100 Years of Progress in Understanding the Stratosphere and Mesosphere

100 Years of Progress in Understanding the Stratosphere and Mesosphere
MARK P. BALDWIN, THOMAS BIRNER, GUY BRASSEUR, JOHN BURROWS, NEAL BUTCHART, ROLANDO GARCIA, MARVIN GELLER, LESLEY GRAY, KEVIN HAMILTON, NILI HARNIK, MICHAELA I. HEGGLIN, ULRIKE LANGEMATZ, ALAN ROBOCK, KAORU SATO, AND ADAM A. SCAIFE

La stratosfera, che contiene circa il 17% della massa atmosferica terrestre, è stata scoperta solo nel 1902. Dopo questa scoperta, la comprensione della stratosfera è cresciuta gradualmente grazie all’incremento delle osservazioni. Un momento cruciale fu nel 1913, quando fu scoperto lo strato di ozono, essenziale per proteggere la vita dalle radiazioni ultraviolette nocive. Queste osservazioni hanno portato alla concezione iniziale di una circolazione generale stratosferica.

L’interesse e la comprensione della stratosfera e della mesosfera sono aumentati significativamente a partire dagli anni ’50, sottolineando il ruolo di queste regioni nel sistema climatico. Si sono scoperti nuovi fenomeni come l’oscillazione quasi-biennale, i riscaldamenti stratosferici improvvisi, il buco dell’ozono nell’emisfero australe, e gli impatti del cambiamento stratosferico sulle condizioni meteorologiche di superficie—fenomeni non previsti teoricamente.

Dagli anni ’60, è stata riconosciuta l’importanza dei processi dinamici e dell’accoppiamento tra stratosfera e troposfera. Dal 2000, i modelli di previsione del clima e del tempo hanno iniziato a integrare rappresentazioni più precise della stratosfera e della mesosfera. Oggi è riconosciuto che per produrre previsioni meteorologiche stagionali accurate e per prevedere i cambiamenti climatici a lungo termine e l’evoluzione futura dello strato di ozono, è essenziale utilizzare modelli che includano una rappresentazione adeguata della stratosfera, con dinamiche e chimica realistiche.

Introduzione

La storia delle scoperte nella stratosfera e mesosfera negli ultimi 100 anni rappresenta un intrigante racconto di osservazioni inaspettate, seguite da sperimentazioni, teorie e modellazioni iterative per spiegare i fenomeni misteriosi e identificarne le cause fisiche e chimiche. I progressi sono stati possibili grazie a:

1. Osservazioni migliorate e dettagliate sia dinamiche che chimiche, tramite strumenti in situ e telerilevamento da terra e satelliti;
2. Avanzamenti teorici, particolarmente nella comprensione delle onde e delle loro interazioni con i flussi ambientali;
3. Incremento della potenza di calcolo, che ha permesso simulazioni numeriche sempre più realistiche;
4. Rianalisi e assimilazione dei dati, combinando osservazioni globali e modelli per produrre risultati grigliati per analisi approfondite.

La scoperta della stratosfera fu fatta indipendentemente da Teisserenc de Bort e Assmann nel 1902, utilizzando palloni aerostatici per misurazioni dirette della temperatura. Queste osservazioni rivelarono che la diminuzione di temperatura con l’altitudine osservata nella troposfera si interrompeva intorno ai 10-12 km, dando luogo a uno strato con temperature quasi costanti fino a circa 17 km.

All’inizio del ventesimo secolo, si pensava che l’atmosfera fosse composta da una troposfera seguita da una stratosfera quasi isoterma. Con l’espansione delle osservazioni in situ, la limitazione era data dalla capacità tecnologica dell’epoca; nei anni ’30, i palloni raggiungevano al massimo circa 30 km. Una svolta avvenne nel 1923 con Lindemann e Dobson, che studiando le scie meteoriche, conclusero che tra 60 e 160 km le osservazioni indicavano temperature significativamente più alte rispetto a quelle previste assumendo un’uniformità a 220 K.Nei due decenni successivi al 1902, furono effettuate determinazioni indirette delle temperature atmosferiche al di sopra del limite dei palloni, utilizzando misure acustiche e spettrografiche del bagliore atmosferico e delle emissioni aurorali. L’utilizzo dei razzi per esplorazioni dirette dell’atmosfera iniziò solo dopo la Seconda Guerra Mondiale. Nel 1947, grazie ai dati di temperatura ottenuti da misurazioni di pressione in situ e osservazioni radar, fu confermata l’esistenza della stratopausa, della mesosfera e della mesopausa.

Nei decenni a seguire, l’adozione di nuove piattaforme meteorologiche a razzo e metodi di osservazione avanzati ha migliorato la nostra comprensione della struttura climatologica della temperatura della stratosfera superiore e della mesosfera. Le indagini sui venti hanno rivelato una circolazione stagionale da polo a polo, descritta come “il più grande monsone della Terra”.

Già nel XIX secolo, Hartley (1880) aveva rilevato la presenza di ozono nell’atmosfera superiore, e nel 1913, i fisici francesi Charles Fabry e Henri Buisson scoprirono lo strato di ozono. L’osservazione da terra della composizione dell’atmosfera iniziò nei primi anni del XX secolo, concentrata inizialmente sull’ozono. Questo sforzo portò alla creazione di una rete di spettrofotometri in Europa negli anni ’20 da Dobson. Durante l’Anno Geofisico Internazionale del 1957, furono iniziate anche misurazioni precise della concentrazione di anidride carbonica da parte di Keeling, sostenute da Roger Revelle.

Le tecniche di telerilevamento da terra e aereo per misurare le quantità di ozono e i profili verticali si svilupparono rapidamente dopo la Seconda Guerra Mondiale. Tecniche come la spettroscopia di assorbimento ottico differenziale (DOAS), la spettroscopia infrarossa a trasformata di Fourier (FTS), la radiometria a microonde, e il lidar a assorbimento differenziale hanno utilizzato le caratteristiche di assorbimento o emissione dell’ozono per determinare le quantità lungo la linea di vista.

Nel corso dei decenni, la comprensione delle reazioni chimiche che regolano l’ozono e l’influenza della circolazione globale di Brewer-Dobson sono state cruciali per controllare le quantità e la distribuzione dell’ozono. Molina e Rowland (1974) hanno identificato l’importanza dei clorofluorocarburi (CFC), che rilasciano cloro distruttivo per l’ozono nella stratosfera. Anche il rilascio di composti del bromo a lunga durata è stato riconosciuto come una minaccia per l’ozono stratosferico.Entro il 1985, studi teorici e di laboratorio suggerivano che i composti artificiali di cloro e bromo potessero ridurre le concentrazioni di ozono (O₃) nella stratosfera superiore a medie latitudini. Tuttavia, nessuno si aspettava la drammatica distruzione dell’ozono, oggi nota come “buco dell’ozono”, osservata per la prima volta sopra il Polo Sud durante la primavera (Farman et al. 1985). La perdita di ozono avveniva principalmente all’interno del vortice stratosferico polare sopra l’Antartide. Questo fenomeno fu spiegato solo dopo intensi sforzi teorici, di laboratorio e campagne sul campo, dimostrando che l’ozono stratosferico veniva distrutto da cicli catalitici precedentemente non previsti.

I cicli di distruzione catalitica coinvolgono reazioni eterogenee dipendenti dalla temperatura, che si verificano sulla superficie di piccole particelle, come particelle di aerosol e nubi stratosferiche polari (PSCs). Il buco dell’ozono antartico è quindi direttamente collegato alla produzione e al rilascio di clorofluorocarburi (CFC) e organo-bromuri da parte dell’uomo. Oggi, lo strato di ozono è in fase di recupero, ma senza le prime osservazioni e interventi internazionali rapidi, le conseguenze sarebbero state gravi per la vita umana e la biosfera.

I progressi nella comprensione dei processi dinamici sono stati facilitati da una serie di osservazioni sorprendenti. Gli improvvisi riscaldamenti stratosferici (SSW), in cui la consueta circolazione stratosferica occidentale invernale boreale si interrompe in pochi giorni, furono osservati per la prima volta da Scherhag (1952) e si verificano circa ogni due anni nell’Emisfero Nord (NH). Il primo modello teorico e simulazione numerica di un SSW fu sviluppato da Matsuno (1971), che evidenziò l’effetto delle onde di grande scala che si propagano verticalmente e rompono nella stratosfera.

Un’osservazione sorprendente del 1961 fu l’oscillazione quasi-biennale (QBO). Questa è la più grande corrente a getto della Terra e rappresenta circa il 4% della massa atmosferica. Si estende da circa 20°S a 20°N e tra 100 e 5 hPa, ed è composta da regimi di venti orientali e occidentali che si propagano verso il basso e si ripetono a intervalli irregolari, con una media di 28 mesi. La comprensione della QBO progredì significativamente nel 1968, quando fu compreso che le onde che si propagano verticalmente e si dissipano forniscono la forza necessaria a guidare il fenomeno.

Oggi, i prodotti di rianalisi atmosferica che integrano tutte le osservazioni storiche disponibili forniscono registrazioni affidabili delle condizioni stratosferiche, a partire dal 1958 per l’NH e dal 1978 per l’SH. Più recentemente, sono stati sviluppati e utilizzati palloni a lunga durata progettati per galleggiare a livelli stratosferici per settimane o mesi, fornendo traiettorie dell’aria quasi lagrangiane e misurazioni di temperatura e composti chimici.Negli ultimi 50 anni, abbiamo assistito a un periodo pionieristico nel telerilevamento passivo atmosferico da piattaforme spaziali. I vantaggi e gli svantaggi delle misurazioni a diverse lunghezze d’onda e frequenze sono stati esplorati per ottenere un’ampia gamma di osservazioni. Una sfida importante è stata quella di ottenere profili con buona risoluzione verticale, attraverso tecniche come il limb viewing o l’occultazione, per comprendere meglio i processi dinamici e chimici che influenzano ozono, temperatura e modelli di circolazione.

Attualmente, molte missioni satellitari di lunga durata sono terminate o hanno superato la loro vita operativa garantita, sollevando preoccupazioni su una futura carenza di osservazioni satellitari necessarie per la comunità scientifica. Ciò potrebbe comportare una mancanza di misurazioni continue e adeguate per ottenere profili verticali dei parametri meteorologici.

Parallelamente, dal 1970 ci sono stati enormi progressi nella potenza di calcolo, che hanno permesso aumenti significativi della risoluzione orizzontale e verticale dei modelli meteorologici e climatici. Questi miglioramenti hanno stimolato progressi nella dinamica dei fluidi geofisici e nella simulazione numerica di fenomeni stratosferici come la circolazione di Brewer-Dobson (BDC), i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) e l’oscillazione quasi-biennale (QBO).

L’incremento della potenza di calcolo ha anche permesso ai centri meteorologici di espandere l’estensione verticale dei modelli, includendo completamente la stratosfera. Questo è essenziale per assimilare le osservazioni satellitari che coprono sia la stratosfera che la troposfera e per riconoscere l’importante influenza della stratosfera sul tempo e sul clima sottostanti.

I centri di modellazione climatica stanno integrando nei loro modelli processi stratosferici più dettagliati, inclusa la chimica interattiva, riconoscendo l’accoppiata natura del sistema stratosfera-troposfera e l’interazione tra la chimica dell’ozono e il clima. Nel corrente esercizio CMIP6, molti più modelli includeranno una stratosfera dettagliata e schemi di chimica completamente interattivi.

Questi miglioramenti nei modelli climatici consentono una rappresentazione e previsione più accurate degli impatti dei forzanti climatici che coinvolgono la stratosfera, come l’effetto delle eruzioni vulcaniche che iniettano grandi quantità di precursori di aerosol solfati nella bassa stratosfera e l’influenza del ciclo solare di 11 anni sulla circolazione e sull’ozono stratosferico.

La figura 27-1 mostra la variazione della temperatura con l’altezza nell’atmosfera terrestre secondo il modello della U.S. Standard Atmosphere del 1976. Questo modello rappresenta le condizioni medie annuali ideali per le medie latitudini. Gli strati atmosferici sono evidenziati in base alla loro temperatura e alla loro transizione tra uno strato e l’altro. Di seguito, una descrizione dei vari strati:

1. Troposfera:
   • Si estende dalla superficie terrestre fino a circa 10-15 km di altezza.
   • La temperatura diminuisce con l’altitudine, come mostrato dalla curva che scende verso sinistra.
   • È lo strato dove avvengono la maggior parte dei fenomeni meteorologici.
   • La tropopausa segna la fine della troposfera, dove la temperatura smette di diminuire e rimane quasi costante per un breve tratto.
2. Stratosfera:
   • Situata tra i 15 km e i 50 km di altitudine.
   • In questo strato, la temperatura aumenta con l’altezza, a causa dell’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono.
   • La stratopausa si trova alla sommità della stratosfera, dove la temperatura raggiunge il suo massimo.
   • L’aumento di temperatura rende la stratosfera stabile e poco turbolenta.
3. Mesosfera:
   • Si estende dai 50 km agli 85 km di altezza.
   • In questo strato, la temperatura diminuisce di nuovo con l’altitudine.
   • È caratterizzata da un’atmosfera più rarefatta e da temperature molto fredde.
   • La mesopausa si trova a circa 85 km ed è il punto più freddo dell’atmosfera.
4. Termosfera:
   • Situata sopra la mesopausa, si estende oltre i 100 km di altezza.
   • Qui la temperatura aumenta drasticamente con l’altitudine a causa dell’assorbimento della radiazione ultravioletta e dei raggi X da parte delle poche molecole presenti.
   • Nonostante le alte temperature, la bassa densità dell’aria fa sì che il calore percepito sarebbe molto basso per un essere umano.

La figura evidenzia chiaramente queste transizioni di temperatura tra i diversi strati e le pause (tropopausa, stratopausa, mesopausa), che rappresentano i cambiamenti nella tendenza della temperatura.

Circolazione di Brewer-Dobson

La circolazione di Brewer-Dobson descrive il movimento dell’aria dalla troposfera alla stratosfera. È particolarmente rilevante per la sua estesa influenza sulla stratosfera, giocando un ruolo cruciale nel determinare l’equilibrio termodinamico della stratosfera, la durata dei clorofluorocarburi (CFC) e di alcuni gas serra, la temperatura della tropopausa tropicale, l’ingresso del vapore acqueo nella stratosfera, il ciclo dell’oscillazione quasi-biennale tropicale, e il trasporto e la redistribuzione di aerosol, detriti vulcanici e radioattivi e traccianti chimici come l’ozono.

Il concetto di questa circolazione fu proposto inizialmente da Brewer (1949) e Dobson (1956) per spiegare le osservazioni di vapore acqueo e ozono. Brewer identificò la necessità di una circolazione meridionale media nella stratosfera basandosi su misurazioni di vapore acqueo, ma non riuscì a spiegare il bilancio del momento angolare dell’aria in tale circolazione. Questa problematica fu in seguito indirizzata attraverso lo studio dei flussi di momento d’onda. Dobson cercò di comprendere perché le misurazioni dell’ozono fossero inferiori nei tropici rispetto alle regioni polari, nonostante la maggior produzione di ozono avvenga nella stratosfera tropicale.

Entrambi gli scienziati concordarono sul fatto che le loro osservazioni indicassero l’esistenza di una circolazione di massa globale, con l’aria che entra nella stratosfera nei tropici, si muove verso l’alto e verso i poli, e infine scende nelle medie e alte latitudini. Ulteriori conferme di questa circolazione vennero dalla distribuzione del fallout radioattivo dai test nucleari atmosferici negli anni ’50 e ’60. Da allora, questo fenomeno è stato definito in letteratura come la circolazione di Brewer-Dobson.Murgatroyd e Singleton, nel 1961, dedussero una circolazione molto simile alla circolazione diabatica, basandosi sui tassi di riscaldamento e raffreddamento della stratosfera. Similmente a Brewer (1949), anche loro identificarono problemi con il bilancio del momento angolare che non furono in grado di risolvere. Contemporaneamente, altri studiosi, come Newell (1963) e Sawyer (1965), proponevano che i moti ondulatori potessero spiegare sia il trasporto dell’ozono sia il bilancio termico della stratosfera, senza necessità di una circolazione meridionale media. Nel 1968, Vincent tentò di analizzare la circolazione attraverso un’analisi media Euleriana, considerando gli effetti delle onde, ma scoprì che, contrariamente al modello unico emisferico proposto da Brewer e Dobson, emergevano due celle, con una cella inversa alle alte latitudini che mostrava movimento ascendente verso i poli e discesa nelle medie latitudini.

Queste incongruenze trovarono risoluzione a metà degli anni ’70. Andrews e McIntyre (1976, 1978a,b,c) e Boyd (1976) svilupparono indipendentemente una spiegazione basata sulla dinamica dei fluidi. Introducendo la formulazione delle equazioni del medio Euleriano trasformato (TEM), fu possibile bilanciare il bilancio del momento angolare includendo il contributo dei flussi di momento delle onde, in modo coerente con una descrizione della circolazione come una singola cella emisferica.

Negli anni ’90, importanti sviluppi hanno confermato che la circolazione di Brewer-Dobson (BDC) è principalmente un fenomeno guidato dalle onde. È riconosciuto oggi che, nonostante il riscaldamento diabatico, legato ai cambiamenti stagionali dell’insolazione, influenzi i gradienti di temperatura dal polo all’equatore che determinano i venti zonali di fondo, la BDC è essenzialmente motivata dalle onde. Questo riscaldamento diabatico (prevalentemente radiativo) si adatta per equilibrare i pattern di raffreddamento e riscaldamento adiabatici indotti dalla BDC. In breve, le onde che si propagano verso l’alto dalla troposfera trasportano e depositano momento angolare verso ovest nella stratosfera, generando una circolazione con spostamento di aria verso i poli alle medie latitudini, movimento ascendente nei tropici e discendente alle medie e alte latitudini, un meccanismo talvolta chiamato “pompa giroscopica” (Holton et al. 1995).Gli avanzamenti teorici degli anni ’70 hanno portato, negli anni ’80 e oltre, a un aumento delle osservazioni, stimolate dalle preoccupazioni riguardo allo strato di ozono stratosferico e dalla nuova capacità di misurare le distribuzioni globali dei gas traccianti tramite satelliti in orbita terrestre. Queste osservazioni sono state integrate da rapidi progressi nei modelli di circolazione generale della stratosfera (GCMs) e nei modelli clima-chimica (CCMs), nonché nelle rianalisi negli ultimi due decenni.

Negli anni ’90 è stato introdotto un concetto significativo, l’età media dell’aria, che rappresenta il tempo medio necessario per l’aria per raggiungere una località specifica nella stratosfera dopo essere entrata dalla troposfera. Questo indicatore sintetizza gli effetti del trasporto attraverso la circolazione di Brewer-Dobson (BDC) con quelli della miscelazione dovuta ai vortici. Le proiezioni dei modelli climatici indicano un tempo di transito più breve in futuro, risultando in un’aria più giovane, un effetto attribuito al cambiamento climatico.

Recentemente, la convergenza di questi sviluppi ha facilitato un’analisi più quantitativa e basata sulla dinamica della BDC e dei suoi meccanismi di azione, soprattutto in risposta al cambiamento climatico. Una lacuna significativa nella comprensione attuale della BDC è come l’azione delle onde sulla stratosfera sia cambiata in risposta al cambiamento climatico. I cambiamenti nella troposfera potrebbero influenzare la forza delle onde che si propagano verso l’alto, mentre i cambiamenti nello stato di base della stratosfera modificheranno il modo in cui le onde si propagano e quanto del loro momento verrà depositato nel flusso. Il controllo del livello critico sullo spezzamento delle onde di Rossby è stato suggerito come possibile meccanismo. Tuttavia, i cambiamenti nell’azione delle onde in risposta al cambiamento climatico rimangono incerti, in particolare i cambiamenti relativi alla forza delle onde dovute alle onde planetarie, che guidano il ramo profondo della BDC; alle onde a scala sinottica, che guidano il ramo superficiale della BDC; e alle onde di gravità, importanti nella mesosfera e oltre, e il QBO. Saranno necessari studi più dettagliati per approfondire questi aspetti.Un cambiamento nella circolazione di Brewer-Dobson (BDC) influenzerà molti aspetti della stratosfera, con impatti significativi previsti soprattutto nel recupero dell’ozono stratosferico, nei cambiamenti nella durata delle sostanze che depletano l’ozono e di alcuni gas serra, e nello scambio di massa tra la stratosfera e la troposfera, influenzando l’ozono troposferico e i livelli di radiazione ultravioletta (UV) che raggiunge la superficie terrestre.

