L’Oscillazione Decadale del Pacifico (PDO) è stata descritta da alcuni come un modello di variabilità del clima del Pacifico simile a El Niño ma a lunga durata, e da altri come una combinazione di due modi a volte indipendenti che hanno caratteristiche spaziali e temporali distinte della variabilità della temperatura della superficie del mare (SST) del Nord Pacifico. Un crescente corpo di prove mette in evidenza una forte tendenza agli impatti del PDO nell’emisfero meridionale, con importanti anomalie climatiche di superficie sull’Oceano Pacifico meridionale di media latitudine, Australia e Sud America. Diverse ricerche indipendenti trovano prove per solo due cicli completi di PDO nel secolo scorso: i regimi di PDO “freddi” prevalsero dal 1890 al 1924 e nuovamente dal 1947 al 1976, mentre i regimi di PDO “caldi” dominarono dal 1925 al 1946 e dal 1977 fino almeno alla metà degli anni ’90. Le modifiche interdecennali del clima del Pacifico hanno impatti diffusi sui sistemi naturali, tra cui le risorse idriche nelle Americhe e molte pescheries marine nel Nord Pacifico. Le ricostruzioni climatiche basate sugli anelli degli alberi e sui coralli del Pacifico suggeriscono che le variazioni del PDO – a una gamma di scale di tempo variabili – possono essere rintracciate fino almeno al 1600, sebbene ci siano importanti differenze tra diverse ricostruzioni di proxy. Mentre le fluttuazioni del PDO del 20° secolo erano più energetiche in due generali periodicità – una da 15 a 25 anni, e l’altra da 50 a 70 anni – i meccanismi che causano la variabilità del PDO rimangono poco chiari. Ad oggi, c’è poco in termini di prove osservabili a sostegno di un’interazione aria-mare accoppiata a latitudine media per il PDO, sebbene esistano diversi meccanismi ben compresi che promuovono la persistenza pluriennale nelle anomalie di temperatura dell’oceano superiore del Nord Pacifico.
Introduzione
Le registrazioni climatiche da tutto il bacino del Pacifico contengono prove di una forte variabilità interannuale e interdecennale, in casi speciali con una coerenza spaziale sorprendentemente ampia (O(104 km)) (NRC, 1998). Il fenomeno El Niño/Oscillazione Meridionale (ENSO) è da tempo noto per essere la fonte principale di variazioni climatiche interannuali su scala emisferica per il Pacifico e i tropici globali (Rasmussen e Wallace, 1983). Negli ultimi due decenni del 20° secolo, l’Oceano Pacifico extratropicale si trovava in uno stato quasi continuo simile a El Niño nonostante l’assenza di eventi tropicali di El Niño nella maggior parte di quegli anni. Questa situazione, che ha avuto origine con un inverno fortemente anomalo nel 1976-1977, è stata definita “regime climatico”, a seguito di un cambiamento di regime nel 1977. Il cambiamento del clima del Pacifico nel 1977 è stato segnalato per la prima volta da Nitta e Yamada (1989) e Trenberth (1990), che hanno descritto un cambiamento a gradino nello stato medio della pressione al livello del mare (SLP) nel Nord Pacifico. Miller et al. (1994) hanno fornito la prima descrizione dettagliata dei cambiamenti climatici e hanno definito l’evento del Nord Pacifico del 1976/77 un cambiamento di regime.
I biologi hanno notato cambiamenti drammatici alla fine degli anni ’70 in gran parte della biota attorno al Nord Pacifico. Ebbesmeyer et al. (1991) hanno quantificato il cambiamento in 40 variabili “ambientali” (climatiche e biologiche) dimostrando un passaggio statisticamente significativo tra il 1976 e il 1977 in un composito delle serie temporali.
Un indice PDO sviluppato da Hare (1996) e Zhang (1996), utilizzato anche da Mantua et al. (1997), è il PC principale derivante da un’analisi EOF non rotata di anomalie mensili della temperatura della superficie del mare (SST) “residuali” del Nord Pacifico, a nord del 20°N per il periodo di registrazione 1900-1993 (vedi pannello inferiore della Fig. 1). Qui i “residui” sono definiti come la differenza tra le anomalie osservate e l’anomalia media globale mensile della SST (vedi Zhang et al., 1997). Una caratteristica notevole di questo indice è la sua tendenza alla persistenza multiennale e multidecennale, con alcuni casi di cambiamenti di segno bruschi. Sulla base di una varietà di studi, i cambiamenti di segno iniziati nel 1925, 1947, e 1977 sono stati etichettati come cambiamenti di regime (Hare e Francis, 1995; Zhang et al., 1997; Mantua et al., 1997; Minobe, 1997). Questi e altri studi hanno anche fornito prove che le variazioni del PDO hanno avuto una notevole influenza sulle risorse naturali sensibili al clima nel Pacifico e in parti del Nord America nel 20° secolo.
