiamento varii nel corso dell’anno, raggiungendo il suo picco durante giugno-luglio e il suo minimo in dicembre-gennaio. Nell’ambito dell’oscillatore ritardato “classico”, si considera la variazione della profondità del termoclino nel Pacifico orientale. È ipotizzato che l’ammortamento delle anomalie del termoclino sia lineare e sono coinvolti alcuni coefficienti costanti. Durante il picco del ciclo ENSO, quando le anomalie del termoclino orientale sono al loro massimo, la variazione della profondità tende a essere nulla. Con una dissipazione minima, il riscaldamento provocato dall’onda di Kelvin deve essere controbilanciato dal raffreddamento causato dall’onda di Rossby.

Se il picco di ENSO si verificasse durante giugno, con un’alta forza di accoppiamento, l’onda di Kelvin, che causa il riscaldamento, sarebbe eccitata durante aprile e, a causa di un forte accoppiamento tra aprile e giugno, avrebbe un’ampiezza considerevole. L’onda di Rossby, eccitata circa sei mesi prima in un periodo di accoppiamento debole, avrebbe un’ampiezza ridotta e non potrebbe contrastare l’effetto dell’onda di Kelvin. Invece, quando il picco si verifica a dicembre, l’onda di Kelvin, eccitata in ottobre durante un periodo di accoppiamento più debole, avrebbe una minore amplificazione, mentre l’onda di Rossby, eccitata in giugno quando l’accoppiamento è forte, raggiungerebbe un’ampiezza significativa, sufficiente a bilanciare il segnale del termoclino dell’onda di Kelvin.

5. La complessa firma temporale di ENSO

Dai modelli di media complessità è emerso un solido quadro deterministico che spiega la variabilità oscillante di El Niño sincronizzata con il ciclo stagionale. Tuttavia, questi modelli catturano solo una parte dei processi fisici operanti nel sistema oceano-atmosfera del Pacifico e trascurano elementi cruciali del contesto di ENSO. Nell’ultima sezione del documento, esaminiamo due aspetti nei quali questo contesto è fondamentale: i meccanismi dell’irregolarità di ENSO (Sezione 5.1) e le origini della sua variabilità a bassa frequenza (Sezione 5.2).

5.1 L’irregolarità di El Niño

Per spiegare l’irregolarità di ENSO, osservabile per esempio nella serie temporale NINO3, sono stati proposti tre diversi meccanismi: (i) il comportamento caotico deterministico, (ii) la crescita non-normale, e (iii) l’influenza di processi su piccola scala comunemente descritti come “rumore”.

Il comportamento caotico deterministico può derivare dall’interazione del ciclo stagionale con la modalità ENSO. Aumentando la forza di accoppiamento μ oltre la soglia critica nei modelli influenzati stagionalmente, l’indice NINO3 mostra alternanza tra regimi di blocco di frequenza con il ciclo annuale e regimi caotici. In questi regimi sincronizzati, il periodo di ENSO è un multiplo razionale del ciclo stagionale. Sebbene le soluzioni caotiche siano diffuse nello spazio dei parametri, anche il regime sincronizzato è molto prevalente. Molte delle soluzioni identificate mostrano una sincronizzazione con il ciclo annuale simile a quella osservata, con il picco degli eventi caldi che si verifica tipicamente a gennaio. Tuttavia, non è chiaro dalle osservazioni se la modalità di ENSO sia caratterizzata da un fattore di crescita positivo o negativo. Se il sistema climatico del Pacifico tropicale è vicino a condizioni neutre o addirittura stabili, la crescita non-normale delle perturbazioni può indurre un comportamento irregolare. In tale scenario, certi schemi si amplificano più rapidamente sotto condizioni iniziali casuali rispetto alla modalità stessa di ENSO.

In un contesto di stabilità, l’influenza del “rumore” può rivelarsi sostanziale; per quanto riguarda El Niño, i processi che si sviluppano indipendentemente su scale temporali e spaziali ridotte possono essere interpretati come rumore. Ad esempio, nell’atmosfera, l’oscillazione di Madden-Julian, che ha un ciclo di 30-60 giorni, provoca esplosioni di vento da ovest. Questi eventi si caratterizzano per venti occidentali anomali che durano in media una settimana, e che sono più intensi leggermente a ovest dell’area tipica di risposta al vento di El Niño. Un’analisi dettagliata della variabilità oceanica su piccola scala nell’area equatoriale del Pacifico è stata presentata da Kessler e colleghi nel 1996. Le onde di Kelvin sono particolarmente sensibili all’oscillazione di Madden-Julian, dato che si muovono verso est a una velocità simile. Anche le onde di Rossby sono sollecitate da queste improvvise raffiche di vento occidentali.

Le onde di inerzia-gravità, con periodi fino a circa una settimana, hanno anch’esse un ruolo da svolgere. I spettri dell’indice NINO3 e del SOI, come mostrato nella Figura 1c, sono moderatamente accentuati rispetto a quelli previsti da molti ICM deterministici. Di conseguenza, vi è un ampio consenso sul fatto che il rumore contribuisca in modo rilevante all’irregolarità di El Niño. Questo è stato confermato da numerosi studi sull’effetto della forzante stocastica esplicita nei modelli di complessità intermedia e nei modelli accoppiati ibridi.