I modelli di circolazione generale della stratosfera (GCMs) e i modelli clima-chimica (CCMs) proiettano consistentemente un rafforzamento della BDC in risposta al cambiamento climatico indotto dai gas serra. Queste proiezioni prevedono un aumento del 2,0%-3,2% per decennio del flusso di massa in risalita nella stratosfera tropicale inferiore, considerata un indicatore della forza complessiva della BDC. Tuttavia, i cambiamenti effettivi nella circolazione possono essere inferiti solo indirettamente da osservazioni di gas traccianti a lunga durata e, finora, non esistono prove osservative conclusive che la BDC stia accelerando o rallentando. Le ultime evidenze indicano che i cambiamenti della BDC presentano una struttura verticale, con un rafforzamento del ramo superficiale nella stratosfera inferiore e media e un indebolimento del ramo profondo sopra di esso.

Infine, le evidenze modellistiche emergenti suggeriscono che un cambiamento della BDC potrebbe avere un ruolo significativo nel coupling dinamico tra la stratosfera e la troposfera, con importanti implicazioni per il clima di superficie e le condizioni meteorologiche. Di conseguenza, si prevede che le influenze della BDC e la sua risposta al cambiamento climatico si estendano ben oltre la stratosfera, permeando l’intera atmosfera terrestre.

La figura 27-2 rappresenta schematicamente la Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), mostrando sia la circolazione residua che i processi di miscelazione nella stratosfera e nella mesosfera. Ecco una spiegazione dettagliata e strutturata degli elementi principali presenti nella figura:

1. Frecce bianche spesse: Queste illustrano la funzione di flusso di massa del TEM (media Euleriana trasformata), che descrive la circolazione residua dell’aria. Le frecce mostrano il movimento dell’aria che sale nei tropici, si sposta polo-ward nella stratosfera superiore e poi scende verso le medie e alte latitudini.
2. Frecce arancioni ondulate: Simboleggiano i processi di miscelazione bidirezionale, indicando uno scambio di aria che si verifica lungo il percorso della circolazione residua, evidenziando come diversi strati atmosferici interagiscano tra loro.
3. Linee verdi spesse: Queste rappresentano barriere al trasporto e alla miscelazione stratosferici. Indicano aree dove il trasporto e la miscelazione di sostanze sono limitati, mantenendo separati i diversi componenti chimici delle regioni stratosferiche.
4. Vortice polare: Situato nella parte alta della stratosfera, è rappresentato da una serie di frecce circolari che sottolineano un flusso intenso attorno ai poli, essenziale per comprendere la dinamica del clima e la distribuzione dell’ozono.
5. Scale di misurazione:
   • Verticale (a destra): Mostra l’altitudine in chilometri.
   • Orizzontale (in basso): Indica la pressione in hPa, che diminuisce con l’incremento dell’altitudine, dimostrando come l’atmosfera diventa meno densa salendo in quota.
6. Tropopausa: Segnata da una linea di nubi alla base dell’immagine, definisce il confine tra la troposfera e la stratosfera, enfatizzando la separazione tra le due principali regioni atmosferiche.
7. Compressione della scala verticale sopra i 50 km: La mesosfera è rappresentata con una scala compressa per enfatizzare la differenza di densità atmosferica e altezza rispetto alle regioni sottostanti.

Questa rappresentazione fornisce una chiara visualizzazione di come la circolazione atmosferica e i processi di miscelazione operino in risposta alle onde atmosferiche di varie dimensioni, dalle onde planetarie alle onde di gravità, che giocano un ruolo cruciale nella dinamica di questi fenomeni.

3. Teoria della dinamica dell’atmosfera media

La condizione termodinamica e il flusso nell’atmosfera media sono regolati dalla dinamica e da un equilibrio complesso tra processi di radiazione e fotochimici che riscaldano e raffreddano l’atmosfera. Il riscaldamento è dominato dall’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono nella stratosfera e dell’ossigeno molecolare nella termosfera, mentre il raffreddamento è dominato dall’emissione infrarossa di biossido di carbonio (CO2). Le deviazioni significative del campo di temperatura dallo stato di equilibrio radiativo sono causate da processi di riscaldamento e raffreddamento adiabatici, guidati dalle onde.

I tre principali paradigmi teorici utilizzati per studiare la dinamica dell’atmosfera media sono: 1) propagazione delle onde, 2) interazione onda-flusso medio, e 3) la risposta della circolazione media capovolta alla forzatura radiativa e alla guida delle onde. Le onde più rilevanti per la teoria dell’atmosfera media sono le onde di gravità atmosferiche, la cui forza di richiamo è la galleggiabilità dovuta alla gravità e alla stratificazione stabile, e le onde di Rossby, per cui la rotazione planetaria differenziale e la stratificazione forniscono la forza di richiamo. Su scale maggiori di alcuni centinaia di chilometri, le onde di gravità sono influenzate dalla rotazione terrestre e sono note come onde di gravità-inerzia. Un altro tipo di onda è l’onda di Kelvin atmosferica, simile alle onde di Kelvin costiere, che esiste nell’atmosfera grazie al cambio di segno del parametro di Coriolis all’equatore, che fornisce equilibrio geostrofico nella direzione latitudinale, mentre la galleggiabilità resta la principale forza di richiamo.La teoria della propagazione delle onde spiega come le onde si muovono e dove possono essere assorbite o riflesse verso la loro area di origine. In condizioni stabili e non dissipative, le onde mantengono costante il loro flusso di pseudomomento, indicando l’intensità dell’attrito sul flusso quando le onde si dissipano. In questo modo, le onde influenzano il flusso in modo non locale, trasportando momento dalla loro regione di origine fino al punto di dissipazione. Tale dissipazione produce un attrito sul flusso medio, modificandolo e stimolando una circolazione capovolta in risposta.

La teoria delle onde di gravità atmosferiche affonda le sue radici nei lavori di scienziati come Euler, Lagrange, Laplace e Newton, ma l’importanza della galleggiabilità fu riconosciuta solo con gli studi di Väisälä e Brunt all’inizio del ventesimo secolo. Queste onde si propagano sia verticalmente che orizzontalmente e la loro dissipazione avviene attraverso processi come lo smorzamento radiativo e la rottura delle onde di gravità, particolarmente efficaci vicino ai livelli critici.

Il drag delle onde di gravità è estremamente forte nella mesosfera e gioca un ruolo cruciale nell’invertire il gradiente di temperatura meridionale durante l’estate. Questo fenomeno contribuisce anche a stimolare la forte circolazione meridionale dal polo estivo al polo invernale. Molte delle onde di gravità devono essere parametrizzate nei modelli climatici a causa delle loro piccole dimensioni orizzontali e verticali.

La relazione di dispersione delle onde di gravità atmosferiche presuppone l’ignorare gli effetti della rotazione terrestre e della comprimibilità. La velocità di gruppo verticale di queste onde è direzionata in modo opposto rispetto alla loro velocità di fase verticale, indicando il senso di propagazione dell’energia dell’onda.

Le onde di Rossby, note anche come onde planetarie atmosferiche, emergono dalla conservazione della vorticità potenziale. Introdotta per la prima volta da C.-G. Rossby nel 1939, la teoria di queste onde è stata estesa per includere movimenti anche in direzione latitudinale, migliorando la comprensione di come le onde di Rossby si propaghino dalla troposfera alla stratosfera.Si osserva che le onde di Rossby possono propagarsi verso la stratosfera solo se il flusso zonale è occidentale e non supera un certo valore critico, e se il numero d’onda è piccolo. Questo spiega perché le onde di Rossby stratosferiche sono di scala planetaria e presenti principalmente in inverno. Inoltre, le equazioni rivelano l’esistenza di due tipi di superfici che impediscono la propagazione delle onde: superfici critiche che causano l’assorbimento delle onde e superfici di riflessione che rimandano indietro le onde.

La relazione di dispersione per le onde di Rossby atmosferiche, utilizzando l’approssimazione quasigeostrofica (QG), mostra che queste onde sono influenzate dal parametro di Coriolis, che dipende dalla latitudine e dalla velocità di rotazione della Terra. È importante anche considerare il gradiente meridionale della vorticità potenziale quasigeostrofica del flusso medio, che include componenti sia planetarie che locali legate alla curvatura del vento zonale.

La teoria lineare delle onde di gravità atmosferiche può essere adattata per includere gli effetti della rotazione terrestre, portando a una generalizzazione della relazione di dispersione per le onde di gravità-inerzia. Questo approccio è particolarmente rilevante vicino all’equatore, dove emerge un’altra classe di onde chiamate onde equatoriali. Inoltre, l’influenza gravitazionale del sole e della luna, insieme agli effetti di riscaldamento del sole, genera le maree atmosferiche, onde con frequenze legate a quelle dei giorni solari e lunari.

Le interazioni tra le onde atmosferiche e il flusso medio sono descritte da principi fondamentali che trovano origine nei lavori di Eliassen e Palm. In condizioni di flusso adiabatico, dove il flusso zonale supera la velocità di fase dell’onda, si osserva che l’onda che si propaga verso l’alto trasporta energia verso l’alto mentre esercita un flusso negativo di momento orizzontale. Questo implica che le onde tendono a rallentare il flusso medio verso la velocità di fase dell’onda, in presenza di effetti dissipativi. Importante è anche il fatto che le onde non possono propagarsi verticalmente attraverso i livelli critici, limitando così la loro capacità di influenzare regioni più elevate dell’atmosfera.L’assenza di transitorietà delle onde, di livelli critici ed effetti diabatici implica che non vi è interazione tra le onde e il flusso medio. Le relazioni di Eliassen–Palm sono state ampliate da Andrews e McIntyre e Boyd, e hanno portato alla formulazione TEM della dinamica, che collega i campi medi zonali euleriani alla circolazione meridionale-verticale approssimativa di tipo lagrangiano, considerando gli effetti dello spostamento di Stokes indotto dalle onde.

Le relazioni di Eliassen–Palm sostengono il teorema della non accelerazione, che stabilisce che in condizioni di onde stabili senza dissipazione e senza livelli critici, le onde si propagano attraverso il flusso medio senza causare accelerazioni o decelerazioni. Un importante corollario di questo è il teorema del non trasporto, secondo il quale, nelle condizioni di non accelerazione, non si verifica alcun trasporto netto da parte delle onde per le specie chimiche con durate di vita molto più lunghe delle scale temporali dinamiche.

Gli SSW (riscaldamenti stratosferici improvvisi) sono un esempio spettacolare di interazione onda-flusso medio che coinvolge le onde di Rossby, descritti in dettaglio nella sezione successiva. Non è ancora chiaro il motivo per cui gli SSW si verifichino in alcuni inverni e non in altri, ma è stato osservato che la riflessione delle onde verso il basso domina la variabilità giornaliera durante la maggior parte degli inverni senza SSW. Le variazioni interannuali possono essere spiegate dagli effetti diversi che l’assorbimento delle onde e la riflessione delle onde hanno sulla decelerazione del flusso medio, sulla circolazione capovolta risultante, e di conseguenza sul trasporto e le concentrazioni di ozono verso i poli.

Esempi di interazione onda-flusso medio che coinvolgono onde di gravità sono illustrati nelle Figure 27-3 e 27-4, utilizzando i risultati di alcuni modelli del NASA Goddard Institute for Space Studies (GISS). Si osserva che i venti nella stratosfera superiore sono eccessivi nella Figura 27-3b, e risultano significativamente più intensi nell’emisfero nordico invernale rispetto a quello sudico estivo. I venti nella Figura 27-3c, sebbene non corrispondano perfettamente a quelli nella Figura 27-3a, sono molto più realistici in entrambi gli emisferi. Confrontando le Figure 27-3b e 27-3c, si nota che le onde di gravità hanno un impatto maggiore nel rendere i venti stratosferici superiori più realistici nella Figura 27-3c per l’emisfero invernale, mentre il loro impatto è minore nell’emisfero estivo.Un altro aspetto dell’importanza delle interazioni onda-flusso medio è evidenziato nella Figura 27-4. Il QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) rappresenta una inversione quasi periodica del vento zonale medio equatoriale nella stratosfera inferiore, con un periodo medio di circa 28 mesi.

La prima spiegazione efficace per il QBO fu proposta da LH68, descritta in termini di interazione onda-flusso medio. Questo processo prevede un flusso costante di momento sia orientale che occidentale a partire da un limite inferiore, convenzionalmente assunto come la tropopausa. Quando il vento medio è positivo, c’è un assorbimento preferenziale del momento occidentale ai livelli più bassi e il flusso di momento orientale raggiunge i livelli superiori, risultando in venti orientali ad alta quota. Questi venti orientali e occidentali discendono fino a quando i venti orientali non prevalgono ai livelli inferiori, dopodiché la situazione si ripete, dando origine al QBO. Un esempio di questo ciclo può essere visto nella Figura 27-4a, che mostra l’oscillazione del QBO nel vento zonale medio tra 48S e 48N, utilizzando dati dalla rianalisi ERA-40.

Il concetto di vorticità potenziale (PV) è estremamente utile per comprendere la dinamica dell’atmosfera media, in particolare per la sua capacità di evidenziare grandi gradienti tra la troposfera e la stratosfera vicino alla tropopausa. Negli anni ’80, sono stati fatti significativi progressi nella comprensione della dinamica stratosferica applicando il concetto di “pensiero PV“, che ha aiutato a spiegare la struttura e il comportamento dei flussi atmosferici in questa regione critica.

Il PV tende a aumentare verso i poli, principalmente a causa dell’aumento del parametro f, ma in inverno si verifica spesso un grande gradiente di PV al limite del vortice polare invernale, causato da significative variazioni nel taglio orizzontale dei venti zonali. Questo fenomeno può funzionare come una barriera al trasporto. McIntyre e Palmer nel 1983 hanno osservato che la rottura delle onde planetarie causa la miscelazione di costituenti chimici e PV alle medie latitudini. Anche se questo processo tende a ridurre i gradienti latitudinali di PV dove avviene la miscelazione, nella zona chiamata “zona di surf“, esso contribuisce anche a rafforzare i gradienti ai bordi subtropicali e polari di tale zona.Uno degli effetti di questo processo è l’accentuazione dei grandi gradienti di PV al limite del vortice. In particolare, i grandi gradienti di PV al bordo equatoriale del vortice polare dell’Emisfero Sud agiscono come una barriera al trasporto e sono stati descritti come un “contenitore di isolamento“, dove l’aria all’interno del vortice è largamente isolata dall’aria delle latitudini inferiori.

Questo aspetto è stato fondamentale per spiegare il buco dell’ozono antartico, come evidenziato da Solomon et al. nel 1986. L’erosione dei grandi gradienti di PV al limite del vortice polare dell’Emisfero Nord è stata identificata da McIntyre nel 1982 come cruciale per stabilire le condizioni degli SSW (riscaldamenti stratosferici improvvisi). Inoltre, l’analisi dei processi di trasporto vicino ai grandi gradienti di PV al bordo equatoriale della zona di surf, che possono anche ostacolare il trasporto attraverso i subtropici, ha portato al concetto del “tubo perdente tropicale“, come discusso da Plumb nel 1996.

Nella dinamica dell’atmosfera media ci sono numerosi altri concetti teorici. Data la limitazione di spazio, abbiamo focalizzato la nostra attenzione sull’interazione onda-flusso medio come il principale paradigma del settore. Molti degli approcci teorici sopra delineati sono stati di natura quasi-lineare, indicando che le onde interagiscono con il flusso medio, ma non tra di loro. Questa è un’assunzione poco realistica, tuttavia, tali modelli hanno avuto un ruolo significativo nel settore, fungendo da modello per comprendere la dinamica dell’atmosfera media.

La figura 27-3 comprende tre pannelli distinti, ognuno rappresentante la media zonale del vento zonale medio per il mese di gennaio, basata su diversi dataset e modelli:

1. Pannello (a): Mostra il vento zonale medio zonalmente medio dal 1980 al 1999 utilizzando il dataset di rianalisi ERA-40. Questo pannello funge da riferimento climatologico e le linee rappresentano la velocità del vento, con valori positivi che indicano direzione verso nord.
2. Pannello (b): Presenta un modello del Goddard Institute for Space Studies (GISS) che non include una parametrizzazione delle onde di gravità. Questo pannello mostra come il modello simula il vento zonale in assenza della considerazione delle onde di gravità, mettendo in luce le limitazioni del modello nel replicare accuratamente i dati osservati senza questo importante fattore.
3. Pannello (c): Utilizza lo stesso modello GISS del pannello (b), ma con l’aggiunta di una parametrizzazione delle onde di gravità. Questo confronto evidenzia l’importanza delle onde di gravità nella simulazione dei venti zonali, mostrando come la loro inclusione migliori significativamente la precisione del modello rispetto ai dati reali.

Attraverso questi pannelli, possiamo osservare come la parametrizzazione delle onde di gravità influenzi la simulazione del vento zonale e come la loro inclusione o esclusione possa alterare i risultati del modello, dimostrando così la cruciale importanza di tali fattori nelle previsioni climatiche.

La figura 27-4 presenta tre pannelli, ciascuno mostrando la velocità del vento zonale medio in metri al secondo (m/s) su un intervallo di pressione da 100 a 1 hPa, mediata tra le latitudini 48S e 48N:

1. Pannello (a): Illustra i dati del vento zonale medio degli anni 1991-2010, tratti dalla rianalisi ERA-40. Questo pannello serve come riferimento basato su osservazioni reali, mostrando la situazione più recente e servendo come base di confronto con i risultati del modello.
2. Pannello (b): Visualizza il vento zonale medio degli anni 1951-1970 utilizzando un modello del Goddard Institute for Space Studies (GISS) con una parametrizzazione dell’onda di gravità equatoriale che ha un flusso di momento di 0.5 mPa. Questo pannello fornisce una prospettiva su come il modello simula i venti zonali con un livello moderato di attività delle onde di gravità.
3. Pannello (c): Utilizza lo stesso modello GISS del pannello (b), ma con un flusso di momento dell’onda di gravità aumentato a 3.0 mPa. Questo pannello mostra l’impatto di un’intensificazione significativa delle onde di gravità sulla dinamica dei venti zonali nel modello.

Ogni pannello è colorato per rappresentare l’intensità dei venti zonali, con colori che variano dal blu (venti più deboli) al rosso (venti più forti). Le linee verdi visualizzate nei pannelli indicano direzione e intensità del vento su diverse altitudini e latitudini, permettendo di osservare come le modifiche nelle parametrizzazioni delle onde di gravità influenzino le previsioni del modello rispetto ai dati osservativi. Questa comparazione è cruciale per comprendere l’efficacia del modello nel simulare dinamiche atmosferiche complesse.

4. Maree Termiche Atmosferiche

Le maree termiche atmosferiche rappresentano oscillazioni periodiche a scala globale, che derivano principalmente dall’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono e del vapore acqueo. Il calore latente, generato dalla convezione profonda tropicale, contribuisce ulteriormente a questi fenomeni. Originariamente, queste oscillazioni furono rilevate attraverso le variazioni della pressione superficiale, note come “maree barometriche”. Tra queste, l’oscillazione semidiurna si distingue per avere un’ampiezza maggiore rispetto a quella diurna, nonostante il riscaldamento solare sia prevalentemente diurno.

Nel 1882, Kelvin osservò questo apparente paradosso, proponendo che l’ampia marea semidiurna potrebbe essere spiegata da una soluzione libera o risonante delle equazioni delle maree di Laplace, con un periodo di circa 12 ore.