Studi successivi hanno rivelato diverse nuove e importanti peculiarità in una letteratura in rapida crescita sull’argomento generale della PDV e sulla natura del PDO. Prove in accumulo suggeriscono che il modo di variabilità del PDO mostra una robusta simmetria nelle variazioni climatiche interdecennali degli emisferi settentrionale e meridionale (ad es. White e Cayan, 1998; Garreaud e Battisti, 1999; Dettinger et al., 2000), con risposte caratteristiche in Est Asia, Nord, Sud e Centro America, e Australia. Registrazioni storiche che tracciano aspetti degli ecosistemi marini del Pacifico suggeriscono una forte associazione tra la variabilità del PDO e la produzione di salmone del Pacifico (Beamish e Bouillon, 1993; Beamish et al., 1999; Hare et al., 1999), uccelli marini del Pacifico (Vandenbosch, 2000), pesci di fondo dell’Alaska e produzione di zooplancton nel Pacifico centrale e orientale (Hollowed et al., 1998; Francis et al., 1998), e assemblaggi di specie marine del Golfo dell’Alaska (Anderson e Piatt, 1999), solo per citarne alcuni. Accurate ricostruzioni di dati strumentali hanno esteso il record del PDO fino al 1854 (Kaplan et al., 2000), e le ricostruzioni paleoclimatiche offrono ora una visione estesa, sebbene a volte contraddittoria, del comportamento della PDV e del PDO fino al 1600 (cfr. Minobe, 1997; Evans et al., 2000; Linsley et al., 2000; Biondi et al., 2001; Gedalof e Smith, 2001).
La ricerca sulla dinamica della PDV ha prodotto numerose pubblicazioni, ma al momento i meccanismi del comportamento del PDO rimangono misteriosi (si veda Miller e Schneider (2000) per una recensione completa). Nonostante i misteri rimanenti, sono emerse di recente alcune intuizioni sui meccanismi che favoriscono la persistenza pluriennale delle anomalie climatiche del Nord Pacifico (Schneider e Miller, 2001; Seager et al., 2001; Deser (Clara Deser, NCAR, Boulder Colorado, comunicazione personale); e Barsugli e Battisti, 1998), indicando prospettive promettenti per la prevedibilità della PDV con un anticipo di uno a pochi anni.
Mantua et al. (1997) hanno proposto che il PDO rappresenti una classe speciale di PDV definita da un modello spaziale preferito con una gamma di scale temporali interdecadali di variabilità. Sosteniamo qui che il caso per una modalità robusta di PDV del PDO sia, nel complesso, rafforzato dai risultati di studi recenti, sebbene molte domande critiche sul PDO attendano risposte. Se esiste una scala temporale preferita del PDO è critico per diverse ragioni, tra cui la questione dei meccanismi e come la comprensione di tali meccanismi dovrebbe aiutare lo sviluppo di un sistema di monitoraggio e previsione del PDO. Indipendentemente dalla prevedibilità del PDO, riteniamo anche che il riconoscimento della variabilità del PDO sia importante perché dimostra chiaramente che le condizioni climatiche “normali” possono variare su periodi di tempo paragonabili alla durata della vita di un essere umano, e le anomalie climatiche che persistono per uno a pochi decenni possono causare impatti particolarmente grandi sugli ecosistemi e sulle società.
Per brevità, forniremo solo una selezione di ricerche sul PDO nel resto di questo articolo, e nel farlo ometteremo molti risultati di ricerca preziosi. Ci scusiamo qui per queste omissioni, ma speriamo che la nostra rassegna offra ai lettori una solida base per lo stato attuale della ricerca sul PDO.