La visione che emerge dagli studi attuali è che il rumore costituisce il fattore principale che limita la prevedibilità di El Niño, almeno per le prime stagioni. La crescita e la sensibilità alle perturbazioni variano a seconda della stagione. Il sistema climatico del Pacifico Tropicale è propenso a essere vicino a condizioni neutre, con il rumore che influisce significativamente sull’entità della variabilità di El Niño.

5.2 Variabilità a Bassa Frequenza di ENSO

Relativamente all’origine della variabilità (inter)decadale in El Niño, i meccanismi proposti si differenziano tra quelli che assegnano un ruolo dominante ai tropici e quelli che includono la dinamica delle medie latitudini.

Per ciò che concerne le origini tropicali, si riconosce che i processi a piccola scala porteranno inevitabilmente a una variabilità a bassa frequenza. Ricerche di modellizzazione hanno fornito evidenza per spostamenti nel comportamento di El Niño indotti in modo stocastico. Un altro meccanismo potenziale implica complesse interazioni non lineari tra instabilità su scala di bacino e processi a scala minore. Dopo tutto, il sistema deterministico può essere intrinsecamente caotico e contenere elementi di variabilità a bassa frequenza. A causa delle interazioni non lineari, possono manifestarsi episodi esplosivi di El Niño, nei quali ENSO si intensifica fino a una certa ampiezza, segue un rapido ritorno alle condizioni iniziali e poi si assiste nuovamente alla crescita di piccole variazioni di ENSO.

Per quanto riguarda i meccanismi di accoppiamento tropicale-extratropicale, il legame tra il sistema equatoriale del Pacifico e il resto del globo avviene tramite sia l’oceano sia l’atmosfera. La circolazione atmosferica equatoriale nel Pacifico è connessa intrinsecamente ai sistemi di circolazione extratropicale e al monsone asiatico. Anche il sistema delle correnti superficiali equatoriali dell’oceano è complesso e si integra con la circolazione alle medie latitudini nel Pacifico settentrionale e meridionale. Attraverso il trasferimento di calore, la morfologia del termoclino e la temperatura sottosuperficiale possono essere modificate su scale temporali governate da processi diversi da quelli coinvolti in El Niño. Alcune simulazioni effettuate con modelli climatici globali suggeriscono che il meccanismo dominante della variabilità a bassa frequenza di El Niño origina dalla variabilità decennale dei venti atmosferici extratropicali. Questi cambiamenti su larga scala influenzano i venti alisei e precondizionano lo stato medio del termoclino nell’oceano equatoriale, portando a periodi estesi di intensificata o ridotta variabilità di El Niño. Inoltre, si osserva una correlazione evidente tra la circolazione di Walker e altri sistemi di circolazione tropicale, come quello sull’Atlantico e il monsone del sud-asiatico. Ogni anno, durante la primavera boreale, il centro della convezione tropicale si sposta dal warm pool dell’oceano Pacifico occidentale verso nord-ovest, segnalando l’arrivo del monsone asiatico. Durante gli eventi di El Niño intensi si osserva normalmente una circolazione del monsone estivo asiatico più debole. Il sistema di bassa pressione tipico sul Pacifico occidentale si sposta verso est durante gli eventi di El Niño.

A causa della pressione alta anomala sul Pacifico occidentale e sul continente sud-asiatico, si verifica una diminuzione delle precipitazioni. Al contrario, un monsone forte, caratterizzato da intense piogge e forti venti orientali, tende a contrastare le condizioni di El Niño.

La propagazione sottosuperficiale di anomalie di temperatura oceanica nelle medie latitudini può anche portare a variabilità interdecennale, come dimostrato in un modello semplificato. Le anomalie di temperatura si formano nello strato misto invernale alle medie latitudini e s’immergono durante la ristratificazione, propagandosi lungo il giro subtropicale verso l’equatore. Tuttavia, le ricerche basate sui modelli indicano che queste anomalie potrebbero non raggiungere la regione equatoriale con ampiezza sufficiente per influenzare la dinamica di El Niño. Sono state suggerite altre connessioni oceaniche, come il segnale delle onde extratropicali nel Pacifico equatoriale occidentale e l’accoppiamento dell’estensione meridionale della lingua fredda con la circolazione di capovolgimento meridionale poco profonda che collega la regione di risalita equatoriale e il giro subtropicale del Pacifico settentrionale.

6 Conclusioni

Nonostante ci siano ancora numerose questioni insufficientemente descritte, si può concludere che il fenomeno ENSO sia comprensibile all’interno di un quadro non lineare, seppur debole, di interazione oceano-atmosfera equatoriale. La natura oscillante di ENSO deriva da una modalità di variabilità interna del sistema accoppiato che coinvolge i feedback accoppiati e la dinamica delle onde oceaniche. Sono stati proposti meccanismi potenziali per spiegare l’irregolarità e la variabilità a bassa frequenza di ENSO, ma al momento non è chiaro quale meccanismo prevalga.

https://adgeo.copernicus.org/articles/6/3/2006/adgeo-6-3-2006.pdf?FrameEngine=false