Successivamente, si approfondì lo studio dell’equazione delle maree di Laplace applicata all’atmosfera stratificata della Terra. Gli avanzamenti nel monitoraggio di temperatura e venti sopra la tropopausa tramite radiosonde e rocketsonde dalla fine degli anni ’40 hanno migliorato significativamente la nostra comprensione delle maree atmosferiche. Fu evidenziato che il riscaldamento causato dall’assorbimento di radiazione solare da parte dell’ozono nella stratosfera e del vapore acqueo nella troposfera è la principale fonte di eccitazione delle maree. La teoria della risonanza di Kelvin fu successivamente scartata e la ridotta ampiezza della marea diurna della pressione superficiale fu spiegata attraverso le caratteristiche di propagazione dei modi di marea, che sono soluzioni delle equazioni di marea. In particolare, il riscaldamento diurno dell’ozono nella stratosfera influisce maggiormente sui modi che sono non propaganti o “intrappolati”, mentre la componente semidiurna può effettivamente propagarsi fino alla superficie, come indicato da studi come quelli di Kato (1966) e Lindzen (1966, 1967). La sintesi di questi studi è dettagliatamente riportata nella monografia di Chapman e Lindzen (1970) sull’argomento.L’introduzione dei sistemi di osservazione satellitari alla fine degli anni ’70 ha migliorato significativamente la nostra capacità di monitorare il comportamento globale delle maree atmosferiche dalla troposfera fino all’ionosfera. Contemporaneamente, il progresso nelle capacità computazionali ha facilitato la soluzione numerica delle equazioni delle maree nei modelli globali dell’atmosfera e ha permesso confronti più dettagliati tra previsioni numeriche e osservazioni reali.

L’ampiezza delle onde non dissipative cresce con l’altitudine, secondo la relazione exp(z/2H), dove H è l’altezza scala. Questo fa sì che le perturbazioni di temperatura e vento legate alle maree diventino molto pronunciate nella mesosfera. A altitudini superiori, nella termosfera, la crescita di queste onde è limitata dalla diffusione molecolare. Inoltre, l’ampiezza può essere contenuta dalla dissipazione causata dalla “rottura” dell’onda, se le maree diventano dinamicamente o convettivamente instabili (Lindzen 1981). Tali processi influenzano notevolmente i bilanci di momento e termodinamica della termosfera (ad esempio, Becker 2017).Recentemente, il focus della ricerca sulle maree termiche atmosferiche è stato sul loro comportamento nell’intervallo di altitudine dalla tropopausa (10–15 km) alla bassa termosfera (;150 km), come documentato nell’articolo di revisione di Oberheide et al. (2015). England (2012) ha studiato le maree a altitudini superiori, nell’ionosfera. Sassi et al. (2013) hanno impiegato un modello globale esteso fino a 500 km per analizzare le maree migranti e non migranti nella termosfera e hanno notato che la marea diurna mostra un cambiamento di struttura significativo nella bassa termosfera, dove il modo di propagazione verso l’alto (1, 1) scompare a causa della dissipazione per diffusione molecolare. Questo modo è riconosciuto come la componente principale della marea diurna che si propaga verso l’alto. Sopra i 120 km, il modo (1, 1) è sostituito da un modo esterno non propagante e ampiamente latitudinale, influenzato dal riscaldamento solare UV estremo in situ.

Le maree non migranti, o non sincrone con il sole, sono state osservate recentemente nelle regioni della mesosfera e della bassa termosfera. Queste sono oscillazioni i cui periodi sono armonici del giorno solare ma che non seguono il movimento del sole verso ovest. Nascono da un forzamento diurno ma spazialmente fisso, principalmente associato al ciclo diurno del riscaldamento convettivo profondo nella troposfera (Lindzen 1978; Hamilton 1981; Forbes et al. 1997). In questo ambito, Gurubaran et al. (2005) e Pedatella e Liu (2012) hanno osservato una modulazione delle ampiezze delle maree da parte dell’El Niño–Oscillazione del Sud (ENSO), che rappresenta una fonte significativa di variabilità interannuale nella convezione tropicale. Diverse maree non migranti sono state documentate, inclusa un’oscillazione diurna che si propaga verso est con numero d’onda 3 (DE3), visibile nelle osservazioni satellitari della mesosfera e della bassa termosfera. La struttura di DE3 è stata esaminata tramite il radiometro infrarosso SABER. Il ruolo di DE3 nel collegare la bassa termosfera con l’ionosfera è stato dimostrato, evidenziando un legame tra la variabilità longitudinale della densità ionosferica nella regione F e l’ampiezza delle maree diurne non migranti. Questo collegamento agisce principalmente attraverso la modulazione del campo elettrico nella regione E, che influisce sulla regione F.

Le maree nella media atmosfera evidenziano una variabilità stagionale e interannuale marcata. Le osservazioni radar hanno rivelato che l’ampiezza della marea diurna migrante varia significativamente su base semestrale nella mesosfera e nella bassa termosfera, un dato confermato anche dalle osservazioni satellitari. Le modulazioni semestrali e quasi-biennali nelle ampiezze delle maree sono state particolarmente evidenziate dai dati raccolti dallo strumento SABER. L’influenza del taglio orizzontale del vento zonale medio di sfondo sulla marea è notevole, soprattutto vicino all’equatore. È stata anche osservata una variabilità interannuale nell’ampiezza della marea diurna, legata al QBO stratosferico.

Questo fenomeno è stato modellato numericamente da McLandress (2002b), che ha identificato il meccanismo responsabile sia della modulazione semestrale che di quella quasi-biennale della marea diurna. Smith et al. (2017) hanno dimostrato che i dati di temperatura dai strumenti satellitari SABER e Microwave Limb Sounder (MLS) possono essere utilizzati per stimare i venti zonali medi tropicali. La correlazione tra la marea diurna nella MLT e i venti tropicali è stata evidenziata confrontando le Figure 27-6 e 27-7, suggerendo che tali dati potrebbero essere impiegati per approfondire la comprensione delle interazioni tra le ampiezze delle maree e le variazioni dei venti zonali medi tropicali.

Nonostante questi progressi, rimane evidente che la simulazione accurata delle maree nei modelli numerici comprensivi è ancora una sfida. Davis et al. (2013) hanno utilizzato dati del radar meteorologico dell’Isola di Ascensione per esaminare la variabilità stagionale delle maree diurne e semidiurne, notando che due principali modelli “high-top” non concordano generalmente con le osservazioni. Una delle possibili spiegazioni per queste discrepanze è che la simulazione delle oscillazioni dei venti tropicali, il QBO e l’oscillazione semestrale (SAO), è ancora insoddisfacente in molti di questi modelli numerici avanzati.Se, come sostenuto da McLandress (2002a,b), le ampiezze delle maree sono modulate attraverso l’effetto del vento di fondo tropicale sulla gradiente di vorticità barotropica, allora la simulazione accurata del QBO e del SAO sarebbe un prerequisito essenziale per simulare la variabilità stagionale e interannuale delle maree.

In contrasto con la situazione nella media atmosfera, la simulazione delle maree nella troposfera, e in particolare l’oscillazione barometrica superficiale, ha prodotto risultati spesso in buon accordo con le osservazioni. I calcoli numerici sono stati efficaci nel riprodurre l’ampiezza e la fase della marea barometrica semidiurna e nell’attribuire il comportamento agli effetti combinati delle fonti di eccitazione e della propagazione (Siebert 1961; Butler e Small 1963; Lindzen 1966; Kato 1966). Questi risultati sono stati affinati in lavori successivi. Ad esempio, la fase del massimo di pressione semidiurno nei tropici, che si verifica alle 0930-1000 ora locale (LT), differisce dalle 0910 LT calcolate assumendo che le principali fonti di eccitazione siano il riscaldamento dovuto al vapore acqueo troposferico e all’ozono stratosferico. Questo ha portato Lindzen (1978) a proporre che il riscaldamento convettivo troposferico potrebbe spiegare la differenza tra teoria e osservazioni. Uno studio recente di Sakazaki e Hamilton (2017) ha esaminato la dipendenza della fase della marea semidiurna e ha scoperto che una simulazione accurata del rilascio di calore latente e della dissipazione meccanica sono necessarie per ottenere un buon accordo con le osservazioni. In particolare, il loro modello produce un ciclo diurno realistico delle precipitazioni; sopprimere il ciclo diurno delle precipitazioni nel modello cambia la fase della marea semidiurna da un realistico 0940 a 0915 LT, coerente con quanto trovato nei modelli linearizzati che escludono il rilascio di calore convettivo. Sopprimere la dissipazione meccanica anticipa ulteriormente la fase a circa 0910 LT. D’altro canto, Sakazaki et al. (2017) hanno mostrato che il ciclo giornaliero delle precipitazioni tropicali è influenzato dalla componente della marea semidiurna eccitata dal riscaldamento dell’ozono nella stratosfera. I risultati di Sakazaki et al. (2017) evidenziano il fatto che le maree sono fenomeni globali che collegano la bassa e la media atmosfera, la cui comprensione completa richiede la considerazione dei meccanismi di eccitazione e propagazione attraverso un’ampia gamma di altitudini.

In sintesi, nonostante notevoli avanzamenti teorici, osservazionali e di modellizzazione numerica negli ultimi 40 anni, rimangono importanti lacune nella nostra comprensione delle maree termiche atmosferiche. In particolare, la simulazione delle maree nella media atmosfera rimane una sfida e la relazione tra la variabilità delle maree e la variabilità dei venti tropicali necessita di ulteriori indagini. La simulazione realistica delle maree nella troposfera è stata, in generale, molto più soddisfacente. Tuttavia, la simulazione dell’ampiezza e della fase delle maree barometriche non è uniformemente riuscita e può dipendere dalla rappresentazione accurata di altri processi, principalmente la convezione e la dissipazione meccanica, ma anche dai dettagli del riscaldamento dell’ozono stratosferico, nei modelli comprensivi.

La Figura 27-5 mostra la struttura media di ampiezza e fase della marea diurna che si propaga verso est con numero d’onda 3 (DE3), nell’intervallo di altitudine da 7 a 16 scale di altezza (circa 49–112 km). Questi dati sono stati ottenuti attraverso l’analisi di coerenza dei dati SABER nel periodo 2002–17. Il punto base per l’analisi di coerenza è indicato dalla croce rossa, e i risultati sono visualizzati solo dove la statistica di coerenza quadrata è significativa al livello del 95%.

Le linee bianche continue rappresentano le linee di fase, che indicano come le oscillazioni di temperatura variano in funzione della latitudine e dell’altitudine. Le aree colorate indicano l’ampiezza delle oscillazioni termiche, con colori che vanno dal blu (ampiezze minori) al rosso (ampiezze maggiori). Si osserva che la marea DE3 è prevalentemente antisimmetrica rispetto all’equatore al di sotto dei 14 scale di altezza (circa 98 km), e diventa simmetrica sopra quel livello. Questo suggerisce che la forzatura di DE3 influisce sia sui modi antisimmetrici di inerzia-gravità che sui modi simmetrici di Kelvin. L’ampiezza massima raggiunta è di 8 K nella bassa termosfera, evidenziando l’importante impatto termico di questa marea nella regione studiata.

La Figura 27-6 illustra la variazione dell’ampiezza della marea diurna migrante (DW1) nel periodo 2002-2017, utilizzando i dati di temperatura del SABER. Il grafico mostra una variazione semestrale prominente sopra i 10 scale di altezza (circa 70 km), accompagnata da una significativa modulazione interannuale.

• I colori nel grafico variano da blu (temperature più basse) a rosso (temperature più alte), rappresentando le ampiezze della marea diurna.
• Le linee ondulate verdi e gialle che diventano più frequenti e intense sopra i 10 scale di altezza evidenziano la forte variazione semestrale osservata.
• La variabilità delle ampiezze e dei colori da un anno all’altro riflette la modulazione interannuale.

Questa figura suggerisce che sia la variabilità semestrale sia quella interannuale possono essere correlate alla variabilità dei venti zonali medi tropicali a quote inferiori. Questo legame è implicito nel confronto con le variazioni di ampiezza mostrate nella figura complementare (Fig. 27-7), che probabilmente analizza questi cambiamenti in relazione ai venti zonali.

La Figura 27-7 mostra i venti zonali medi equatoriali per il periodo dal 2002 al 2017, basati sui dati geopotenziali di SABER come riportato da Smith et al. nel 2017. Questa rappresentazione utilizza un gradiente di colori da blu (venti verso ovest) a rosso (venti verso est) per illustrare le variazioni.

• L’Asse Verticale: rappresenta la pressione atmosferica in pascal, che varia da circa 1000 hPa (vicino al livello del mare) fino a 1 hPa (alta stratosfera/mesosfera).
• L’Asse Orizzontale: mostra gli anni dal 2002 al 2017, permettendo di osservare come i venti cambiano nel tempo.
• L’Asse del Colore (a destra): indica la velocità del vento in metri al secondo, con il blu che mostra venti fino a -80 m/s (ovest) e il rosso fino a 80 m/s (est).

Le principali caratteristiche nel grafico includono:

• L’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) nella Stratosfera: evidenziata dalla sequenza alternata di bande blu e rosse che si muovono verticalmente ogni circa due anni.
• L’Oscillazione Semestrale (SAO) nella Mesosfera: meno evidente, visibile come modulazioni rapide delle velocità del vento, specialmente a livelli di pressione bassi.

Un evento particolarmente notevole è l’interruzione della fase discendente occidentale del QBO vicino ai 40 hPa nel 2016, come evidenziato da Osprey et al. (2016). Questa anomalia appare come una distorsione nella regolare successione di bande, indicando un cambiamento significativo nel comportamento tipico del QBO.

5. Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi

Il vortice polare stratosferico invernale si forma principalmente attraverso il raffreddamento radiativo ed è caratterizzato da una banda di forti venti occidentali alle medie e alte latitudini. Questo vortice può essere interrotto da grandi perturbazioni ondulatorie, principalmente onde quasi-stazionarie di scala planetaria con numero di onda zonale 1-2. Una sufficiente forza ondulatoria sul flusso medio da parte di queste onde può risultare in un riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), con la rottura del vortice polare e la sostituzione dei venti occidentali con venti orientali. Questo fenomeno costringe l’aria a muoversi verso il polo per conservare il momento angolare, con discesa alle medie e alte latitudini che forma l’estensione polare della circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Il riscaldamento adiabatico associato a questa discesa porta a rapidi aumenti delle temperature del cappuccio polare in tempi molto brevi, spesso di soli alcuni giorni.

La storia dei SSW non era conosciuta fino al 1952, quando Scherhag osservò “riscaldamenti esplosivi nella stratosfera” nelle osservazioni di radiosonde sopra Berlino fino a 40 km. Fu solo alla fine degli anni ’50 che si comprese che i SSW avvenivano su scala emisferica e che sembravano verificarsi casualmente in circa la metà degli inverni nell’emisfero nord. Durante la seconda metà del ventesimo secolo, molte delle conoscenze sui riscaldamenti stratosferici improvvisi, incluse le loro caratteristiche tipiche e la variabilità interannuale, furono sviluppate da Karin Labitzke e dal suo Gruppo di Ricerca Stratosferica a Berlino. Questi studi includevano un riassunto delle caratteristiche degli SSW basato su dati di radiosonde e satelliti e la definizione di diversi tipi di SSW.

Gli SSW possono essere classificati come maggiori, minori e finali, con gli ultimi seguiti dalla transizione alle condizioni estive di venti orientali. Nonostante siano stati proposti vari metodi di classificazione, non esiste una definizione standard. Convenzionalmente, un SSW maggiore è classificato quando la direzione del gradiente di temperatura da equatore a polo si inverte e i venti mediati zonalmente a 60°N, 10 hPa diventano orientali.

Il solo riscaldamento maggiore osservato nell’emisfero sud (SH) è avvenuto nel 2002. A causa delle minori ampiezze delle onde di Rossby nell’SH, vi è meno forza ondulatoria sulla stratosfera invernale dell’SH, e il vortice polare rimane meno disturbato. Tuttavia, l’evento del 2002 ha dimostrato che, sebbene rari, i riscaldamenti maggiori nell’SH sono possibili.

I riscaldamenti stratosferici possono essere considerati come conseguenza della rottura delle onde a scala planetaria, che porta all’erosione e infine alla distruzione del vortice polare. Tipicamente, viene utilizzato un livello di temperatura potenziale di 850 K (;10 hPa o ;30 km) per queste osservazioni. Durante l’inizio dell’inverno, la forza del vortice aumenta a causa del raffreddamento radiativo; tuttavia, man mano che l’inverno avanza, la rottura delle onde nella zona di surf affila il bordo del vortice. Se questa rottura delle onde è sufficientemente persistente, il vortice viene spostato dal polo e diminuisce in dimensione. Questi cambiamenti sono osservabili su mappe orizzontali di potenziale vorticosità (PV) o semplicemente misurando la dimensione del vortice polare in termini di PV (ad esempio, Butchart e Remsberg 1986). La figura 27-9 mostra una sequenza di sei mappe isentropiche di PV a 850 K, a intervalli di sette giorni, durante il SSW nel 2018/19. Queste strutture di PV non sono simmetriche zonalmente e mostrano le onde che si rompono, la riduzione delle dimensioni del vortice polare, e la rottura del vortice stesso. Le strisce blu illustrano come il PV viene strappato via dal vortice centrale e mescolato.

Quando i dati vengono mediati su molti eventi (Fig. 27-10), è evidente che il vortice polare diminuisce in dimensione nel tempo durante i SSW. Tuttavia, poiché il PV ha proprietà conservative, il processo appare molto più graduale rispetto all’evoluzione di una quantità come la temperatura. Quando la rottura delle onde strappa il PV dal bordo del vortice, esso viene mescolato; tuttavia, se osservato in termini di latitudine equivalente, il processo appare abbastanza uniforme nel tempo (Butchart e Remsberg 1986), evidenziando che le anomalie di PV possono durare per 2-3 mesi dalla loro data di inizio.

La connessione meccanica tra la forzatura delle onde planetarie di origine troposferica e i SSW è stata dimostrata per la prima volta negli esperimenti di modello numerico di Matsuno (1971), che hanno rivelato come un SSW possa essere innescato da flussi verticali potenziati di onde planetarie vicino alla tropopausa. Da allora, numerose ricerche hanno seguito il lavoro pionieristico di Matsuno, indagando su segnali precursori troposferici corrispondenti che potrebbero migliorare non solo la nostra comprensione della dinamica dei SSW ma anche le nostre capacità predittive associate a questi eventi. Tra questi, vi sono studi sui collegamenti con eventi di blocco troposferico (ad esempio, Quiroz 1986; Martius et al. 2009) e sulla variabilità troposferica tropicale associata con ENSO e l’oscillazione di Madden-Julian (MJO) (ad esempio, Butler e Polvani 2011).

Gli impatti derivanti dalle cosiddette forzature “esterne”, come eruzioni vulcaniche esplosive, la variabilità del ciclo solare, e i cambiamenti associati ai futuri cambiamenti climatici, sono stati identificati come influenti sulla natura e frequenza dei SSW, offrendo potenziali miglioramenti nella capacità predittiva. Esperimenti con modelli numerici idealizzati e comprensivi hanno dimostrato che, sebbene la forzatura delle onde troposferiche sia un prerequisito essenziale per l’occorrenza di un SSW, non è necessario che siano preceduti da una forzatura delle onde particolarmente intensa (ad esempio, Scott e Polvani 2004; Sjoberg e Birner 2014; de la Cámara et al. 2017). In effetti, Birner e Albers (2017) hanno scoperto che solo circa 1/3 dei SSW osservati sembrano essere associati a una forzatura delle onde anomala proveniente dalla troposfera. I SSW che si sviluppano da un feedback positivo tra onda e flusso medio nella stratosfera rientrano probabilmente nella categoria della risonanza autoregolata (Plumb 1981; Matthewman e Esler 2011; Albers e Birner 2014). L’insorgenza di un SSW sembra quindi richiedere configurazioni adeguate sia della stratosfera che della troposfera (Hitchcock e Haynes 2016).

La variabilità stratosfera-mesosfera modifica anche la chimica atmosferica, influenzando la distribuzione di gas traccia atmosferici come l’ozono (Pedatella et al. 2018). I SSW causano la discesa in quota dello stratopauso, e le specie chimiche che tipicamente risiedono nell’alta mesosfera vengono trasportate verso il basso nella bassa mesosfera e alta stratosfera. Questo processo porta a concentrazioni anomale e elevate di specie come gli ossidi di azoto (NOx) e il monossido di carbonio (CO), alterando significativamente la chimica della stratosfera polare invernale. Ad esempio, l’aumento dei livelli di NOx contribuisce alla distruzione dell’ozono.