Caratteristiche del PDO
2.1 Modelli spaziali
I tipici modelli di anomalie della temperatura della superficie del mare, del vento di superficie e della pressione a livello del mare per le fasi calde del PDO sono mostrati nei pannelli superiori della Fig. 1. Durante le fasi calde del PDO, le temperature della superficie del mare (SST) tendono ad essere anomale fredde nel Pacifico settentrionale centrale coincidenti con SST anomale calde lungo la costa occidentale delle Americhe. Per le medie da novembre a marzo, le anomalie della pressione a livello del mare (SLP) del PDO caldo hanno basse pressioni sul Pacifico settentrionale che causano venti antiorari potenziati, e alta SLP sul Pacifico subtropicale settentrionale che causa venti orari potenziati. Pressioni a livello del mare anomalmente alte nel Pacifico tropicale occidentale e basse nel Pacifico tropicale orientale raffigurano una fase negativa relativamente debole dell’Oscillazione Meridionale (vedi Trenberth e Shea, 1987). Le anomalie di circolazione del PDO nell’emisfero settentrionale si estendono attraverso l’intera profondità della troposfera, e sono ben espresse come persistenza nel modello di teleconnessione Pacifico Nord America (PNA) descritto da Wallace e Gutzler (1981) (non mostrato). Poiché tutti questi modelli sono stati derivati da analisi lineari, le anomalie climatiche associate alle fasi fredde del PDO sono semplicemente opposte a quelle delle fasi calde del PDO (non mostrato).Sebbene la modalità di variabilità del PDO sia stata ampiamente discussa nella letteratura, la ricerca più generale per comprendere la PDV è un’area di ricerca molto attiva. Una lezione importante è chiara dalla letteratura pubblicata: analisi diverse producono descrizioni diverse della PDV del 20° secolo. Alcuni studi trovano prove di distinte e indipendenti aree di variabilità della SST del Pacifico settentrionale inserite all’interno del modello canonico del PDO mostrato nella Fig. 1. Nakamura et al. (1997) hanno esaminato i dati filtrati in passa-basso della SST del Pacifico settentrionale per il periodo di registrazione 1968-1992 e hanno identificato due centri di azione indipendenti, uno che comprende il fronte subtropicale a nord delle Hawaii e l’altro che comprende il fronte subartico che definisce l’estensione di Kuroshio/Oyashio. Barlow et al. (2001) hanno analizzato le SST del Pacifico per il periodo di registrazione 1945-1993 e hanno identificato una diversa coppia di modalità di SST del Pacifico settentrionale, ciascuna spazialmente correlata con il modello canonico del PDO di Mantua et al. (1997). Al contrario, Kaplan et al. (2000) hanno applicato uno schema di interpolazione ottimale ai dati disponibili di SST e SLP per il periodo di registrazione 1854-1992, poi hanno recuperato il modello del PDO come seconda modalità principale di co-variabilità tra i campi globali filtrati in passa-basso di cinque anni (la modalità principale di co-variabilità era una modalità di tendenza).Decadale del Pacifico (PDV), esiste una notevole quantità di prove a sostegno di modelli spaziali che generalmente assomigliano, se non riproducono, il modello canonico dell’Oscillazione Decadale del Pacifico (PDO). Questo consenso è evidente in molteplici studi condotti da ricercatori come Tanimoto et al. (1993), Graham (1994), Trenberth e Hurrell (1994), Latif e Barnett (1994, 1996), Zhang (1996), Hare (1996), Mantua et al. (1997), Minobe (1997), Nakamura et al. (1997), Enfield e Mestas-Nuñez (1999), Folland et al. (1999), Kaplan et al. (2000), Barlow et al. (2001), e Tourre et al. (2001). Le loro ricerche forniscono un supporto convincente per un modello ampiamente accettato di variabilità del PDO.
Fig. 1. (in alto) Condizioni climatiche anomale associate alle fasi calde dell’Oscillazione Decennale del Pacifico (PDO), e (in basso) valori medi di novembre-marzo dell’indice PDO. I valori mostrati sono in °C per la temperatura superficiale del mare (SST), millibar per la pressione al livello del mare (SLP) e direzione e intensità dello stress del vento superficiale. I vettori del vento più lunghi rappresentano uno pseudostress di 10 m2/s2. I valori anomali effettivi per un dato anno in una data posizione si ottengono moltiplicando l’anomalia climatica per il valore dell’indice associato. Adattato e aggiornato da Mantua et al. (1997).
Scale temporali di variabilità
La ricerca volta a identificare le scale temporali della Variabilità Decennale del Pacifico (PDV) ha prodotto una varietà di risultati, ancora una volta basati sui dati esaminati e sulle tecniche di analisi impiegate. In una coppia di studi strettamente correlati, Minobe (1999, 2000) ha applicato l’analisi Wavelet agli indici per l’inverno boreale e la temperatura superficiale del mare primaverile del Pacifico settentrionale (SST) e la pressione al livello del mare (SLP), scoprendo che le fluttuazioni del PDO erano più energiche con periodicità nelle bande dei 15-25 anni e dei 50-70 anni. Chao et al. (2000) hanno applicato l’Analisi dello Spettro Singolare a un indice di persistenza per le variazioni della SST del Pacifico settentrionale, e hanno trovato prove di variazioni oscillatorie con periodicità di 15-20 anni e vicino a 70 anni. Tourre et al. (2001) hanno utilizzato una tecnica Multi-Taper Method/Singular Value Decomposition (MTM/SVD) per identificare schemi coerenti di variazioni a bassa frequenza della SST e della SLP del Pacifico nel 20° secolo da 30°S a 60°N. Il modello canonico della SST del PDO mostrato nella Fig. 1 è chiaramente riprodotto dai modelli spaziali del modo Interdecadale di Tourre et al. (2001) (che ha un picco di varianza nei periodi da 12 a 25 anni), e in qualche modo simile a quello del loro modo Decadale (che ha un picco di varianza nei periodi da 9 a 12 anni) (vedi figura 2 di Tourre et al. (2001)).
Ricostruzioni paleoclimatiche
Per comprendere meglio il comportamento a lungo termine del PDO, diversi studi riportano su proxy ambientali che registrano i cambiamenti climatici correlati al PDO risalenti a diverse centinaia di anni fa. Minobe (1997) ha utilizzato le ricostruzioni di temperatura basate sugli anelli degli alberi di Fritts (1991) per proiettare le temperature dell’aria nordamericana fino al 1600. Il principale EOF aveva la stessa periodicità di picco di 50-70 anni come il record strumentale da cui è stato identificato il PDO. Biondi et al. (2001) hanno utilizzato le larghezze degli anelli di alberi stressati dall’umidità nel sud della California e in Baja, Messico, per creare una serie temporale paleo-PDO fino al 1661; Gedalof e Smith (2001) hanno utilizzato cronologie ad anelli d’albero da un transetto costiero che attraversa la California settentrionale fino al Golfo dell’Alaska per ricostruire un indice PDO fino al 1600. L’indice PDO era correlato positivamente con il segnale climatico dominante nelle sezioni del 20° secolo di queste due dendrocronologie (Fig. 2, vedi Tabella 1). Gedalof e Smith (2001) hanno identificato 11 cambiamenti di regime nel record del PDO dal 1650, con il più recente che si è verificato nel 1976/77. Con una durata media di un regime di 23 anni, suggeriscono che un altro cambiamento è previsto intorno alla fine del secolo. Mentre le due dendrocronologie catturano gran parte della variabilità interdecennale negli indici strumentali del PDO di Mantua et al. (1997) e Kaplan et al. (2000) (Fig. 2), mostrano anche periodi in cui mostrano poca, se non nessuna corrispondenza tra loro. Questa situazione richiede ulteriori indagini, e mette in evidenza opportunità per ridurre l’incertezza della PDV pre-strumentale, forse attraverso ricostruzioni multi-proxy.
Tabella 1. Coefficienti di correlazione tra le serie storiche mostrate in Fig. 2. Le correlazioni sono state calcolate sul periodo comune di registrazione (1903-1981). Si noti che queste serie storiche sono medie mobili di 5 anni delle serie di dati grezzi.
Fig. 2. Grafici delle medie mobili di 5 anni delle ricostruzioni del PDO basate sugli anelli degli alberi di Gedalof e Smith (2001) e Biondi et al. (2001), insieme all’indice SST COADS di Kaplan et al. (2000) per il periodo 1854-1992 e all’indice PDO basato sulla SST di Mantua et al. (1997). Ogni serie temporale è stata normalizzata rispetto al periodo disponibile di registrazione, e sono tracciate con un offset per chiarezza.