Guardando verso l’alto, negli impatti nella mesosfera (;50–80 km) e nella bassa termosfera (;80–120 km), i SSW innescano una serie di eventi che portano alla modulazione delle onde che si propagano verso l’alto, risultando in anomalie di vento e temperatura in entrambi gli emisferi (Fig. 27-11; Pedatella et al. 2018). Questi fenomeni influenzano anche le maree atmosferiche in entrambi gli emisferi (Karlsson et al. 2007). Gli studi hanno dimostrato che gli impatti possono estendersi ancora più in alto, attraverso tutta la termosfera; per esempio, le osservazioni di attrito satellitare mostrano che la temperatura e la densità della termosfera sono influenzate dai SSW (Yamazaki et al. 2015) e si estendono fino all’ionosfera, influenzando il meteo spaziale vicino alla Terra in modo tale che le irregolarità influenzano i segnali di comunicazione e navigazione (Chau et al. 2012; Pedatella et al. 2018).

La figura 27-8 illustra due grafici riguardanti le condizioni nella stratosfera durante l’inverno 2018-2019, specificamente per quanto riguarda le temperature e i venti zonali.

1. Grafico superiore (Temperature): Questo mostra le temperature medie zonali a 10 hPa tra 65° e 90° N. Il picco verso l’alto in rosso indica un evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), durante il quale la temperatura sale bruscamente. La linea gialla rappresenta le condizioni medie nella stratosfera per quel periodo dell’anno, mentre le ombreggiature grigie mostrano il 70° e il 90° percentile delle temperature, basate su dati storici dal 1979 al 2019. Le linee nere solide indicano i valori massimi e minimi registrati in questo periodo.
2. Grafico inferiore (Venti Zonali): Questo grafico mostra il vento zonale medio a 10 hPa a 60° N. La riduzione del vento a valori inferiori a zero, rappresentata in rosso, indica il cambio di direzione del vento da ovest (occidentali) a est (orientali), caratteristico di un SSW. Anche qui, la linea gialla rappresenta le condizioni medie, mentre le ombreggiature grigie e le linee nere solide rappresentano rispettivamente i percentili e i valori massimi e minimi come nel grafico delle temperature.

Le linee verdi sottili in entrambi i grafici rappresentano le previsioni.

In sintesi, la figura mostra un netto SSW nell’inverno 2018-2019, con un evidente aumento della temperatura e una corrispondente inversione dei venti zonali, che sono tra gli indicatori chiave di tali eventi.

La figura 27-9 mostra l’evoluzione del vortice polare durante l’evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) nell’inverno 2018/2019. Le immagini presentano la vorticità potenziale (PV) sulla superficie isentropica di 850 K in sei diverse date, evidenziando le modifiche significative nel vortice a causa dell’evento SSW.

1. 5 dicembre 2018: Il vortice polare è ben definito e concentrato intorno al polo. La PV è elevata (zona blu scuro), indicando un vortice forte e compatto.
2. 12 dicembre 2018: Il vortice inizia a mostrare segni di spostamento dal polo, con una forma più allungata verso l’Europa e l’Asia, indicando l’inizio della distorsione.
3. 19 dicembre 2018: Il vortice è ulteriormente spostato e distorcito, con evidente allungamento e una maggiore dispersione di PV verso le latitudini medie.
4. 26 dicembre 2018: L’allungamento del vortice continua, con una chiara separazione a est che mostra la “stripping away” di filamenti del vortice verso la “surf zone”, aree dove il vortice interagisce fortemente con altre strutture atmosferiche.
5. 2 gennaio 2019: Il vortice è ora completamente spostato dal polo, presentandosi diviso in due aree principali di alta PV, indicando la divisione del vortice in due strutture distinte.
6. 9 gennaio 2019: La divisione è completa, con due “figlie” vortici ben separati, uno sopra il Canada e l’altro sopra la Siberia, entrambi molto più piccoli del vortice originale.

Queste immagini illustrano chiaramente l’effetto drammatico di un SSW sulla struttura e posizione del vortice polare, mostrando come il vortice, inizialmente compatto, subisca spostamenti, distorsioni e infine si divida in risposta alle onde planetarie che interagiscono con la stratosfera.

La figura 27-10 mostra una composizione di ritardo dei valori compositi della vorticità potenziale (PV) sulla superficie di 530 K dal set di dati ERA-40 per eventi estremamente negativi (riscaldamenti stratosferici improvvisi) nel periodo 1958–2010.

Descrizione Generale:

• L’asse delle ascisse indica il ritardo in giorni rispetto all’evento, con il giorno 0 rappresentando il picco del riscaldamento stratosferico improvviso.
• L’asse delle ordinate mostra la latitudine equivalente, che è una misura di come il campo di PV sarebbe distribuito se fosse simmetrico rispetto al meridiano.
• I contorni mostrano il valore medio composito dell’indice di PV alla latitudine equivalente, normalizzato a varianza unitaria a ciascuna latitudine equivalente.

Interpretazione dei Colori:

• L’ombreggiatura rossa indica valori di PV anomali bassi, mentre il blu indica valori di PV anomali alti.
• Poiché i valori sono normalizzati a ogni latitudine equivalente, i colori non corrispondono a valori unici di PV, ma piuttosto indicano variazioni relative rispetto alla media.

Profilo della Latitudine Equivalente:

• Per calcolare questo profilo, il campo di PV è riorganizzato ogni giorno per essere simmetrico zonalmente, eliminando la variabilità longitudinale.

Indice PV a 530 K:

• Ogni giorno, il valore medio dell’area di PV sopra il cappuccio polare (da 65° a 90°) è calcolato.
• Dopo aver rimosso il ciclo stagionale, i valori sono normalizzati a varianza unitaria.

Eventi Estremi:

• Gli eventi estremi sono definiti come date in cui questo indice supera 2 deviazioni standard.

Questa mappa fornisce un’analisi composita di come i valori di PV cambiano in relazione agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso, con un’enfasi particolare sull’impatto di questi eventi su diverse latitudini nel corso del tempo. L’aumento significativo del PV alle alte latitudini dopo l’evento (indicato in blu) suggerisce un rafforzamento del vortice polare in risposta al riscaldamento.

Onde di gravità: il loro ruolo nello studio meteorologico e atmosferico

Nella transizione dal diciannovesimo al ventesimo secolo, i meteorologi hanno iniziato a identificare le variazioni subsinottiche del flusso troposferico come manifestazioni di onde di gravità. Le indagini sulle onde indotte dalla topografia emersero come un campo di ricerca significativo (Kuettner 1939; Scorer 1949). Inizialmente, queste onde venivano considerate come un mero “rumore” che disturbava le previsioni meteorologiche a grande e media scala.

L’importanza delle onde di gravità al di sopra della troposfera fu proposta da Martyn (1950), che suggerì un legame tra le perturbazioni ionosferiche itineranti e le onde di gravità, similmente a come queste ultime influenzano la formazione di nuvole e le fluttuazioni dei microbarografi nella troposfera. Hines (1960) confermò che le misurazioni dei venti a circa 90 km di altezza erano coerenti con la presenza di onde di gravità che si propagavano verso l’alto.

L’aumento dell’ampiezza dei venti orizzontali, dovuto alla riduzione della densità atmosferica con l’altitudine, era evidente. Hines osservò che le perturbazioni meteo nella bassa atmosfera generavano onde di gravità che potevano incrementare l’ampiezza dei venti fino a un fattore di circa 700 tra il suolo e i 90 km. Di conseguenza, i venti potenti osservati nell’alta atmosfera potevano derivare da onde generate a livello inferiore, dove le oscillazioni erano minime, di solo alcuni centimetri al secondo.

Negli anni ’60 e ’70, si è consolidata la comprensione dell’importanza delle onde di gravità nella regolazione della circolazione media zonale dell’atmosfera terrestre. Inizialmente, il loro ruolo fu riconosciuto nella formazione del QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) e, successivamente, nel guidare il Brewer-Dobson Circulation (BDC) nella stratosfera superiore e nella mesosfera, risultando in temperature più basse nella mesopausa polare estiva rispetto a quella invernale.

Le osservazioni indicarono che la circolazione zonale nella stratosfera superiore e mesosfera è caratterizzata da un forte getto occidentale nell’emisfero invernale e orientale nell’emisfero estivo. La presenza di flussi meridionali dalla mesosfera estiva alla mesosfera invernale richiedeva un meccanismo per bilanciare la coppia di Coriolis, originariamente modellata come frizione di Rayleigh nei primi modelli della circolazione generale.

Houghton (1978) propose che la divergenza del flusso del momento angolare delle onde di gravità verticali potesse fornire l’equilibrio necessario. Successivamente, Lindzen (1981) e Matsuno (1982) dimostrarono che il meccanismo di resistenza richiesto poteva essere spiegato considerando un ampio spettro di onde di gravità con velocità di fase sia verso est che verso ovest. L’assorbimento selettivo di queste onde, conosciuto come filtraggio delle onde, porta alla predominanza di onde che si propagano in direzione ovest (nell’emisfero invernale) o est (nell’emisfero estivo), influenzando così la circolazione zonale osservata. Oggi, il ruolo delle onde di gravità nel dirigere il flusso zonale medio è ampiamente riconosciuto.

Nei modelli di previsione meteorologica numerica per l’atmosfera inferiore, è stato evidenziato che gli errori sistematici nelle previsioni possono essere notevolmente ridotti attraverso l’incorporazione degli effetti delle onde di gravità a scala sub-griglia. Questo miglioramento è possibile utilizzando uno schema di parametrizzazione adeguato, che tenga conto delle onde orografiche, ossia quelle generate dal flusso d’aria che incide sulla topografia con velocità di fase zero (Palmer et al. 1986; McFarlane 1987).

Le onde di gravità sono riconosciute come elementi cruciali nella redistribuzione di momento ed energia nell’atmosfera, attraverso i processi di generazione, propagazione e dissipazione (Fritts e Alexander 2003). Data la loro scala minuta, i GCM (modelli di circolazione generale) non sono in grado di risolverle direttamente; di conseguenza, molto sforzo attuale è dedicato alla comprensione dettagliata di questi fenomeni, al fine di parametrizzare correttamente gli effetti delle onde di gravità nei modelli atmosferici.

Oltre alle onde orografiche, altre fonti significative di onde di gravità includono sistemi convettivi, come cicloni tropicali e linee di temporali (Sato 1993; Alexander et al. 1995; Chun e Baik 1998), nonché la radiazione delle onde di gravità da flussi bilanciati come quelli associati ai sistemi fronte-getto (Plougonven e Zhang 2014). Il trasporto del momento angolare da queste onde non orografiche è particolarmente rilevante nella stratosfera superiore fino alla mesosfera. Questo processo è fondamentale in tutta l’atmosfera media estiva, dove le onde orografiche non possono propagarsi a causa dei venti deboli nella bassa stratosfera, e contribuisce significativamente al QBO tropicale e al SAO.

Gli strumenti ad alta risoluzione come i radar mesosfera-stratosfera-troposfera (MST) e l’analisi dei dati di radiosondaggi ad alta risoluzione negli anni ’80 e oltre hanno notevolmente avanzato la conoscenza delle onde di gravità. Queste sono state esaminate attraverso spettri di fluttuazione del vento orizzontale e verticale e spettri di flusso del momento angolare verticale (Nastrom e Gage 1985; Tsuda et al. 1989; Allen e Vincent 1995; Sato et al. 2017), che spesso approssimano uno spettro universale idealizzato (VanZandt 1982), simile agli spettri universali osservati negli oceani (Garrett e Munk 1972).

Queste osservazioni suggeriscono che il comportamento delle onde di gravità nell’atmosfera media potrebbe essere regolato da processi di saturazione non lineare, specialmente dato che l’aumento delle ampiezze delle onde con la diminuzione della densità atmosferica implica che una tale saturazione deve verificarsi ad altezze elevate.

Diversi approcci teorici sono stati proposti per spiegare la forma dello spettro universale. Questi si basano sull’idea che le onde di gravità interne possono produrre instabilità gravitazionale locale e rompersi quando raggiungono ampiezze sufficienti, limitando così ulteriori aumenti di ampiezza con l’altitudine, in modo simile alla rottura delle onde superficiali (Smith et al. 1987). Tuttavia, ulteriori analisi della dinamica non lineare di propagazione e dissipazione delle onde di gravità hanno suggerito che il modello idealizzato di onda di gravità saturata potrebbe non descrivere completamente il comportamento reale delle onde di gravità nell’atmosfera media (Dosser e Sutherland 2011; Fritts et al. 2015).

Le tradizionali osservazioni delle onde di gravità attraverso radar, palloni e razzi sono limitate a campionamenti verticali in singole posizioni geografiche. L’avvento delle osservazioni satellitari ad alta risoluzione ha permesso una copertura globale o quasi globale, sebbene i limiti di risoluzione spaziale e temporale limitino l’osservazione a solo una parte dello spettro delle onde di gravità (Alexander 1997, 1998). Nonostante queste limitazioni, i satelliti hanno contribuito significativamente a caratterizzare le distribuzioni globali e le variazioni stagionali e interannuali delle onde di gravità in termini di energia delle onde, flussi di momento e struttura di fase (Geller et al. 2013; Alexander 2015; Gong et al. 2015; Wright et al. 2017; Ern et al. 2018).

Un esempio di queste stime osservative è illustrato nella figura 27-12 di Ern et al. (2018), che presenta la distribuzione globale dei flussi di momento totale delle onde di gravità basata su osservazioni della temperatura dal satellite SABER. Inoltre, la tecnologia dei palloni a superpressione ha permesso di ottenere stime delle caratteristiche delle onde di gravità nello spazio di frequenza intrinseco (Hertzog et al. 2008; Podglajen et al. 2016).

I primi modelli globali di circolazione che si estendevano fino alla mesopausa hanno dimostrato gli effetti delle onde di gravità sulla circolazione atmosferica media globale, confermando le teorie di filtraggio delle onde e gli effetti delle onde sulla circolazione media zonale dell’atmosfera proposte da Lindzen (1981) e Matsuno (1982) (Miyahara et al. 1986; Hayashi et al. 1989; Sato et al. 1999). Con il miglioramento della potenza di calcolo, i modelli regionali e globali ad altissima risoluzione sono stati utilizzati per simulare esplicitamente il campo delle onde di gravità, contribuendo a fornire vincoli sulle parametrizzazioni delle onde di gravità utilizzate nei modelli climatici a risoluzione moderata (Kim et al. 2003; Alexander et al. 2010; Geller et al. 2013).

I metodi standard di parametrizzazione degli effetti delle onde di gravità trattano il problema come una singola colonna verticale, ignorando la propagazione orizzontale delle onde di gravità su scala sub-griglia. Data l’alta quota della mesosfera, la propagazione tridimensionale delle onde di gravità può essere fondamentale, così come la generazione secondaria di onde di gravità e onde di Rossby causata dalla rottura delle onde primarie (Smith 1980; Dunkerton 1984; Marks e Eckermann 1995; Sato et al. 2009; Ehard et al. 2017; Bacmeister e Schoeberl 1989; Satomura e Sato 1999; Vadas et al. 2003; Bossert et al. 2017; Yasui et al. 2018; Becker e Vadas 2018; Ern et al. 2013; Sato e Nomoto 2015).

In conclusione, è evidente che i modelli di previsione climatica e meteorologica a risoluzione moderata che includono l’atmosfera media richiedono una parametrizzazione adeguata dei trasporti di momento dalle onde di gravità su scala sub-griglia per produrre simulazioni realistiche, e queste devono essere vincolate dalle osservazioni (Alexander 2010). Nonostante i progressi significativi, sono necessari ulteriori miglioramenti per affinare questi modelli (Geller et al. 2013).

La figura 27-11 presenta una rappresentazione schematica dei processi di accoppiamento e delle variabilità atmosferiche durante gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso, evidenziando come questi eventi influenzino vari aspetti dell’atmosfera terrestre, dalla superficie fino alla termosfera. Di seguito è riportata una spiegazione strutturata e dettagliata degli elementi chiave:

1. Variazioni di Altitudine: L’immagine mostra le diverse altezze nella colonna atmosferica, evidenziando i vari strati da quello più vicino al suolo fino alla termosfera.
2. Correnti Oceaniche e Oscillazione Artica: Mostrano l’influenza delle acque oceaniche e delle condizioni climatiche artiche sulle condizioni meteorologiche globali.
3. Circolazione di Brewer-Dobson: Indicata con linee blu e rosse, questa circolazione è cruciale per il trasporto di ozono e altri gas attraverso la stratosfera, contribuendo significativamente alla dinamica atmosferica globale.
4. Circolazione Residuale: Descrive il movimento generale dell’aria che è fondamentale per il trasporto di energia e massa attraverso l’atmosfera.
5. Anomalia di Ionizzazione Equatoriale e Equatorial Electrojet: Illustrano variazioni nelle densità delle particelle caricate elettricamente nella ionosfera, che sono influenzate da cambiamenti magnetici e solari.
6. Linee del Campo Magnetico: Sottolineano l’interazione tra il campo magnetico terrestre e l’atmosfera superiore.
7. Regioni di Riscaldamento e Raffreddamento (cerchi rossi e blu): Queste aree indicano dove la temperatura atmosferica aumenta o diminuisce, influenzando direttamente i processi atmosferici nelle regioni circostanti.

Questa rappresentazione mette in luce la complessità e l’interdipendenza degli eventi di riscaldamento stratosferico e come essi modifichino la chimica atmosferica, le temperature, i venti, e le densità di particelle neutre e cariche, oltre ai campi elettrici, impattando così l’intera estensione atmosferica dalla superficie alla termosfera.

La figura 27-12 illustra le distribuzioni globali dei flussi di momento assoluto delle onde di gravità a un’altitudine di 30 km nei mesi di gennaio (a sinistra) e luglio (a destra), basate sui dati del satellite SABER. Ecco alcuni elementi chiave per una comprensione approfondita:

1. Colorazione e Intensità: Le aree sono colorate per rappresentare l’intensità del flusso di momento delle onde di gravità. I colori caldi (come il rosso) indicano flussi di momento elevati, mentre i colori freddi (come il blu) mostrano flussi più bassi.
2. Isopleti: Le linee continue sulle mappe rappresentano le isopleti, che indicano livelli di flusso di momento costante. Queste linee aiutano a visualizzare la distribuzione spaziale e l’intensità del flusso di momento attraverso diverse regioni geografiche.
3. Differenze Stagionali: Comparando i due pannelli, si notano differenze significative nella distribuzione dei flussi di momento delle onde di gravità tra i mesi di gennaio e luglio. Queste differenze riflettono le variazioni stagionali nel comportamento delle onde di gravità. Ad esempio, nel pannello di luglio si osserva una concentrazione significativa di flusso di momento nelle regioni meridionali, particolarmente vicino all’Antartide.
4. Rilevanza Climatica: I flussi di momento illustrati sono essenziali per comprendere come le onde di gravità trasportino energia e momento dall’equatore verso i poli, influenzando così la circolazione atmosferica su larga scala e il clima globale.

Questa rappresentazione visiva fornisce informazioni preziose sui pattern stagionali e geografici del trasporto di momento delle onde di gravità, essenziali per studi avanzati in climatologia e meteorologia.

7. L’oscillazione quasi-biennale

Entro il 1920, erano state fatte alcune osservazioni rilevanti, seppur piuttosto frammentarie, dei venti nella regione sopra la tropopausa equatoriale, iniziando con l’inferenza di forti alisei prevalenti per spiegare la diffusione degli aerosol vulcanici dopo l’eruzione del Monte Krakatau nel 1883 (Wexler 1951; vedi anche la recensione di Baldwin et al. 2001). Nel 1908, osservazioni di palloni sonda ‘pilot’ tracciati visivamente da Arthur Berson in Africa orientale rivelarono la presenza di venti occidentali nei primi chilometri della stratosfera. Queste osservazioni sparse mostravano talvolta venti occidentali e talvolta venti orientali attraverso il tropico.

Il record osservativo frammentario fu interpretato come indicativo del fatto che i venti fossero dominati da forti e piuttosto stabili getti zonali. Si pensava che i venti sopra la troposfera a bassa latitudine fossero dominati dagli “alisei di Krakatoa” a quasi tutte le altezze e latitudini, con la presenza anche di un sottile e possibile serpeggiante filo di venti occidentali (“Berson westerlies”).