Sono state anche pubblicate ricostruzioni dell’indice PDO al di fuori del Nord America. Evans et al. (2000) hanno esaminato 15 cronologie ad anelli d’albero dal Nord e Sud America a media latitudine e hanno trovato che la coerenza nel 20° secolo in questi record corrispondeva strettamente a quella nell’indice PDO. Linsley et al. (2000) hanno esaminato la variabilità di Sr/Ca in un corallo di lunga vita da Rarotonga e hanno trovato un forte segnale PDO nella storia della SST del corallo estratto che copre il periodo dal 1726 al 1997. Questi ultimi due record proxy sono di particolare interesse perché confermano una robusta connessione PDO con il clima tropicale e dell’emisfero sud (Evans et al., 2001).
Impatti del PDO 3.1 Clima di superficie Molte delle anomalie climatiche associate al PDO sono largamente simili a quelle connesse con le variazioni dell’ENSO (El Niño e La Niña), anche se generalmente non così estreme (Latif e Barnett, 1996; Mantua et al., 1997; Minobe, 1997). Le correlazioni tra l’indice PDO di novembre-aprile e i dati di temperatura di superficie e precipitazioni a griglia di 0,5 gradi di Willmott e Matsuura (2000) (vedi anche Willmott e Robeson, 1995) sono mostrate in Fig. 3.
Le correlazioni suggeriscono i seguenti modelli di anomalie di precipitazione del PDO: le fasi calde del PDO coincidono con periodi anormalmente secchi nell’est dell’Australia, Corea, Giappone, Estremo Oriente russo, Alaska interna, in una fascia zonalmente allungata dal Pacifico Nord-occidentale ai Grandi Laghi, la Valle dell’Ohio, e in gran parte dell’America Centrale e del Sud America settentrionale; le fasi calde del PDO tendono anche a coincidere con periodi anormalmente umidi nel Golfo costiero dell’Alaska, nel sud-ovest degli Stati Uniti e in Messico, nel sud-est del Brasile, nel centro-sud dell’America del Sud e nell’Australia occidentale.
Le correlazioni suggeriscono i seguenti modelli di anomalie di temperatura del PDO di novembre-aprile: le fasi calde del PDO tendono a coincidere con temperature anormalmente calde nel nord-ovest del Nord America, nel Sud America settentrionale, e nell’Australia nord-occidentale, e temperature anormalmente fresche nell’est della Cina, Corea, Giappone, Kamchatka, e nel sud-est degli Stati Uniti e in Messico. È notevole che Minobe (2000) e Cayan et al. (2001) trovino che il segnale di temperatura PDO più prominente in Nord America sia in primavera boreale, piuttosto che in inverno.
Studi indipendenti hanno confermato i segnali del PDO nell’emisfero meridionale. Garreaud e Battisti (1999) hanno esteso lo studio di Zhang et al. (1997) all’emisfero meridionale e hanno identificato un chiaro modello di cambiamenti simmetrici della circolazione atmosferica associati al PDO. Dettinger et al. (2000) hanno trovato prove di un modello simmetrico di anomalie di precipitazione e deflusso annuale dell’acqua (da ottobre a settembre) relative al PDO nelle Americhe, in cui i periodi caldi del PDO (simili a El Niño) tendono ad avere subtropici anormalmente umidi ma tropici secchi e latitudini medie sia nel Nord che nel Sud America.Power et al. (1997, 1999a, 1999b) hanno esaminato i cambiamenti interdecadali nel clima dell’Australia orientale, scoprendo che i periodi caldi del PDO sono associati a condizioni anormalmente calde e secche, mentre i periodi freddi del PDO sono associati a condizioni fresche e umide, coerenti con i campi di correlazione mostrati nella Figura 3.
Fig. 3. Correlazioni tra la precipitazione media da novembre ad aprile (in alto) e la temperatura (in basso) e l’indice medio PDO da novembre ad aprile mostrato nella Fig. 1. I dati di precipitazione e temperatura sono i campi di interpolazione climatologica assistita (CAI) di griglia di 0,5 gradi prodotti all’Università del Delaware da Cort Willmott e collaboratori (disponibili via internet su http://climate.geog.udel.edu/, vedi anche Willmott e Robeson, 1995). I coefficienti di correlazione negativi sono sfumati in blu, i coefficienti di correlazione positivi sono sfumati in rosso e giallo.
Ecosistemi Marini
Negli ultimi decenni, un certo numero di studi hanno identificato prove convincenti di connessioni tra il PDO (Pacific Decadal Oscillation) e le variazioni negli ecosistemi marini del Pacifico. Kawasaki (1991) ha documentato una notevole coerenza del 20° secolo tra le fluttuazioni interdecennali nella popolazione di sardine al largo del Giappone, della California, del Cile e del Peru (vedi anche Yasuda et al., 1999). Studi che collegano le catture di salmone del Pacifico del 20° secolo nell’Asia orientale e nell’America del Nord occidentale alla variabilità nella bassa pressione delle Aleutine sono stati pubblicati da Beamish e collaboratori (Beamish, 1993; Beamish e Bouillon, 1993; Beamish et al., 1999).
Le diverse risposte regionali delle popolazioni di salmone lungo la costa occidentale del Nord America sono state esaminate da Adkison et al. (1996) e Peterman et al. (1998). I loro risultati indicavano che le popolazioni dell’Alaska mostravano una forte risposta uniforme al clima, ma le popolazioni della Columbia Britannica erano miste. Hare et al. (1999) hanno ampliato l’ambito geografico per includere popolazioni provenienti da Washington, Oregon e California e hanno analizzato i record di cattura delle cinque principali specie di salmone. Hanno identificato un “regime di produzione inversa”, associato al PDO, in cui la fase calda del PDO favorisce un’alta produzione per le popolazioni dell’Alaska e una bassa produzione per le popolazioni di Washington, Oregon e California (WOC). La fase fredda del PDO ha l’effetto opposto sulle popolazioni dell’Alaska e del WOC. L’essenza dei risultati della loro analisi è illustrata nella Fig. 4.
La risposta delle popolazioni di pesci demersali al PDO è stata anche documentata in diversi studi. Un forte salto di un anno nel reclutamento coincidente con il cambio di regime del 1976-77 è stato dimostrato per molte popolazioni commercialmente sfruttate nel Pacifico nordorientale da Beamish (1993) e in particolare per il pesce ferro (McFarlane e Beamish, 1992). Il reclutamento dell’ippoglosso del Pacifico è stato mostrato da Clark et al. (1999) per avere subito cambiamenti interdecennali strettamente legati alle fasi del PDO (Fig. 4). Come i salmoni dell’Alaska, l’ippoglosso prospera durante le fasi calde del PDO. Hollowed et al. (1998) hanno raccolto serie temporali di reclutamento per le principali specie di pesci demersali e pelagici sfruttate in Alaska e nel WOC.
Hanno scoperto che, mentre una larga parte delle specie sembrava rispondere più agli eventi ENSO, diverse specie di piatti (rombo chiodato, nasello della Groenlandia, ippoglosso del Pacifico) mostravano storie di reclutamento simili a quelle del PDO. In una delle più approfondite documentazioni dei cambiamenti che hanno avuto luogo nel complesso dei pesci demersali, Anderson e Piatt (1999) hanno raccolto 45 anni di registri di rilevamenti con reti a maglia piccola dal Golfo dell’Alaska. Mostrano che l’ecosistema marino è passato da uno dominato da specie di foraggio di livello trofico inferiore (ad es. capelin, gamberi, lance di sabbia) prima della metà degli anni ’70, a uno dominato da pesci demersali di livello trofico superiore (ad es. gadidi e piatti) da allora.
Numerosi altri studi hanno mostrato gli impatti del PDO su altri componenti degli ecosistemi marini e terrestri del Pacifico settentrionale e del Nord America. Al livello del plancton, le risposte della produttività primaria e secondaria al cambiamento climatico del 1976-77 sono state documentate da Venrick et al. (1987), Brodeur e Ware (1992), Brodeur et al. (1996), Roemmich e McGowan (1995), McGowan et al. (1998), e Mackas et al. (1998). Ai livelli trofici superiori, non piscivori, Piatt e Anderson (1995) e Francis et al. (1998) discutono dei cambiamenti decennali nelle popolazioni di mammiferi marini e uccelli piscivori, in particolare in risposta al cambiamento di regime climatico del 1976-77. Più recentemente, Vandenbosch (2000) ha collegato la variabilità della popolazione di uccelli marini delle isole Hawaii e delle isole Farallon alle fasi del PDO. Infine, Cayan et al. (2001) documentano un cambiamento a lungo termine verso un inizio anticipato della primavera negli Stati Uniti occidentali – come misurato dai tempi di fioritura dei cespugli di lillà e caprifoglio – e la variabilità di questo timing mostra anche un’alta correlazione con l’indice PDO di primavera. Forse nell’analisi più ampia fino ad oggi degli impatti climatici diffusi sugli ecosistemi del Pacifico settentrionale, Hare e Mantua (2000) hanno condotto un’analisi dei componenti principali su una matrice di 100 serie temporali climatiche e biologiche. Le serie temporali climatiche sono state selezionate per rappresentare l’atmosfera e l’oceano attraverso il Pacifico settentrionale, mentre le serie temporali biologiche variavano attraverso tutti i livelli trofici. Il componente principale dominante ha la stessa traiettoria temporale del PDO.