Nei primi anni ’50, le osservazioni giornaliere di palloni radiosonda iniziarono in diverse isole del Pacifico tropicale. L’esame di queste misure più sistematiche nel corso di vari anni rivelò notevoli variazioni interannuali nella circolazione stratosferica equatoriale (Sadler 1959; McCreary 1959; Graystone 1959; Ebdon 1960), e infine Reed et al. (1961) e Ebdon e Veryard (1961) dimostrarono che queste variazioni assumevano la forma di cicli quasi ripetibili con un periodo vicino ai 2 anni. I primi ricercatori avevano necessariamente una comprensione incompleta della natura e della variabilità del periodo di oscillazione. Alcuni lavori iniziali facevano riferimento a un’oscillazione biennale, altri a un’oscillazione di 26 mesi. La terminologia ora standard “oscillazione quasi-biennale” fu introdotta da Angell e Korshover (1964).

La figura 27-13 mostra una sezione altezza-tempo del vento zonale medio mensile, medio zonalmente, all’equatore dalla troposfera superiore fino alla stratosfera media per il periodo dal 1980. I valori del vento sono calcolati dai dati di rianalisi moderni, ma un quadro molto simile emerge anche quando si utilizzano osservazioni di radiosonde, anche solo da una singola stazione vicino all’equatore, e quando il record viene esteso fino al 1953 (Naujokat 1986). In tutto il record (almeno fino al 2016) si nota un’oscillazione tra alisei e venti occidentali prevalenti, con transizioni che avvengono molto approssimativamente una volta all’anno a tutti i livelli, dalla vicinanza della tropopausa (circa 100 hPa) al livello più alto mostrato (3 hPa). Le transizioni del vento zonale sembrano originarsi ad alti livelli e propagarsi verso il basso, con l’eccezione più notevole che si verifica nel 2016.

L’esistenza della QBO nei venti zonali equatoriali è stata confermata da osservazioni che indicano il suo impatto anche sulla temperatura e sulle concentrazioni di ozono alle basse latitudini (Ebdon e Veryard 1961; Reed 1962; Funk e Garnham 1962; Ramanathan 1963; Angell e Korshover 1964). È stato rilevato che il segnale della QBO nei venti era centrato sull’equatore con una semi-ampiezza di circa 12° di latitudine (Reed 1965).

La scoperta della QBO rappresentò una sorpresa per i meteorologi dell’epoca e la dinamica di base del fenomeno rimase poco chiara per alcuni anni. Il passo decisivo fu compiuto da Lindzen e Holton (LH68), che postularono che le accelerazioni del flusso medio nella QBO stratosferica fossero guidate dalle interazioni tra il flusso medio zonale e uno spettro di onde di gravità zonalmente e verticalmente propagate, generate nella troposfera. Poco prima, Booker e Bretherton (1967) avevano dimostrato che le onde di gravità che si propagano verticalmente sarebbero state fortemente assorbite vicino ai livelli critici dove il flusso medio eguaglia la velocità di fase orizzontale dell’onda.

Lindzen e Holton dimostrarono che ciò implicava che le onde con velocità di fase verso est (ovest) dovrebbero produrre accelerazioni del flusso medio verso ovest (est) nelle regioni di taglio verticale verso ovest (est). Questo meccanismo è quindi in grado di produrre accelerazioni del flusso medio equatoriale in entrambe le direzioni zonali. Tuttavia, il meccanismo è autolimitante: una volta formata una regione di forti venti occidentali (orientali), essa filtrerà efficacemente le onde con velocità di fase verso est (ovest) impedendole di raggiungere quote superiori.

Lindzen e Holton integrarono questa idea di base in un modello numerico semplificato, il quale esaminava la dipendenza da altezza e tempo del flusso medio equatoriale. Il modello dimostrò che poteva spiegare i lenti cambiamenti del flusso medio della QBO e la loro propagazione verso il basso, attribuendoli all’impatto di onde ad alta frequenza che si propagano verso l’alto, generate presumibilmente dalla convezione e altre fonti nella troposfera tropicale.

Il meccanismo LH68 è stato generalmente accettato come base per comprendere la dinamica della QBO. Questa visione fu rinforzata dall’esperimento di laboratorio ‘QBO-analogue’ di Plumb e McEwan (1978), che analizzò l’interazione del flusso zonale in un anello riempito con fluido stratificato salino con onde di gravità propagate dal limite inferiore.

Tuttavia, una limitazione del modello LH68 è che le accelerazioni del flusso medio sono proporzionali al taglio del flusso medio, senza un meccanismo chiaro per spiegare le accelerazioni osservate in aree con taglio debole, come nei massimi dei getti e a volte nella stratosfera più bassa.

Holton e Lindzen (1972, di seguito HL72) hanno generalizzato il modello LH68 per includere gli effetti di onde equatoriali a scala planetaria con velocità di gruppo verticale lenta, che sono significativamente smorzate nella stratosfera dai processi dissipativi, incluso il trasferimento radiativo. Il modello HL72, seguendo la scoperta di onde equatoriali prominenti come le onde di Kelvin (Wallace e Kousky 1968) e le onde Rossby-gravità (Yanai e Maruyama 1966), proponeva un modello semplice che poteva spiegare un QBO degli equatoriali venti zonali medi apparentemente realistico, includendo il forcing ondulatorio con parametri vicini a quelli osservati.

Tuttavia, un’ulteriore analisi del campo delle onde osservato suggerisce che le onde planetarie di grande scala non sono sufficientemente forti da spiegare tutte le accelerazioni della QBO osservate (Lindzen e Tsay 1975). Sembra probabile che sia le onde planetarie che le onde di gravità ad alta frequenza contribuiscano significativamente alla propulsione della QBO (Dunkerton 1997).

Come osservato, la QBO mostra variabilità da ciclo a ciclo (Pascoe et al. 2005). Un fenomeno particolare è la tendenza della zona di taglio orientale discendente a ‘bloccarsi’ vicino ai 30 hPa, evidente nel record osservato (vedi Fig. 27-13), e la durata di questo stallo sembra spiegare le differenze più evidenti tra i cicli. Anche se la QBO non è un subarmonico del ciclo annuale, esiste una sottile connessione con il ciclo stagionale.

In particolare, i cicli di QBO che mostrano quasi nessun “stallo” tendono a durare circa due anni (esempio, 1998-99, 2006-07), mentre altri cicli con periodi di stallo più lunghi durano quasi tre anni (esempio, 2000-02). Si ipotizza che la QBO sia influenzata dalla forzatura delle onde planetarie quasi-stazionarie di Rossby, eccitate prevalentemente durante l’inverno nell’emisfero nord, che possono propagarsi nei tropici. Questo potrebbe contribuire a spiegare la apparente ‘sincronizzazione’ con il ciclo annuale osservata a volte sia nel segnale del vento tropicale (Dunkerton 1983) che nel corrispondente segnale dell’ozono (Gray e Dunkerton 1990). Si prevede che la QBO moduli la penetrazione meridionale delle onde planetarie quasi-stazionarie di Rossby nella stratosfera tropicale, con una propagazione molto più efficace attraverso i venti occidentali medi che non attraverso gli orientali.

Questo effetto dovrebbe portare a una modesta inomogeneità zonale nell’oscillazione del vento della QBO. Infatti, è stata osservata una asimmetria zonale di circa il 10% nell’ampiezza della QBO attorno all’equatore a certi livelli, sia nei dati delle radiosonde stazionarie che nei dati di rianalisi e nelle simulazioni di modelli comprensivi (Hamilton et al. 2004). È possibile che anche la modulazione annuale dell’ascensione media nella stratosfera inferiore equatoriale contribuisca alla tendenza della QBO di sincronizzarsi con il ciclo annuale (Kinnersley e Pawson 1996; Hampson e Haynes 2004; Rajendran et al. 2018).

La QBO è stata nota per la sua regolarità complessiva per circa 27 cicli, sin dall’inizio delle osservazioni regolari nel 1953. Tuttavia, all’inizio del 2016, il pattern regolare è stato chiaramente interrotto (Osprey et al. 2016; Newman et al. 2016). Come mostrato nella Fig. 27-13, la zona di taglio orientale discendente si è completamente fermata vicino ai 20 hPa e la solita fase orientale è stata interrotta mentre i venti occidentali vicino ai 20–30 hPa persistevano per quasi 2 anni (da metà 2015 a metà 2017). Durante la prima metà del 2016, le caratteristiche del vento mostravano una propagazione apparente verso l’alto nello strato 20–50 hPa. Un comportamento tipico della QBO sembra essere stato ripristinato entro il 2017, ma l’evoluzione del vento nel 2016 è stata senza precedenti nell’era delle osservazioni dettagliate. La previsione e la prevedibilità di questo evento molto anomalo sono argomento di ricerca in corso (Watanabe et al. 2018).

Reed (1965) evidenziò che le perturbazioni di temperatura della QBO dovrebbero portare a una QBO nel riscaldamento radiativo e quindi a una circolazione secondaria della QBO nel piano meridionale. Questo effetto fu incorporato in un modello numerico da Plumb e Bell (1982), i quali osservarono che l’avvezione associata a questa circolazione contribuirebbe al rafforzamento (indebolimento) delle zone di taglio occidentale (orientale), almeno vicino all’equatore. Questo potrebbe quindi spiegare l’asimmetria evidente tra la forza delle zone di taglio occidentale e orientale (vedi Fig. 27-13). Questo effetto dovrebbe anche far sì che le accelerazioni del flusso medio occidentale siano concentrate vicino all’equatore per gran parte del ciclo della QBO, e infatti questa caratteristica fu successivamente osservata come tipica dell’evoluzione osservata dei venti zonali medi (Hamilton 1984; Dunkerton e Delisi 1985).

L’avvezione dovuta alla QBO nell’ascensione equatoriale dà anche origine a una QBO nelle quantità di ozono in colonna (Reed 1964) e la circolazione meridionale secondaria produce una struttura latitudinale poiché la circolazione indotta scende attraverso l’altezza di transizione dalla stratosfera media e superiore, dove l’ozono è controllato da reazioni chimiche veloci dipendenti dalla temperatura, alla stratosfera inferiore, dove la sua durata è molto più lunga ed è quindi controllata dinamicamente (Gray e Pyle 1989). Le corrispondenti distribuzioni QBO furono successivamente previste in molti altri costituenti traccianti (Gray e Chipperfield 1990) e nelle distribuzioni di aerosol vulcanico (Trepte e Hitchman 1992).

La natura confinata equatorialmente della QBO è stata stabilita nei primi studi osservativi, ma segnali notevoli della QBO sono stati osservati anche a latitudini più alte, sia nelle quantità dinamiche che nell’ozono. Uno sviluppo chiave è stato lo studio di Holton e Tan (1980, 1982), che hanno dimostrato che la stratosfera polare NH tende ad essere più calda (e il vortice polare più debole) in media durante gli inverni in cui la QBO equatoriale vicino ai 50 hPa è nella sua fase orientale. Le onde di Rossby planetarie quasi-stazionarie tendono ad essere più forti nella stratosfera polare invernale nella fase orientale della QBO. Seguendo il lavoro originale di Holton e Tan, sono stati realizzati numerosi studi osservativi e di modellazione sugli effetti della QBO nella circolazione stratosferica invernale extratropicale in entrambi gli emisferi (ad esempio, Baldwin e Dunkerton 1998; Anstey et al. 2010).

Teleconnessioni della QBO stratosferica con aspetti della circolazione troposferica sono state documentate, come un effetto sistematico della fase della QBO sulla pressione al livello del mare nell’inverno extratropicale NH (Ebdon 1975; Holton e Tan 1980). Questa questione è stata esaminata in molti studi successivi, motivata in parte dal desiderio di utilizzare informazioni sullo stato della QBO in previsioni meteorologiche a lungo termine (Coughlin e Tung 2001; Thompson et al. 2002; Marshall e Scaife 2009; Garfinkel et al. 2018; Gray et al. 2018). Inoltre, sono state investigate anche influenze dirette della QBO alla superficie in latitudini tropicali, come tramite la convezione tropicale (Collimore et al. 2003; Gray et al. 2018).

I primi modelli atmosferici globali comprensivi e GCM—anche quelli con considerevole risoluzione numerica nella stratosfera—producevano simulazioni che mancavano completamente della QBO (Manabe e Hunt 1968; Fels et al. 1980). Takahashi (1996) fu il primo a riferire una grande variazione interannuale simile alla QBO nella stratosfera tropicale simulata di un GCM atmosferico comprensivo, utilizzando un GCM spettrale standard senza parametrizzazione delle onde di gravità subgriglia ma con una risoluzione verticale piuttosto fine (spaziatura dei livelli verticali circa 500m) attraverso la stratosfera e coefficienti di diffusione subgriglia sostanzialmente ridotti. La scoperta di Takahashi fu presto seguita da studi che mostravano che oscillazioni spontanee del vento medio a lungo periodo (fenomeni simili alla QBO) si sviluppavano in almeno altri due GCM atmosferici semplificati (Horinouchi e Yoden 1998; Hamilton et al. 1999). Da allora, molti ricercatori hanno simulato QBO di vari gradi di verosimiglianza incorporando parametrizzazioni delle onde di gravità non orografiche nei loro GCM [vedi Butchart et al. (2018) per un elenco e una breve descrizione di 17 modelli globali all’avanguardia che simulano le QBO stratosferiche].

Anche se sono stati fatti grandi progressi nella comprensione e nella modellazione della QBO, molti problemi rimangono oggetto di ricerca attiva. Non è ancora del tutto chiaro come avvengano le inversioni del vento della QBO nella stratosfera più bassa, dove l’ampiezza della QBO è molto debole. Nei modelli originali LH68 e HL72, le transizioni dipendevano in modo cruciale dagli effetti di un mescolamento del momento del flusso medio ipotizzato che agiva vicino alla tropopausa, dove si supponeva che il flusso medio fosse zero. Saravanan (1990) ha generalizzato il modello HL72 per includere una rappresentazione di un’avvezione verticale media.

Studi comprensivi sui modelli indicano che l’avvezione attraverso l’ascensione equatoriale media del BDC gioca un ruolo cruciale nell’evoluzione della QBO (ad es., Kawatani e Hamilton 2013), ma questa questione continuerà ad attrarre attenzione (ad es., il recente lavoro di Bui et al. 2019), soprattutto perché i cambiamenti nella forza del BDC rappresentano un aspetto chiave della risposta globale all’aumento della forzatura dei gas serra (Butchart 2014).

La comprensione della variabilità da ciclo a ciclo nel record della QBO è un argomento di notevole interesse attuale. Si è cercato di determinare se le variazioni da ciclo a ciclo nella QBO possano avere cause fisiche sistematiche, includendo i cambiamenti nella circolazione troposferica e nella convezione durante diverse fasi dell’Oscillazione Meridionale (ad es., Taguchi 2010). Il comportamento estremamente anomalo osservato nel 2016 ha intensificato l’interesse verso la comprensione delle possibili deviazioni estreme dal comportamento normale e le implicazioni per la prevedibilità della QBO. I dati proxy sono stati utilizzati in tentativi di estendere il record delle fasi della QBO più indietro nel tempo (Brönnimann et al. 2016) e persino di esplorare la possibilità che la QBO sia stata assente in alcuni periodi (Hamilton e Garcia 1984).

Negli ultimi anni, è stato intrapreso un ampio sforzo per analizzare e confrontare le dinamiche della QBO in molti GCM all’avanguardia sotto l’egida del World Climate Research Programme (WCRP) nel progetto Stratosphere–Troposphere Processes and their Role in Climate (SPARC) (Butchart et al. 2018). Questa iniziativa ha il potenziale di migliorare la rappresentazione della QBO nei GCM e di aiutare a rispondere alle domande rimanenti sulle dinamiche e la prevedibilità della QBO.

La figura 27-13 illustra una sezione altezza-tempo del vento zonale medio mensile osservato all’equatore, che rappresenta l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO). I dati sono tratti dalla NASA Modern-Era Retrospective Analysis for Research and Applications, versione 2 (MERRA-2). Le aree colorate sulla mappa rappresentano la velocità del vento zonale in metri al secondo (m/s), dove i colori caldi (giallo, arancione) indicano venti occidentali (W) e i colori freddi (azzurro, blu) indicano venti orientali (E).

Questa visualizzazione evidenzia le variazioni periodiche dei venti nella stratosfera equatoriale, con transizioni regolari tra le fasi orientali e occidentali. Queste fasi si alternano circa ogni 28 mesi, il che è tipico della QBO. La figura mostra chiaramente come le oscillazioni si verifichino a diverse altezze, da 3 a 300 hPa, e come i venti cambino direzione e si propaghino verso il basso durante ciascun ciclo.

Il grafico è arricchito dalla presenza di una linea tratteggiata che mostra l’altitudine media della tropopausa, aiutando a visualizzare la relazione tra le dinamiche della QBO e altre caratteristiche atmosferiche.

Questa rappresentazione è fondamentale per comprendere la durata e l’intensità delle varie fasi della QBO nel tempo, offrendo una rappresentazione visiva comprensiva di questo fenomeno atmosferico e della sua interazione con altre parti dell’atmosfera.

La figura 27-14 presenta una visualizzazione media mensile (aprile 2012) della temperatura potenziale media zonalmente (colori in Kelvin, K) e del vento zonale (contorni bianchi ogni 10 m/s), attraverso diverse latitudini dalla superficie fino alla stratosfera superiore. I dati sono tratti dal dataset di rianalisi ERA-Interim.

Le aree colorate indicano la temperatura potenziale, che aiuta a visualizzare la struttura termica dell’atmosfera in relazione all’altezza e alla latitudine. I contorni bianchi rappresentano i venti zonali (da est a ovest), con linee continue per i valori positivi (venti da ovest) e linee tratteggiate per i valori negativi (venti da est). Il contorno zero è omesso per enfatizzare solo i venti significativi.

Gli elementi distintivi in nero sulla mappa includono:

• Quadrati neri: indicano la posizione della tropopausa termica, che segna la divisione tra la troposfera, dove si verifica la maggior parte del tempo atmosferico, e la stratosfera, più stabile.
• Linea tratteggiata nera: rappresenta l’isolina di 2 unità di potenziale vorticoso (PVU), utilizzata per definire la tropopausa dinamica. Questa linea aiuta a distinguere le masse d’aria troposferiche da quelle stratosferiche basandosi sulle loro proprietà dinamiche.
• Linea puntinata nera: mostra il contorno di un rapporto di miscelazione di ozono di 100 ppbv, indicando la “tropopausa dell’ozono”, che può differire dalla tropopausa termica e dinamica. Questa linea segna il punto in cui la concentrazione di ozono aumenta rapidamente, indicando l’inizio della stratosfera dove l’ozono è più abbondante.

Questa figura fornisce una visione complessiva delle interazioni tra temperatura, venti e composizione chimica dell’atmosfera attraverso varie latitudini e altitudini, mostrando come queste differenziano tra la troposfera e la stratosfera.

8. La tropopausa

La tropopausa (Fig. 27-14) rappresenta l’interfaccia che collega la troposfera alla stratosfera. Questo collegamento avviene sia verso l’alto che verso il basso. Ad esempio, come discusso nella sezione 3, gran parte della propulsione delle onde dell’atmosfera media ha origine nella troposfera; queste onde devono quindi propagarsi attraverso la tropopausa. D’altra parte, i processi dinamici nella regione della tropopausa si collegano alla dinamica vicino alla superficie. I flussi di ozono verso il basso attraverso la tropopausa influenzano la qualità dell’aria vicino alla superficie e incidono sulla forzatura radiativa. Nei tropici, la tropopausa rappresenta il “cancello per la stratosfera” e i processi nello strato della tropopausa determinano in ultima analisi il contenuto di vapore acqueo dell’intera stratosfera, tra le altre cose. La scoperta della stratosfera, e con essa della tropopausa, rappresenta un primo esempio di scoperta dovuta alla curiosità scientifica. Come discusso nella sezione 1, la differenza di temperatura tra le cime delle montagne e le valli (circa 7 K per km) era stata a lungo riconosciuta. Se la temperatura diminuisce con l’altitudine a questo ritmo, ciò porterebbe a zero assoluto a un’altitudine di circa 40 km (assumendo una temperatura superficiale di 280 K). Ciò suggerisce che il tasso di diminuzione della temperatura si riduce notevolmente ad alte altitudini o che il limite superiore dell’atmosfera sia raggiunto al di sotto dei circa 40 km di altitudine.

Gli esploratori all’inizio del diciannovesimo secolo viaggiavano a bordo di mongolfiere e confermarono la costante diminuzione della temperatura fino a circa 10 km (Glaisher 1871). Le misurazioni ad altitudini superiori potevano essere ottenute solo utilizzando palloni senza equipaggio, e ciò divenne possibile verso la fine del diciannovesimo secolo. Il 28 aprile 1902, Leon Teisserenc de Bort annunciò alla Accademia Francese delle Scienze la scoperta di uno “strato isotermico” tra gli 8 e i 13 km di altitudine. Tre giorni dopo, Richard Assmann annunciò alla Accademia delle Scienze Prussiana la scoperta di “una corrente d’aria più calda ad altezze dai 10 ai 15 km“. Entrambi gli scienziati collaboravano strettamente e avevano concordato di annunciare la loro scoperta contemporaneamente. Lo strato che scoprirono rappresenta i primi chilometri di quello che oggi chiamiamo stratosfera (un termine introdotto da Teisserenc de Bort intorno al 1908). Sir Napier Shaw in seguito introdusse il termine tropopausa per l’interfaccia tra troposfera e stratosfera; ad esempio, nel suo Manuale di Meteorologia del 1920, si riferisce alla tropopausa come “lo strato dell’atmosfera che segna il limite esterno della troposfera e il limite inferiore della stratosfera. Con alcune riserve, la tropopausa può essere considerata una superficie; ma il passaggio non è sempre così brusco da produrre una vera discontinuità, ed è quindi conveniente usare la parola tropopausa per denotare i fenomeni della regione di transizione dalla troposfera alla stratosfera.”I fenomeni possono includere una transizione improvvisa a condizioni quasi isotermiche, un contropendio che porta a condizioni isotermiche, o una transizione graduale da un gradiente termico vicino all’adiabatico a una condizione approssimativamente isotermica (Shaw 1936, p. xxxvii). Le osservazioni moderne ad alta risoluzione effettuate con palloni, così come altri dati di temperatura ad alta risoluzione verticale, come quelli provenienti dalle occultazioni radio dei satelliti di posizionamento globale, hanno mostrato che la transizione troposfera-stratosfera è estremamente netta in media (Birner et al. 2002; Randel et al. 2007). Inoltre, l'”inversione superiore” di Assmann o il “contropendio” di Shaw, che corrisponde a uno strato di stratificazione termica migliorata (cioè uno strato di inversione della tropopausa; Birner 2006), risulta essere il comportamento climatologico su scala globale (Grise et al. 2010). Fondamentalmente, la tropopausa esiste a causa degli effetti combinati del controllo del gradiente termico dinamico nella troposfera e del controllo del gradiente termico radiativo nella stratosfera (Held 1982). Ad esempio, l’altezza della tropopausa può essere vista come il risultato di un dato gradiente termico troposferico, una data temperatura superficiale, e una stratosfera in equilibrio radiativo (ad es., Manabe e Strickler 1964). Tuttavia, la stratosfera non è chiaramente in equilibrio radiativo: l’ascensione attraverso la BDC provoca un raffreddamento adiabatico nei tropici, mentre la discesa attraverso la BDC provoca un riscaldamento adiabatico nelle extratropici. Queste tendenze portano a una tropopausa elevata nei tropici e abbassata nelle extratropici, rispetto a una stratosfera in equilibrio radiativo, aumentando così significativamente il contrasto tra l’equatore e i poli in termini di altezza della tropopausa (Birner 2010).

La discussione finora si è concentrata sulla struttura termica dell’atmosfera e sulla conseguente tropopausa termica. Per gli studi di trasporto, una definizione di tropopausa più appropriata si basa sul campo del Potenziale Vorticoso (PV). Specificamente, una particolare isosuperficie di PV può essere definita come una tropopausa dinamica, che rappresenta una superficie materiale per flussi adiabatici e senza attrito. I valori tipici utilizzati per la tropopausa dinamica sono tra 1.5 e 4 PVU, con l’isosuperficie di 2 PVU usata più comunemente. Le differenze tra queste isosuperfici di PV sono piccole nella maggior parte delle situazioni a causa del contrasto quasi-discontinuo di PV tra la troposfera e la stratosfera.

Questa definizione di tropopausa si è dimostrata molto utile per gli studi di scambio stratosfera-troposfera. Inoltre, sono state impiegate definizioni di tropopausa basate su traccianti quasi-conservati, come l’ozono o traccianti idealizzati come E90 nei modelli. Le tre definizioni di tropopausa sopra menzionate sono illustrate nella Fig. 27-14 usando la struttura atmosferica media zonale per un mese di esempio (aprile 2012).

Scambio Stratosfera-Troposfera

Lo scambio stratosfera-troposfera (STE) descrive il flusso di masse d’aria o costituenti attraverso la tropopausa ed è principalmente verso l’alto nei tropici e verso il basso nelle extratropici. La grandezza dello scambio di STE era a lungo pensata essere dipendente da processi su piccola scala, come gli eventi di piegatura della tropopausa, ma un nuovo quadro teorico è stato proposto nella recensione fondamentale di Holton et al. (1995). Hanno dimostrato che “le forze indotte dalle onde guidano una sorta di ‘pompa di aspirazione fluidodinamica’, che estrae l’aria verso l’alto e verso i poli dalla stratosfera tropicale inferiore e la spinge verso il basso nella troposfera extratropicale.” Pertanto, lo STE è importante per la composizione chimica sia della stratosfera che della troposfera. Molti gas traccianti a lunga durata che sono inerti nella troposfera sono fotolizzati nella stratosfera, dove possono causare il deperimento dell’ozono, in particolare i CFC, il vapore acqueo e il protossido di azoto (N2O). D’altra parte, il trasporto dell’ozono stratosferico nella troposfera può influenzare il forcing radiativo e la qualità dell’aria. La consapevolezza dell’importanza dello STE si è manifestata solo gradualmente e il quadro teorico per lo STE è stato a lungo contestato. La tropopausa tropicale è vista come il portale verso la stratosfera, una comprensione che si è sviluppata insieme alla scoperta della circolazione generale stratosferica.

Come descritto brevemente nella sezione 1, i primi progressi furono fatti da Brewer, la cui indagine sulla formazione delle nubi cirri dai contrails durante la Seconda Guerra Mondiale portò alla scoperta della secchezza della stratosfera. Brewer (1949) dedusse da queste misurazioni che l’aria doveva essere passata nella stratosfera attraverso la tropopausa tropicale molto fredda, dove le concentrazioni di vapore acqueo potevano essere ridotte ai valori osservati mediante il processo di formazione dei cristalli di ghiaccio. Osservazioni successive di vapore acqueo stratosferico effettuate con aerei, palloni e razzi tra gli anni ’50 e ’70 furono difficili da interpretare a causa di problemi di rappresentatività e di accuratezza. Tuttavia, Mastenbrook (1974) e Kley et al. (1979) svilupparono ulteriormente l’ipotesi di Brewer, utilizzando osservazioni concomitanti di vapore acqueo e temperatura, e proposero correttamente che la disidratazione avviene principalmente in specifiche regioni geografiche. Newell e Gould-Stewart (1981) ipotizzarono che i valori di vapore acqueo stratosferico osservati potessero essere spiegati se la regione sopra il continente indonesiano, dove vennero misurate le temperature più basse della tropopausa, agisse come una “fontana stratosferica” attraverso la quale l’aria entra nella stratosfera dalla troposfera.Negli anni ’90, fu riconosciuto che la convezione che supera la tropopausa potrebbe influenzare localmente il vapore acqueo nella stratosfera inferiore (ad esempio, Kelly et al. 1993). Tuttavia, Highwood e Hoskins (1998) dimostrarono che tale penetrazione sarebbe relativamente limitata. Divenne anche chiaro che il ciclo stagionale delle temperature della tropopausa a punto freddo, determinato dalla forza stagionalmente variabile della circolazione stratosferica (Yulaeva et al. 1994), porta al ciclo stagionale osservato nel vapore acqueo (Rosenlof 1995). Questo ciclo è impresso nell’aria mentre questa sale lentamente attraverso la tropopausa tropicale, come rivelato dal “registratore a nastro tropicale” derivato dalle misurazioni satellitari (Holton et al. 1995; Mote et al. 1996; Fig. 27-15). Holton e Gettelman (2001) hanno ulteriormente evidenziato che l’advezione orizzontale lenta attraverso regioni di temperature molto basse sopra il Pacifico occidentale tropicale potrebbe spiegare la secchezza generale della stratosfera, confutando l’idea di un percorso localizzato verso la stratosfera in questa regione. Questa idea fu ulteriormente corroborata da analisi dettagliate delle traiettorie all’interno dello strato di tropopausa tropicale (TTL), che potrebbero spiegare non solo il valore minimo del vapore acqueo stratosferico, ma anche la sua variabilità interannuale (Fueglistaler et al. 2005; Fueglistaler e Haynes 2005). Il TTL è quindi definito come una regione di transizione che mostra caratteristiche tipiche sia della troposfera tropicale che della stratosfera e comprende approssimativamente la regione tra 150 e 70 hPa (Fueglistaler et al. 2009).

Come già evidenziato in Robinson (1980), il varco tropicale dalla troposfera alla stratosfera permette anche l’ingresso di altre specie di gas traccianti nella stratosfera. Importanti sostanze alogenate a vita molto breve, che contribuiscono al deperimento dell’ozono, e precursori di aerosol, che influenzano il bilancio radiativo della regione, sono anch’essi trasportati nella stratosfera attraverso questo percorso. Ora ci spostiamo alle extratropici, dove lo STE era (storicamente) principalmente importante per gli impatti sulla troposfera. Tra la fine degli anni ’50 e l’inizio degli anni ’60, gli Stati Uniti e l’Unione Sovietica condussero test di armi nucleari ad alta quota, assumendo che la contaminazione radioattiva dell’atmosfera superiore non avrebbe influenzato la troposfera. Tuttavia, isotopi radioattivi furono rilevati nel latte in località di alte latitudini NH poco dopo le esplosioni (ad esempio, Telegadas e List 1964). Questi ritrovamenti stimolarono la ricerca utilizzando misurazioni degli isotopi di rodio, cadmio e plutonio per derivare i percorsi di trasporto e le scale temporali all’interno della stratosfera (Kalkstein 1962). Aspetti chiave del BDC come li conosciamo oggi furono dedotti, come il movimento ascendente sopra i tropici, un forte movimento discendente all’interno del vortice polare durante l’inverno, e un forte mescolamento tra i tropici e le extratropici a 18–25 km (List e Telegadas 1969; vedi la sezione 2 per gli sviluppi successivi). I meccanismi di trasporto definitivi che portarono i detriti radioattivi nella troposfera si pensava fossero associati a intense zone barocline nelle vicinanze del flusso a getto (Reed e Sanders 1953; Reed 1955; Danielsen 1959; Reiter 1962, 1963; Mahlman 1965). Questi furono caratterizzati come eventi di piegatura della tropopausa da Reed e Danielsen (1959). Altri meccanismi per lo STE proposti includevano il cambiamento stagionale dell’altitudine della tropopausa (Staley 1962) e la miscelazione turbolenta (ad esempio, Libby 1956), come riassunto nella recensione di Reiter (1975).

Negli anni ’80 e ’90, campagne dedicate con aerei che effettuavano osservazioni di ozono, vapore acqueo, altri gas traccianti a lunga durata e turbolenza hanno rivelato prove più dettagliate che i processi di miscelazione turbolenta nelle vicinanze delle piegature della tropopausa e dei minimi tagliati erano di primaria importanza come meccanismo di STE (Shapiro 1980; Ebel et al. 1991; Vaughan et al. 1994; Browell et al. 1998), e anche che i complessi convettivi a mesoscala e i temporali potevano portare alla miscelazione verso il basso dell’aria stratosferica nella troposfera superiore (Poulida et al. 1996). È stato inoltre riconosciuto che lo STE ha una sostanziale componente ascendente, cioè dalla troposfera alla stratosfera, sia alle medie latitudini che nei tropici. Dessler et al. (1995) hanno dedotto dalle misurazioni di vapore acqueo effettuate con aerei che non tutta l’aria situata nella stratosfera inferiore potrebbe essere entrata nella regione tramite la tropopausa fredda tropicale, un risultato confermato dalle osservazioni satellitari (Pan et al. 1997). Approcci guidati da modelli hanno aiutato a concludere che la mescolanza delle masse d’aria troposferica e stratosferica—ultimamente realizzata dagli eventi di rottura delle onde di Rossby—deve essere responsabile dello scambio (Chen 1995; Appenzeller et al. 1996; Peters e Waugh 1996).

La ricerca negli anni 2000 e 2010 è stata mirata a ottenere una comprensione più completa dell’impatto della miscelazione bidirezionale sulla distribuzione dei gas traccianti nella regione della tropopausa (Fischer et al. 2000; Hoor et al. 2002) e sulla sua variabilità su scale temporali stagionali e interannuali. Campagne aeree dedicate allo STE (ad esempio, Zahn et al. 2004; Engel et al. 2006; Pan et al. 2007) hanno portato alla comprensione che i singoli processi di miscelazione portano a uno strato di miscelazione attraverso la tropopausa, ora generalmente definito come il strato di transizione della tropopausa extratropicale (ExTL). Osservazioni satellitari hanno confermato l’ExTL essere un fenomeno globale (Hegglin et al. 2009) e hanno rivelato differenze interemisferiche, con un ExTL più profondo nell’emisfero nord rispetto a quello sud, in linea con gli eventi di rottura delle onde di Rossby più frequenti (Hitchman e Huesmann 2007).

La Figura 27-15 mostra l’evoluzione del vapore acqueo tropicale attraverso i dati medi mensili e zonali (da 20°S a 20°N), catturando il segnale del “registratore a nastro“. Questi dati sono derivati dalla combinazione delle misurazioni di diversi strumenti satellitari, parte dell’SPARC Data Initiative (MIPAS, SCIAMACHY, AuraMLS, ACE-FTS), con aggiornamenti provenienti da Hegglin et al. (2013).

Nel grafico, l’asse verticale rappresenta la pressione che varia da 10 a 100 hPa, con i colori che indicano l’intensità del vapore acqueo: blu per valori alti e rosso per valori bassi. Questa rappresentazione mostra chiaramente come il vapore acqueo sia distribuito tra la troposfera e la stratosfera.

Le variazioni periodiche di colore, da blu a rosso, lungo l’asse orizzontale che va da gennaio 2006 a gennaio 2018, riflettono i cicli annuali di vapore acqueo. Le zone più scure, che emergono periodicamente, indicano riduzioni nel contenuto di vapore acqueo, probabilmente dovute al passaggio attraverso la tropopausa tropicale fredda. In queste aree, l’aria subisce un processo di disidratazione a causa delle basse temperature prima di entrare nella stratosfera.

Il concetto di “registratore a nastro” metaforicamente descrive come questi dati vengano registrati continuamente, mostrando un record delle variazioni atmosferiche che si svolge nel tempo, simile a un nastro che avanza. Questo fornisce una rappresentazione visiva delle dinamiche stagionali e delle variazioni interannuali del vapore acqueo nell’atmosfera.

La Figura 27-16 presenta le distribuzioni di tre gas nell’atmosfera, derivati dalle climatologie medie mensili e medie zonali ottenute da vari strumenti come parte dell’SPARC Data Initiative.

1. A sinistra (Metano, CH₄): Questo pannello mostra la distribuzione del metano (CH₄), un gas sorgente principalmente troposferico, per il periodo 2003-2006. Le concentrazioni sono indicate in parti per milione (ppm) e variate da basso (viola) a alto (giallo). La concentrazione più alta di CH₄ è evidente nella troposfera inferiore, riducendosi significativamente con l’aumentare dell’altitudine.
2. Al centro (Vapore Acqueo, H₂O): Il grafico centrale rappresenta la distribuzione del vapore acqueo (H₂O), un gas con fonti sia troposferiche che stratosferiche, nell’anno 2003. Le concentrazioni, espresse in parti per milione per volume (ppmv), variano da molto basso (blu scuro) a molto alto (verde acceso). Si nota un picco di concentrazione in basso, diminuendo notevolmente con l’aumento dell’altitudine.
3. A destra (Ozono, O₃): L’ultimo pannello illustra la distribuzione dell’ozono (O₃), un gas prevalentemente di origine stratosferica, per gli anni 1994-1996. Le concentrazioni, in ppmv, sono mostrate con un gradiente da basso (viola) a alto (rosso), con il massimo concentrato nella stratosfera, sottolineando l’importante ruolo dell’O₃ nella protezione dai raggi UV.

Ciascuna mappa è organizzata per mostrare le variazioni latitudinali (da 50°S a 50°N) e altitudinali (da 0.1 a 100 hPa) delle concentrazioni dei gas, offrendo una panoramica dettagliata di come questi importanti gas si distribuiscano nell’atmosfera terrestre.

10. Composizione Stratosferica

Le distribuzioni dei gas traccianti nella stratosfera riflettono gli effetti combinati del trasporto atmosferico e della fotochimica. Le misurazioni della composizione stratosferica sono strumenti fondamentali per esplorare la variabilità e i cambiamenti nella dinamica della stratosfera, per i quali spesso non sono disponibili misurazioni dirette. Infatti, molti dei progressi teorici — inclusi il BDC (vedi sezione 2; Brewer 1949; Dobson et al. 1929; Dobson 1956), il tubo tropicale (Plumb 1996) e il tubo poroso (Neu e Plumb 1999) — sono stati guidati dalle peculiarità osservate nelle distribuzioni dei costituenti chimici nella stratosfera (vedi anche le sezioni 2 e 9). La necessità di una conoscenza dettagliata della composizione stratosferica è cresciuta anche con la consapevolezza degli impatti potenzialmente dannosi delle sostanze create dall’uomo sullo strato di ozono (Robinson 1980). Questo è stato guidato fin dall’inizio da considerazioni teoriche sul fatto che le sostanze create dall’uomo, presenti sulla superficie terrestre in tutto il mondo (Lovelock 1972), potrebbero influire negativamente sullo strato di ozono stratosferico (vedi sezione 11; Molina e Rowland 1974). Inoltre, l’importanza dei gas traccianti stratosferici, in particolare ozono, vapore acqueo e aerosol, per la forzatura radiativa del clima ha portato a un rinnovato interesse nella misurazione dei cambiamenti nelle loro distribuzioni di composizione stratosferica (ad esempio, Solomon et al. 2010, 2011; Nowack et al. 2017). Alcune delle prime osservazioni globali dei costituenti chimici nella stratosfera sono state ottenute grazie a strumenti satellitari pionieristici come il Limb Infrared Monitor of the Stratosphere (LIMS; Gille e Russell 1984) e lo Stratospheric and Mesospheric Sounder (SAMS; Jones et al. 1986). Queste osservazioni hanno rivelato per la prima volta gli effetti completi del trasporto e della chimica sulle distribuzioni stratosferiche dei gas traccianti (Jones e Pyle 1984).