Fig. 4. Una rappresentazione grafica dei “Regimi di Produzione Inversa” di Hare et al. (1999). Le barre rappresentano i carichi da un’analisi dei componenti principali (PCA) di 30 serie temporali di salmone per il periodo 1925-1997. Le definizioni regionali sono le seguenti: 1 – Alaska occidentale, 2 – Alaska centrale, 3 – Alaska sudorientale, 4 – Columbia Britannica, 5 – Washington, 6 – Oregon, 7 – California. Tre indici climatici sono stati inclusi nella PCA: Oscillazione Decennale del Pacifico (PDO), Indice di Bassa Pressione delle Aleutine (AL) e El Niño-Southern Oscillation (ENSO). La barra più lunga, salmone rosa dell’Alaska centrale, rappresenta un coefficiente di correlazione con un valore di 0,855, e rappresenta la correlazione tra quella serie temporale e il componente temporale illustrato (punteggio) dalla PCA.
Dinamiche e Prevedibilità
I meccanismi fisici alla base del PDO non sono attualmente noti. Alcuni modelli di simulazione del clima producono oscillazioni simili al PDO (ad esempio, Latif e Barnett, 1994), sebbene spesso per motivi diversi (NRC, 1998). I meccanismi che danno origine al PDO determineranno se sono possibili previsioni climatiche del PDO accurate per un decennio o più nel futuro. Anche in assenza di una comprensione teorica, le informazioni climatiche del PDO migliorano le previsioni climatiche di stagione in stagione e di anno in anno per l’America del Nord a causa della sua forte tendenza alla persistenza multi-stagionale e pluriennale.
Mentre le cause del PDO rimangono poco chiare, sono stati identificati diversi meccanismi che promuovono la persistenza nel clima delle latitudini medie. Alexander et al. (1999, 2001) dettagliano semplici meccanismi del strato misto che danno origine alla riemersione delle anomalie termiche sottomarine da un inverno all’altro. Deser (Clara Deser, NCAR, comunicazione personale) riferisce sulla capacità di riprodurre la struttura di autocorrelazione pluriennale osservata delle SST del Pacifico settentrionale e dell’Atlantico settentrionale con un semplice modello di strato misto inglobante. Barsugli e Battisti (1998) utilizzano un modello semplice per dimostrare che le interazioni aria-mare locali producono un “smorzamento termico differenziale” sulle anomalie atmosferiche che rossore lo spettro di variabilità e aumentano la varianza complessiva rispetto a quella che si verificherebbe in assenza di feedback.I risultati complementari di Seager et al. (in revisione) e Schneider e Miller (2001 (in stampa)) offrono un forte sostegno alla prevedibilità pluriennale per aspetti importanti della variabilità oceanica delle latitudini medie. Entrambi gli studi riportano sulla risposta dinamica del termoclino nella regione di Estensione Kuroshio/Oyashio (KOE) alla rotazione dello sforzo del vento integrata negli ultimi anni. La loro ipotesi suggerisce quanto segue: in una situazione con venti di superficie occidentali intensificati sul Pacifico centrale settentrionale, ad esempio a causa di un’Anomala depressione profonda delle Aleutine, l’intensificazione locale degli venti occidentali raffredda l’interior del Pacifico settentrionale tramite flussi di calore di superficie intensificati e anomala deviazione di Ekman del campo di temperatura meridionale medio; questo campo di vento sposta anche la linea di rotazione dello sforzo del vento zero a latitudini inferiori, generando così anomalie delle Onde di Rossby di risalita alla latitudine di rotazione dello sforzo del vento zero che si propagano lentamente verso ovest; queste onde di Rossby di risalita alla fine sollevano il termoclino nella regione KOE uno a vari anni dopo; la successiva miscelazione invernale profonda nella regione KOE trasmette le anomalie del termoclino in superficie dove alla fine raffreddano la SST. Il risultato finale è che le stesse anomalie del vento che generano anomalie negative della SST nell’interior del Pacifico settentrionale generano alla fine anomalie della SST dello stesso segno nella regione KOE uno a qualche anno dopo. Qualsiasi persistenza in quei venti porterà quindi a una persistenza amplificata nel campo SST del Pacifico settentrionale.