La struttura generale dei gas traccianti a lunga durata di vita, come il protossido di azoto (N₂O) e il metano (CH₄), ottenuta da misurazioni in situ limitate è stata confermata, con concentrazioni che generalmente diminuiscono con l’altitudine, ma anche lungo i livelli di pressione costanti verso i poli (vedi pannello sinistro in Fig. 27-16). Questo riflette che le fonti di questi gas si trovano nella troposfera e i loro principali pozzi fotochimici nella stratosfera. Sulla base di osservazioni medie mensili combinate di CH₄ e H₂O dai satelliti SAMS e LIMS, Jones et al. (1986) hanno confermato l’ipotizzata fonte di H₂O dall’ossidazione di CH₄ nella stratosfera (Robinson 1980), insieme alla robustezza della caratteristica di un minimo di H₂O, denominato igropausa, trovato precedentemente appena sopra la tropopausa tropicale (Russell et al. 1984) (cfr. pannello centrale Fig. 27-16). Sono stati ottenuti anche indizi di ulteriori influenze dinamiche come la SAO sul trasporto dei traccianti attraverso queste prime misurazioni (Gray e Pyle 1986), e queste sono state utilizzate per effettuare le prime quantificazioni del BDC (Solomon et al. 1986; Holton e Choi 1988).Negli anni ’90 e 2000, la valutazione delle osservazioni dei sonde satellitari limb ha tratto vantaggio dalla rapida crescita della conoscenza teorica della dinamica stratosferica e viceversa (vedi anche la sezione 2). Gray e Pyle (1989) hanno identificato l’QBO come una fonte dominante di variabilità interannuale nella struttura verticale dell’ozono (vedi Fig. 27-17), con contributi separati al segnale totale dell’ozono QBO provenienti dalla stratosfera superiore, dove l’ozono è controllato da reazioni chimiche dipendenti dalla temperatura, e dalla stratosfera inferiore, dove è controllato da processi di trasporto dinamico (vedi anche le sezioni 7 e 11). L’QBO è stato anche identificato come uno dei principali driver di variabilità nelle distribuzioni di gas traccianti stratosferici di N₂O e CH₄, oltre a un distinto ciclo stagionale guidato dal BDC (Gray e Chipperfield 1990; Randel et al. 1998). La variabilità nel vortice polare invernale SH è stata collegata al depauperamento dell’ozono primaverile (Schoeberl e Hartmann 1991). Leovy et al. (1985) e successivamente Randel (1993) hanno fornito prove osservative dirette del rompimento delle onde planetarie nella zona di surf dalle osservazioni di gas traccianti. Neu et al. (2003) hanno utilizzato funzioni di densità di probabilità (PDF) di misurazioni satellitari per identificare i confini tra l’aria tropicale ed extratropicale e hanno identificato questo “limite” subtropicale come barriera di trasporto (come discusso nella sezione 3; vedi Fig. 27-2). Il primo SSW SH registrato è stato immediatamente rivelato dalle osservazioni di ozono totale della colonna (Varotsos 2002). Tutti questi esempi dimostrano che le osservazioni di gas traccianti a lunga durata di vita sono indicatori preziosi dei processi di trasporto e, di conseguenza, sono ampiamente utilizzati per fare benchmark del trasporto (e della chimica) nei CCMs (ad esempio, Prather e Remsberg 1993; Garcia et al. 1992; Eyring et al. 2006; Hegglin et al. 2010; Strahan et al. 2011).

Nella parte più bassa della stratosfera, dove gli strumenti satellitari perdono sensibilità a causa dell’aumento dell’opacità dell’atmosfera e sono ostacolati dall’interferenza delle nuvole, le capacità in espansione delle misure in situ con aerei e palloni sono state fondamentali per lo studio della composizione e della sua variabilità. Grant et al. (1994), basandosi su misurazioni lidar con aerei, hanno rivelato le prime indicazioni di un forte mescolamento orizzontale nella bassa stratosfera tropicale tra circa 18 e 21 km. Volk et al. (1996) hanno dimostrato che il mescolamento isentropico sopra il getto subtropicale avrebbe portato a una alta frazione di aria extratropicale all’interno dei tropici, confermato anche dalle misurazioni satellitari e definito come la regione di transizione controllata tropicalmente da Rosenlof et al. (1997). Il trasporto presenta una stagionalità distinta, come mostrato dalle misurazioni con pallone di H₂O, halon e SF₆ (Ray et al. 1999), dalle misurazioni in situ di CO₂ con aerei (Boering et al. 1996; Hoor et al. 2004), e dalle correlazioni di gas traccianti come N₂O versus O₃, che rivelano il “lavaggio” dello strato più basso della stratosfera con aria tropicale più giovane, in particolare durante l’estate (Hegglin et al. 2006). Le misurazioni con aerei sono state anche fondamentali per scoprire i processi chimici eterogenei che portano a un grave depauperamento dell’ozono nella stratosfera inferiore sopra l’Antartide durante la primavera (Fahey et al. 1990, 2001). Una osservazione chiave per la spiegazione della perdita di ozono antartico, oggi definita come una “prova schiacciante“, deriva dalle misurazioni con l’aereo ER-2 e ha rivelato la forte anticorrelazione tra ClO reattivo e O₃ (Anderson et al. 1989).

La Figura 27-17 rappresenta l’effetto dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) sulle anomalie dell’ozono, come derivato da medie mensili e zonalmente medie di climatologie dell’ozono da multiple strumentazioni, secondo l’iniziativa dati SPARC (2017).

Analisi della figura:

• Asse verticale (Pressione in hPa): Questo asse rappresenta la pressione atmosferica che diminuisce con l’aumento dell’altitudine, indicando diversi strati della stratosfera da 1 hPa (molto alto nella stratosfera) a 100 hPa (più vicino alla troposfera).
• Asse orizzontale (Tempo da Jan 1992 a Jan 2010): Mostra un intervallo temporale lungo circa 18 anni, permettendo di osservare variazioni stagionali e interannuali nell’ozono.
• Colorazione (Blu e Rosso): I colori indicano le anomalie nella concentrazione dell’ozono, dove il blu rappresenta valori più bassi rispetto alla media e il rosso valori più alti. Questo schema di colorazione aiuta a visualizzare come le concentrazioni di ozono cambiano nel tempo a diverse altitudini.

Caratteristiche osservate:

• Variabilità verticale e temporale: La figura mostra come l’ozono fluttua verticalmente e nel tempo, con periodi evidenti di maggiore e minore concentrazione.
• Impatto del QBO: Il QBO è un fenomeno che influisce sulla dinamica dell’atmosfera tropicale e stratosferica e, di conseguenza, sulla distribuzione dell’ozono. Queste variazioni possono essere osservate come strisce verticali alternate di rosso e blu, indicando come il QBO modula la quantità di ozono stratosferico.

In sintesi, questa figura è un’importante visualizzazione di come fenomeni atmosferici complessi come il QBO possono influenzare i livelli di ozono, che è cruciale per la comprensione della chimica atmosferica e per la valutazione degli impatto dei cambiamenti atmosferici sulla salute umana e sugli ecosistemi terrestri.

11. Ozono stratosferico

Dopo la scoperta dell’ozono nel 1839 da parte di Schönbein all’Università di Basilea, in Svizzera, Houzeau a Rouen, in Francia, dimostrò nel 1858 che l’ozono è prevalente nell’atmosfera. Nel 1880, Hartley concluse che la forte assorbimento atmosferico della radiazione solare UV tra i 200 e i 320 nm osservato da Cornu (1879) era associato all’ozono e propose quindi la presenza di grandi quantità di ozono nell’alta atmosfera. Le sue scoperte furono successivamente supportate dalle misurazioni UV di Fabry e Buisson nel 1913 a Marsiglia, in Francia. Come descritto nella sezione 1, un ulteriore traguardo fu la rete di spettrofotometri UV di Dobson negli anni ’20 (Dobson 1931), che permise, in congiunzione con il metodo Umkehr sviluppato da Götz, il recupero di informazioni sul profilo verticale dell’ozono. L’altitudine massima dell’ozono a circa 22 km derivata dal metodo Umkehr (Götz et al. 1934) era inferiore a quella precedentemente assunta, ma fu supportata dalle prime misurazioni spettroscopiche in situ effettuate da palloni in Germania da E. e V. H. Regener nel 1934 e dalla missione U.S. Explorer II nel 1935.

L’ozono stratosferico si forma naturalmente attraverso reazioni fotochimiche che necessitano della luce solare ultravioletta (Chapman 1930). Nel primo passaggio, una molecola di ossigeno (O₂) si scinde in due atomi di ossigeno (O) per l’assorbimento della radiazione solare UV [Eq. (27-6)]. Nel secondo passaggio, ciascuno degli atomi di ossigeno si combina con una molecola di ossigeno in una reazione a tre corpi per formare una molecola di ozono [Eq. (27-7)]. L’ozono viene fotolizzato in una molecola di ossigeno e un atomo di ossigeno per assorbimento di radiazione solare UV [Eq. (27-8)]. L’atomo di ossigeno può ricombinarsi con una molecola di ossigeno per riformare ozono [Eq. (27-7)], oppure reagire con una molecola di ozono per produrre due molecole di ossigeno [Eq. (27-9)]: O₂ + hν → O + O λ < 242 nm, (27-6) O₂ + O + M → O₃ + M, (27-7) O₃ + hν → O₂ + O λ < 1180 nm, (27-8) O₃ + O → 2O₂. (27-9) La reazione (27-9) costituisce una distruzione dell’ozono stratosferico. Tuttavia, il semplice meccanismo di Chapman non spiega le concentrazioni osservate nella stratosfera e nella mesosfera. Studi condotti dopo il 1950 hanno dimostrato che la distruzione dell’ozono può essere catalizzata da diverse specie chimiche presenti nell’atmosfera.

Una delle specie implicate è il radicale idrossile (OH), prodotto nell’alta atmosfera dalla fotolisi del vapore acqueo (Bates e Nicolet 1950) e nella stratosfera dalla reazione chimica del vapore acqueo con l’atomo di ossigeno eccitato elettronicamente (O₁D). Altre specie che distruggono l’ozono nella stratosfera includono l’ossido di azoto (NO), che si forma nella stratosfera dalla reazione del protossido di azoto (N₂O) con O₁D (Crutzen 1970), e il monossido di cloro (ClO) e il monossido di bromo (BrO), che sono prodotti principalmente dalla fotolisi di alogenurocarboni, inclusi i clorofluorocarburi e gli alogeni antropogenici (Stolarski e Cicerone 1974; Wofsy et al. 1975). Ogni molecola catalitica può distruggere migliaia di molecole di ozono prima di essere rimossa dalla stratosfera. Il comportamento stagionale e latitudinale dell’ozono è ben documentato da osservazioni terrestri e spaziali (ad esempio, Dütsch 1970, 1978; vedi anche sezione 10). La Figura 27-18 mostra la distribuzione media annuale climatologica dell’ozono derivata dal Solar Backscatter Ultraviolet Radiometer (SBUV) sul satellite Nimbus-7 (Bhartia et al. 1996) tra il 1980 e il 1989. La formazione dell’ozono per fotolisi dell’ossigeno molecolare avviene principalmente nella media stratosfera tropicale tra circa 25 e 30 km di altezza. L’ozono viene poi trasportato dal BDC verso la bassa stratosfera polare, principalmente durante la stagione invernale in ciascun emisfero. Di conseguenza, la colonna totale di ozono integrata verticalmente raggiunge i suoi valori più alti alle latitudini medie e polari, come già osservato da Dobson negli anni ’30 (Dobson 1963).

All’inizio degli anni ’70, fu riconosciuta una potenziale minaccia per lo strato di ozono proveniente dagli ossidi di azoto che sarebbero stati rilasciati nella stratosfera da una prevista flotta di aerei supersonici (Johnston 1971). Tre anni dopo, Molina e Rowland (1974) suggerirono che l’aumento del consumo e il conseguente rilascio nell’atmosfera di clorofluorocarburi prodotti industrialmente, in particolare il CFC-11 (CCl₃F) e il CFC-12 (CCl₂F₂), costituisce la principale fonte di cloro reattivo nella stratosfera, e quindi potrebbe portare a una sostanziale erosione dello strato di ozono. Questi alogenurocarboni antropogenici hanno una durata di vita sufficientemente lunga per essere trasportati nella stratosfera, dove vengono convertiti in gas alogeni reattivi (Cl, ClO, ClONO₂, HCl). Nella bassa stratosfera, questi gas risiedono principalmente sotto forma di gas di riserva inattivi (nitrato di cloro e bromo ClONO₂, BrONO₂ e cloruro di idrogeno HCl) ma, man mano che raggiungono la stratosfera media e alta, vengono convertiti in radicali Cl e ClO e distruggono cataliticamente le molecole di ozono. Mentre gli effetti dei gas sorgente di alogeni e azoto sullo strato di ozono vennero presto riconosciuti dalla comunità scientifica (e in qualche misura presi in considerazione nelle politiche), un declino dell’ozono completamente inaspettato e grave fu segnalato sul continente antartico a metà degli anni ’80, basato su misurazioni effettuate a terra presso le stazioni di ricerca antartiche di Halley Bay (Farman et al. 1985) e Syowa (Chubachi 1984) e successivamente da osservazioni satellitari (Bhartia et al. 1985). Questa deplezione di ozono su scala continentale, presto denominata il buco dell’ozono antartico, iniziò a svilupparsi a metà degli anni ’70 e è rimasta un fenomeno annuale regolare che appare alla fine dell’inverno e all’inizio della primavera alle latitudini polari meridionali (Fig. 27-19).

La perdita di ozono sopra l’Antartide è maggiore nella fascia di altitudine tra 10 e 20 km, dove l’ozono è quasi completamente esaurito. Questo fenomeno non poteva essere spiegato dai cicli catalitici di distruzione dell’ozono che dominano più in alto nella stratosfera. Un periodo prolungato di ricerche approfondite, inclusi missioni osservative dedicate, ha successivamente dimostrato che il buco dell’ozono si forma sopra l’Antartide a causa di una combinazione unica di condizioni meteorologiche e chimiche che aumentano l’efficacia della distruzione dell’ozono da parte degli alogeni reattivi. La distruzione rapida dell’ozono, come osservata sopra l’Antartide, richiede che le basse temperature siano presenti per un periodo di tempo prolungato affinché possano formarsi grandi quantità di nuvole stratosferiche polari solide e liquide (PSC). Condizioni con temperature sufficientemente basse sono raramente trovate nell’Artico, ma sono frequenti durante l’inverno australe all’interno del vortice polare, dove il vortice polare può agire come un ‘contenitore‘ (vedi sezione 3), cosicché grandi aree contenenti acido nitrico (HNO₃) o PSC di ghiaccio sono osservate e forniscono le condizioni per la formazione di un buco dell’ozono (Crutzen e Arnold 1986; Toon et al. 1986). Reazioni chimiche eterogenee sulle superfici delle PSC attivano il cloro e il bromo forniti dai gas di riserva degli alogeni. Il rilascio dei radicali reattivi ClO e BrO porta a una distruzione drammatica dell’ozono non appena la luce solare diventa disponibile all’inizio della primavera (ad esempio, Solomon et al. 1986; McElroy et al. 1986; Tung et al. 1986; Molina e Molina 1987; Anderson et al. 1989).Nel periodo 1979-1997, quando gli alogeni reattivi stratosferici, noti anche come sostanze che impoveriscono l’ozono (ODS), hanno raggiunto le loro concentrazioni più elevate, gli strumenti satellitari hanno registrato un sostanziale declino dell’ozono nelle medie latitudini NH nella stratosfera media e alta di circa il 27% per decennio (WMO 2014; Fig. 27-20, sinistra). I modelli atmosferici, considerando gli effetti chimici delle ODS sull’ozono, sono stati in grado di riprodurre il declino dell’ozono osservato nella stratosfera superiore, confermando così la relazione causale tra le ODS e il declino dell’ozono osservato (ad esempio, Oman et al. 2010; WMO 2014) (Fig. 27-20, sinistra). L’ozono medio annuo globale a metà degli anni ’90 era circa il 5% al di sotto della media del 1964-1980, con un’ulteriore intensificazione del degrado dell’ozono a causa degli effetti dell’eruzione vulcanica del Monte Pinatubo nel 1991 (Fig. 27-21; vedi anche la sezione 13). Con crescenti prove degli effetti nocivi degli alogeni antropogenici sullo strato di ozono e i rischi associati per la vita e la salute umana risultanti dall’aumento della radiazione UV superficiale, l’Organizzazione Meteorologica Mondiale (WMO) ha sviluppato nel 1977 un Piano Mondiale d’Azione sullo Strato di Ozono e ha condotto una serie di valutazioni scientifiche internazionali sull’ozono.

A seguito della Convenzione di Vienna per la protezione dello strato di ozono nel 1985, è stato firmato nel 1987 il Protocollo di Montreal sulle sostanze che impoveriscono lo strato di ozono. Il Protocollo di Montreal, ratificato da tutti i 197 membri delle Nazioni Unite, e le successive modifiche e aggiustamenti (Londra, 1990; Nairobi, 1991; Copenaghen, 1992; Bangkok, 1993; Vienna, 1995; Montreal, 1997; Australia, 1998; Pechino, 1999; Kigali, 2016) hanno stabilito con successo controlli legalmente vincolanti per le nazioni sviluppate e in via di sviluppo sulla produzione e il consumo di gas sorgente di alogeni. In conseguenza del Protocollo di Montreal e dei suoi emendamenti, l’abbondanza complessiva delle ODS nell’atmosfera è gradualmente diminuita dalla fine degli anni ’90 (Fig. 27-22), e l’ozono stratosferico superiore è aumentato dall’inizio del secolo (WMO 2014; Fig. 27-20, destra). I valori globali totali di ozono sono ancora inferiori a quelli del periodo pre-1980, ma hanno smesso di diminuire e stanno lentamente ritornando ai valori della metà del ventesimo secolo (WMO 2018; Fig. 27-22). Attraverso l’attuazione del Protocollo di Montreal, è stata evitata una deplezione dell’ozono molto maggiore di quella attualmente osservata, in particolare nelle regioni polari di entrambi gli emisferi (Chipperfield et al. 2015). I modelli climatici con chimica dell’ozono interattiva, assumendo il rispetto delle disposizioni del Protocollo di Montreal, prevedono un ritorno dei valori medi annuali globali di ozono totali ai livelli del 1980 poco prima del 2050, mentre sull’Antartide, l’ozono totale dovrebbe raggiungere il benchmark del 1980 circa 10 anni dopo (Langematz e Tully 2018; vedi anche Fig. 27-22). Con la diminuzione delle concentrazioni di ODS, l’aumento delle concentrazioni di gas serra avrà un effetto sempre più importante sull’evoluzione futura dello strato di ozono.

La Figura 27-18 mostra una sezione meridionale trasversale della densità media annuale di ozono, espressa in unità Dobson per chilometro (DU/km), misurata dal satellite SBUV nel periodo 1980-1989. Questa figura utilizza un gradiente di colori per rappresentare diverse densità di ozono attraverso la stratosfera e la troposfera, con l’altitudine in chilometri sul lato sinistro e la pressione in hPa sul lato destro.

Le frecce nere nella figura indicano il trasporto dell’aria troposferica attraverso la tropopausa tropicale e la circolazione di Brewer-Dobson (BDC) nella stratosfera. Questo processo descrive come l’aria e gli inquinanti, come l’ozono, siano trasportati verticalmente e lateralmente nell’atmosfera:

1. Produzione di Ozono: L’ozono è prodotto principalmente nella media stratosfera tropicale attraverso reazioni fotochimiche (la luce solare che scinde molecole di ossigeno e le loro successive reazioni per formare ozono).
2. Ridistribuzione dell’Ozono: Dopo la sua formazione, l’ozono è poi redistribuito verso le latitudini più alte della stratosfera inferiore attraverso la circolazione di Brewer-Dobson. Questo fenomeno aiuta a spiegare la presenza di ozono lontano dai luoghi in cui è stato originariamente prodotto.

La distribuzione di ozono è rappresentata dai contorni colorati, che variano dalle tonalità calde (rosse e arancioni, indicanti alta densità di ozono) a quelle fredde (blu e viola, indicanti bassa densità di ozono). La figura evidenzia come l’ozono sia più concentrato nelle regioni equatoriali ad altitudini superiori e come diminuisca in concentrazione verso i poli e verso altitudini più basse e più alte.

Questa rappresentazione aiuta a comprendere il comportamento dinamico dell’ozono nell’atmosfera terrestre e il suo ruolo critico nella protezione da radiazioni UV dannose.

La Figura 27-19 rappresenta la distribuzione del total column ozone sopra le alte latitudini meridionali il 4 settembre 2018. Questi dati provengono dallo strumento Ozone Mapping and Profiler Suite (OMPS) a bordo del satellite Suomi NPP. La mappa utilizza una scala di colori che varia da 0 a 700 unità Dobson (DU) per rappresentare la densità di ozono.

Le aree in blu scuro e viola che si osservano sopra il continente antartico indicano una grave deplezione dell’ozono, nota come il “buco dell’ozono“. Durante la primavera, questo fenomeno è particolarmente evidente e i valori minimi di ozono totali in queste aree raggiungono circa 100 DU. Questo è significativamente inferiore ai valori normali di circa 350 DU tipici della primavera antartica.

Il buco dell’ozono è definito come l’area geografica inclusa all’interno del contorno di 220 DU sulle mappe di ozono totale. Questo contorno è visibile come un anello che circonda le zone più scure, delineando l’estensione dell’area colpita dalla riduzione dell’ozono.

Questa immagine fornisce una visualizzazione chiara e diretta dell’estensione e della gravità della deplezione dell’ozono sopra l’Antartide durante la primavera. Questi dati sono essenziali per monitorare le variazioni del buco dell’ozono anno per anno e per valutare l’efficacia delle politiche internazionali volte a ridurre le emissioni di sostanze dannose per l’ozono.