Discussione e Conclusioni
Abbiamo fornito una revisione degli studi di fine XX secolo sulla Variabilità Decennale del Pacifico (PDV), con particolare attenzione a un caso speciale di PDV noto come Oscillazione Decennale del Pacifico (PDO). Esiste ora molta controversia su come funziona il PDO, e su come potrebbe essere meglio monitorato, modellato e previsto. Le poste in gioco nella scienza del PDO sono alte, poiché una migliore comprensione del PDO offre prospettive ancora più nitide sul clima futuro e sui suoi impatti sulle risorse rispetto a quelle fornite ora solo dalla scienza dell’ENSO.
Crediamo che il caso per una robusta modalità PDO di PDV sia, nel complesso, rafforzato dai risultati di recenti studi, pur riconoscendo il fatto che molte domande critiche sul PDO rimangono senza risposta. Indipendentemente dalla prevedibilità del PDO, crediamo anche che il riconoscimento della variabilità del PDO sia importante perché dimostra chiaramente che le condizioni climatiche “normali” possono variare su periodi di tempo comparabili alla durata della vita umana, e le anomalie climatiche che persistono per uno a pochi decenni possono causare impatti particolarmente grandi sugli ecosistemi e sulle società.
Recenti progressi nella comprensione dei meccanismi di persistenza e lenti cambiamenti nelle anomalie SST extratropicali offrono una maggiore fiducia nella prevedibilità del PDV con tempi di anticipo da uno a pochi anni. Un accurato monitoraggio e previsione del PDO potrebbe avere benefici pratici sia nelle previsioni climatiche stagionali che a più lungo termine per alcune regioni. Gershunov e Barnett (1998), per esempio, hanno sostenuto che la combinazione delle informazioni PDO ed ENSO potrebbe migliorare l’accuratezza delle previsioni climatiche nordamericane empiriche.
Il potenziale per previsioni PDV accurate con tempi di anticipo oltre alcuni anni si basa sulla premessa che interazioni instabili accoppiate oceano-atmosfera e feedback negativi ritardati contribuiscono al PDV. L’evidenza osservativa diretta per questi tipi di interazioni, almeno al di fuori del Pacifico tropicale, è allettante ma equivoca (vedi NRC, 1998; Miller e Schneider, 2000). Evidenze proxy e strumentali per robusti impatti del PDO all’interno e attorno al bordo del Pacifico, sia nei tropici che nelle medie latitudini dell’emisfero settentrionale e meridionale, sostengono l’idea che le cause della variabilità del PDO abbiano origine nei tropici (Evans et al., 2001).
L’abilità attuale nelle previsioni relative al PDO deriva dalla persistenza. Questa abilità scompare quando c’è un cambiamento di segno imprevisto nel pattern del PDO. Tale cambiamento – un passaggio da fasi calde a fredde del PDO – potrebbe essersi verificato nel 1998, coincidente con la fine dell’El Niño 1997/98 e l’inizio del successivo episodio di La Niña (Hare e Mantua, 2000; Schwing e Moore, 2000). Tuttavia, poiché nessuno è certo di come funzioni il PDO, non è possibile affermare con certezza che i cambiamenti del clima del Pacifico nel 1998 segnino l’inizio di una fase fredda del PDO lunga da 20 a 30 anni.
La mancanza di comprensione del PDO rappresenta un ostacolo sia al monitoraggio in tempo reale che alla previsione dei cambiamenti di regime del PDO. L’esperienza della comunità di ricerca con l’ENSO ha dimostrato che la comprensione e le previsioni migliorate sono venute con la sinergia di studi osservativi, teorici e di modellazione (NRC, 1996). Ciascuna di queste linee di ricerca sul PDO è stata identificata come una priorità elevata dal programma CLIVAR Internazionale in corso (vedi http://www.clivar.org/). La scienza del PDO è relativamente nuova rispetto alla scienza dell’ENSO, ma le intuizioni sul PDO sono arrivate a un ritmo frenetico nell’ultimo decennio del 20° secolo. Altre intuizioni su come funziona il PDO, e su come prevedere le variazioni del PDO, seguiranno sicuramente nel corso del primo decennio del 21° secolo.
https://meteorologia.unifei.edu.br/teleconexoes/artigos/pdo.pdf