La Figura 27-20 illustra i profili di tendenza dell’ozono nelle medie latitudini settentrionali per due distinti periodi: 1979-1997 (a sinistra) e 2000-2013 (a destra). Questi dati comprendono sia le osservazioni dirette (linee nere) sia le simulazioni del modello CCMVal-2 (linea grigia con intervallo di incertezza ombreggiato).

Principali Elementi della Figura:

1. Linee Nere: Rappresentano le tendenze osservate direttamente dell’ozono per i periodi indicati. Mostrano le variazioni nella concentrazione di ozono alle medie latitudini settentrionali durante questi intervalli.
2. Linea Grigia e Ombreggiatura: Indicano i risultati medi ottenuti dalle simulazioni del modello CCMVal-2, con l’ombreggiatura che riflette l’intervallo di incertezza delle previsioni. Questi modelli analizzano il comportamento dell’ozono considerando diversi fattori, tra cui i gas serra e le sostanze che depletano l’ozono (ODS).
3. Linee Rosse: Specificano la tendenza attribuita unicamente agli ODS, evidenziando l’impatto diretto che queste sostanze hanno avuto sulla concentrazione di ozono.

Asse Verticale (Pressione e Altezza):

• L’asse verticale mostra sia la pressione (in hPa) che l’altezza (in km), evidenziando che valori più bassi di pressione corrispondono a maggiori altitudini. L’asse è invertito, con valori più bassi rappresentati in alto e viceversa.

Interpretazione delle Tendenze:

• Il grafico di sinistra mostra una tendenza generalizzata alla diminuzione dell’ozono nel periodo 1979-1997, con una marcata influenza degli ODS come illustrato dalle linee rosse.
• Il grafico di destra per il periodo 2000-2013 mostra ulteriori tendenze dell’ozono, con variazioni nelle concentrazioni e nei relativi impatti degli ODS.

Questa figura è fondamentale per capire come le emissioni di ODS e i cambiamenti nei gas serra abbiano influenzato l’ozono stratosferico nel tempo e per valutare l’efficacia di politiche internazionali come il Protocollo di Montreal nel mitigare queste tendenze.

La Figura 27-21 illustra l’andamento del cambiamento percentuale nell’ozono globale totale a partire dagli anni ’80, utilizzando osservazioni satellitari. Questo grafico mette in evidenza le medie annuali di ozono globale (linea rossa) rispetto alle medie climatologiche del periodo 1964-1980, che precede l’emergere del buco dell’ozono. La banda arancione rappresenta il range di osservazioni, indicando la variabilità annuale dell’ozono globale.

Elementi Chiave del Grafico:

• Linea Rossa: Mostra le medie annuali di ozono, evidenziando una tendenza alla diminuzione sostanziale dal 1980 al 1990. Questa linea traccia la riduzione progressiva del livello di ozono, sottolineando una deplezione significativa durante questo decennio.
• Banda Arancione: Illustra l’intervallo delle osservazioni annuali, che riflette la dispersione dei dati di ozono da anno a anno. Questa variazione può essere attribuita a diversi fattori atmosferici ed ambientali che influenzano l’ozono.

Eventi Significativi Evidenziati nel Grafico:

• Una maggiore diminuzione dell’ozono è osservata dopo il 1991, principalmente a causa degli effetti degli aerosol vulcanici dall’eruzione del Monte Pinatubo. Questi aerosol hanno aggravato la deplezione dell’ozono interferendo con le molecole di ozono e alterando la chimica atmosferica.

Il grafico fornisce una comprensione chiara dell’impatto di eventi naturali e antropici sulla concentrazione di ozono a scala globale. Mostra anche come eventi specifici, come le eruzioni vulcaniche, possano avere effetti notevoli sulla chimica dell’ozono e sulla sua distribuzione globale. L’eliminazione degli effetti stagionali e solari dal dataset osservativo aiuta ad isolare le variazioni attribuibili a questi eventi e alle tendenze a lungo termine nella composizione atmosferica.

La Figura 27-22 illustra l’impatto delle emissioni di sostanze che impoveriscono l’ozono (ODS) sull’ozono atmosferico dal 1960 al 2100, suddiviso in quattro pannelli principali:

1. (a) Emissioni equivalenti di CFC-11: Questo grafico mostra le emissioni di vari clorofluorocarburi (CFC) e altri composti correlati, espressi come equivalenti di CFC-11. Si nota un picco delle emissioni intorno al 1990, seguito da una previsione di diminuzione significativa verso il 2100, in risposta alle regolamentazioni globali come il Protocollo di Montreal.
2. (b) Cloro efficace equivalente: Questo pannello traccia il livello di cloro stratosferico efficace, un indicatore chiave dell’abbondanza di sostanze chimiche capaci di degradare l’ozono. Analogamente alle emissioni di CFC, anche il cloro mostra un picco intorno al 2000 con una tendenza al calo proiettata fino al 2100.
3. (c) Ozone totale globale annuo: Il grafico registra le misurazioni dell’ozono totale globale annuale, evidenziando una diminuzione fino ai primi anni 2000, seguita da una stabilizzazione e la previsione di un recupero nell’ozono totale verso il 2100.
4. (d) Ozone totale dell’Antartide in ottobre: Mostra le misurazioni dell’ozono totale sopra l’Antartide durante ottobre, quando il buco dell’ozono è più marcato. I dati mostrano una drastica diminuzione fino al 2000, con fluttuazioni evidenti e una proiezione di graduale miglioramento verso il 2100.

In sintesi, la Figura 27-22 evidenzia l’efficacia delle politiche internazionali per la riduzione delle emissioni di ODS e il loro impatto positivo sulla ripresa dell’ozono stratosferico. Questo complesso di grafici fornisce una visione completa e a lungo termine delle interazioni tra le attività umane, le politiche ambientali e la salute dell’ozono atmosferico.

12. Variabilità solare e clima

Quando la Società Meteorologica Americana (AMS) fu fondata nel 1919, esisteva già una vasta letteratura sull’argomento dell’attività solare che influenzava il clima della Terra. A quel tempo, era ben compreso che il sole è la fonte di energia per il sistema climatico della Terra, e le osservazioni mostravano che l’output del sole è variabile. Negli ultimi decenni, osservazioni da satellite e terrestri, insieme a progressi nella teoria e nella modellazione, hanno notevolmente avanzato la nostra conoscenza del sole e dell’importanza della stratosfera. Le osservazioni hanno indicato che la radiazione elettromagnetica dal sole varia con il ciclo solare di 11 anni (SC) così che il sole emette più radiazione al massimo delle macchie solari quando, paradossalmente, è più coperto da macchie solari scure. Un articolo di revisione di Gray et al. (2010) fornisce una panoramica sulla variabilità solare, prove osservative dell’effetto della variabilità solare sul clima, meccanismi per gli impatti solari sul clima e avanzamenti nella modellazione climatica delle influenze solari. Herschel (1801) documentò cambiamenti nelle caratteristiche della superficie solare e ipotizzò come la variazione del sole potesse influenzare il clima e il prezzo del grano. Schwabe (1844) pubblicò un articolo suggerendo che il numero di macchie solari da lui osservato variava periodicamente su una scala temporale decennale. Sembra solo logico chiedersi quanto vari l’output energetico del sole e come questo possa influenzare il nostro tempo e clima. Langley (1884) tentò tali misurazioni, e Abbot (1910) continuò questi sforzi. Abbot (1910) sostenne di osservare una relazione tra l’irradianza totale del sole e il clima, ma studi successivi mostrarono che le prove di ciò erano inconcludenti.L’inizio dell’AMS coincise con un notevole aumento delle quantità di dati meteorologici, e la disponibilità di questi dati insieme al lungo registro delle variazioni delle macchie solari portò a una serie di articoli che suggerivano che le variazioni nell’attività solare fossero correlate a variazioni in numerosi parametri meteorologici. Nella sua recensione critica del 1978, Pittock osserva che già nel 1920, Helland-Hansen e Nansen (1920) avevano recensito la letteratura sulle relazioni sole-meteo per il periodo 1826-1914, citando 149 riferimenti. In questo periodo iniziale, gli articoli erano di natura statistica, correlando l’attività delle macchie solari con variabili come i livelli dei laghi, la pressione superficiale, la temperatura superficiale e le precipitazioni, ma successivamente, man mano che i dati dell’alta atmosfera divennero più disponibili, furono notate correlazioni con una varietà più ampia di variabili, inclusa la temperatura, la pressione della tropopausa e l’ozono. Il lavoro di revisione di Pittock del 1978 conteneva circa 170 riferimenti, la maggior parte dei quali erano studi statistici pubblicati durante gli anni ’70, con un minor numero dai decenni precedenti. Questa proliferazione di articoli durante gli anni ’70 probabilmente motivò la sua recensione critica.

Diversi progressi cruciali nelle osservazioni del sole e nuovi metodi di analisi dei dati atmosferici avvennero nel periodo dalla metà degli anni ’70 agli inizi degli anni ’80. Il più significativo fu l’inizio delle misure dirette tramite satelliti nel 1978 dell’ammontare totale di irradianza attraverso lo spettro di frequenza, noto come irradianza solare totale (TSI). Queste osservazioni satellitari riuscirono a eliminare l’interferenza degli effetti atmosferici che avevano afflitto Langley e Abbot. La Figura 27-23 mostra una ricostruzione del TSI su quattro decenni (da http://spot.colorado.edu/; koppg/TSI/). Si noti che è massimo quando il numero delle macchie solari è massimizzato, e l’ampiezza delle variazioni del TSI levigate è solo circa lo 0,1%.

È inoltre da notare che la costruzione della Fig. 27-23 da diversi strumenti satellitari richiede un trattamento attento per tenere conto delle differenze nella calibrazione assoluta dei vari strumenti. La ricerca sulle relazioni sole-clima è stata ulteriormente avanzata da Karin Labitzke nel suo articolo del 1987 (Labitzke 1987). Alcuni anni prima, Holton e Tan (1980) avevano suggerito che la fase della QBO nei venti zonali equatoriali avesse una grande influenza sulle temperature invernali del polo nord (NP) (vedi sezioni 5 e 7), così che le temperature polari erano più alte negli inverni quando la QBO era nella sua fase orientale. Labitzke (1987) ha collegato questo con la variabilità del ciclo solare e ha mostrato che c’era una forte tendenza per temperature NP più alte durante il massimo solare negli anni di fase occidentale della QBO, mentre c’era una tendenza molto debole per temperature NP più basse durante il massimo solare negli anni di fase orientale della QBO. La Figura 27-24 mostra un aggiornamento dell’analisi di van Loon e Labitzke (1994) (usando l’altezza geopotenziale invece della temperatura NP) che illustra che per il periodo esteso 1942-2016 la relazione tra l’effetto Holton-Tan e la fase del ciclo solare di 11 anni è ancora evidente (Fig. 27-24). Le simulazioni dei modelli con QBO generata internamente e SC di 11 anni prescritto (ad esempio, Schmidt et al. 2010; Kren et al. 2014) sono state in grado di riprodurre aspetti della relazione osservata, ma solo per periodi limitati delle simulazioni e con significatività statistica limitata. Questo mostra la complessità dell’argomento e la necessità di ulteriori ricerche.

Un altro significativo progresso è stato l’avvento di meccanismi proposti per l’influenza del ciclo solare (SC) che potevano essere chiaramente testati nei modelli di circolazione generale (GCM). Era noto, anche prima delle misurazioni dirette dell’irradianza solare totale (TSI), che le modulazioni molto piccole, attese per l’11-yr (e 22-yr) SC dell’output solare potessero avere solo un impatto diretto limitato sulle temperature in superficie e che ci doveva essere un modo in cui queste piccole modulazioni potessero interagire (e quindi essere amplificate) con il ciclo energetico atmosferico molto grande per produrre effetti significativi. Un possibile percorso di amplificazione, noto come “meccanismo dal basso verso l’alto“, coinvolge l’impatto diretto delle variazioni di TSI sulle temperature della superficie del mare che influenzerebbero poi l’evaporazione del vapore acqueo e produrrebbero feedback su scala regionale sia tramite la formazione di nuvole che possono influenzare la natura del fenomeno ENSO (Meehl et al. 2008) sia influenzando direttamente la circolazione dinamica su larga scala est-ovest della troposfera tropicale, ovvero la circolazione di Walker (Misios et al. 2019).

Un secondo meccanismo di amplificazione avviene tramite l’alta atmosfera. Era ben noto che questa regione mostrasse variazioni molto grandi durante il SC, e che la variabilità nelle lunghezze d’onda UV molto corte fosse responsabile di tali cambiamenti. Questo ha portato Hines (1974) a suggerire che i cambiamenti nell’attività solare nell’alta atmosfera potessero modulare la propagazione e le strutture delle onde planetarie atmosferiche, che potrebbero poi avere un effetto di feedback ai livelli inferiori, producendo cambiamenti significativi nel tempo e nel clima risultanti dai cambiamenti dell’attività solare.È ben noto che vi è una variabilità molto maggiore alle lunghezze d’onda solari più corte rispetto all’irradianza solare totale (TSI) [ad esempio, vedere il pannello inferiore della Fig. 3 in Gray et al. (2010)]. Le lunghezze d’onda tra 100 e 240 nm dissociano le molecole di ossigeno, portando così alla formazione di ozono, e le lunghezze d’onda tra 240 e 350 nm sono efficaci nella dissociazione dell’ozono e nel riscaldamento della stratosfera. Pertanto, esiste un percorso chiaro affinché la variabilità solare influenzi non solo il riscaldamento della stratosfera direttamente tramite cambiamenti nell’UV, ma anche tramite cambiamenti nell’ozono che portano a cambiamenti nel riscaldamento dell’ozono (Haigh 1994). È inoltre noto che l’attività solare modula la precipitazione di particelle energetiche (EPP) che possono produrre azoto reattivo nella termosfera, e questo azoto reattivo può poi essere trasportato verso il basso fino alla stratosfera per influenzare le quantità di ozono. Cambiamenti nell’ozono e nella temperatura della stratosfera cambieranno anche i venti di fondo e la circolazione (vedi sezione 3), fornendo la possibilità per un feedback dinamico in cui la struttura dei venti di fondo influenza la propagazione delle onde, amplificando così il segnale del ciclo solare e permettendo che si estenda dalla stratosfera verso il basso nella troposfera (ad esempio, Kodera e Kuroda 2002). Gli effetti dell’UV e dell’EPP sono generalmente definiti come il “meccanismo dall’alto verso il basso” poiché coinvolgono la modulazione della temperatura, dell’ozono e della circolazione nella stratosfera superiore che poi penetra ai livelli inferiori, inclusa la troposfera e la superficie (ad esempio, Gray et al. 2013, 2016).

Dickinson (1975) ha suggerito un’altra possibilità che coinvolgeva variazioni dei raggi cosmici galattici (GCR) indotte dalla variabilità solare, che influenzano l’ionizzazione degli aerosol. Si sa che i flussi di GCR variano inversamente con l’attività solare e possono penetrare nella troposfera. Dickinson (1975) ipotizzava che l’ionizzazione degli aerosol potesse influenzare la loro efficacia nel funzionare come nuclei di condensazione che generano nuvole ad alto livello. Una tale modulazione della nuvolosità avrebbe un impatto diretto sul ciclo energetico atmosferico e potrebbe influenzare il tempo e il clima. Questo suggerimento è stato seguito da studi più recenti che mostrano influenze solari sulla nuvolosità, ma i risultati di questi studi sono stati messi in discussione [vedi sezione 3.2.4 di Gray et al. (2010) per maggiori dettagli].

Numerose simulazioni con modelli di circolazione generale (GCM) e modelli chimico-climatici (CCM) sono state realizzate per studiare gli impatti del ciclo solare (SC) sul clima, inclusi impatti diretti dell’irradianza solare totale (TSI) (ad esempio, Meehl et al. 2008; Misios et al. 2019) e impatti indiretti tramite cambiamenti nell’UV (ad esempio, Matthes et al. 2006; Ineson et al. 2011) e cambiamenti nel EPP (ad esempio, Baumgaertner et al. 2011; Arsenovic et al. 2016). Nessun modello climatico comparabile ha ancora esaminato l’influenza della modulazione solare dei GCR sul clima. È necessaria molta più ricerca prima che si possa valutare una chiara comprensione degli impatti relativi di questi meccanismi sul tempo e sul clima.

In sintesi, le influenze solari sul tempo e sul clima sono state aree di ricerca attive per molti anni prima della fondazione dell’AMS. È stato raggiunto un enorme progresso nella nostra conoscenza e comprensione da allora, soprattutto negli ultimi decenni. L’argomento è emerso dai suoi inizi di quasi puramente indagini sulle relazioni statistiche che erano soggette a notevoli critiche per diventare un campo scientifico solido che coinvolge sia fisici solari sia scienziati del clima.

La Figura 27-23 rappresenta una ricostruzione dell’irradianza solare totale (TSI) utilizzando dati provenienti da diversi strumenti satellitari. Questo grafico mostra come l’irradianza solare totale vari nel tempo da circa il 1980 fino al 2020.

• Asse Y: Mostra l’irradianza solare totale misurata in watt per metro quadrato (W/m²).
• Asse X: Mostra il periodo di tempo da inizio anni ’80 fino al 2020.
• Linee colorate: Ogni colore rappresenta i dati raccolti da un diverso strumento satellitare, indicato nel grafico con le sigle come ERB, ACRIM I/II/III, VIRGO, ecc. Questo aiuta a comparare come ciascuno strumento ha registrato i cambiamenti nel TSI nel corso del tempo.
• Punti neri in basso: Indicano il numero mensile di macchie solari, che è un indicatore dell’attività solare. Noterai che il numero di macchie solari varia ciclicamente, il che è correlato ai cambiamenti nell’irradianza solare misurata.

L’immagine mostra chiaramente che ci sono piccole fluttuazioni nella TSI, che corrispondono alle variazioni nel numero di macchie solari. Durante i periodi di massimo solare, quando ci sono più macchie solari, l’irradianza solare tende ad aumentare leggermente, come si può vedere dai picchi sincronizzati tra l’irradianza solare e il numero di macchie solari. Questi dati sono fondamentali per studiare l’influenza del sole sul clima terrestre.

La Figura 27-24 illustra l’altezza geopotenziale a 30 hPa (espressa in chilometri geopotenziali) al Polo Nord nel mese di febbraio per tutti gli anni del periodo 1942-2016, in relazione al flusso solare a 10.7 cm, un indicatore dell’attività solare (misurato in unità di flusso solare, sfu).

1. Differenza tra le fasi QBO (Quasi-Biennial Oscillation):
   • A sinistra: Anni nella fase est della QBO (rappresentati da cerchi, n = 33).
   • A destra: Anni nella fase ovest della QBO (rappresentati da quadrati, n = 42).
2. Dettagli aggiuntivi:
   • I numeri all’interno dei cerchi e dei quadrati indicano gli anni specifici.
   • Eventi ENSO caldi sono segnati in rosso e gli eventi freddi in blu.
   • r è il coefficiente di correlazione.
   • dH indica la differenza media di altezza (in metri geopotenziali) tra i massimi e i minimi solari (i minimi sono definiti da valori di flusso solare inferiori a 100 sfu).
   • I quadrati e cerchi pieni indicano inverni con SSW (Sudden Stratospheric Warming), ovvero inverni con un’inversione del vento zonale sopra l’Artico tra i 10 e i 30 hPa.
3. Analisi dei dati:
   • Dati da ricostruzioni per gli anni 1942-47 e reanalisi NCEP/NCAR per gli anni 1948-2016.

Questo grafico è utilizzato per studiare come l’attività solare e la fase della QBO influenzino le condizioni meteorologiche al Polo Nord, in particolare esaminando come variano le altezze geopotenziali, che sono correlate alla pressione atmosferica e alla dinamica della circolazione atmosferica. Le differenze tra le fasi est e ovest della QBO possono mostrare come queste fasi influenzino la risposta atmosferica all’attività solare.

13. Eruzioni vulcaniche, la stratosfera e il clima
Nel 1919, quando fu fondata l’AMS, sapevamo già che l’eruzione del Krakatau del 1883 aveva prodotto importanti impatti ambientali (Symons 1888) e che le eruzioni vulcaniche erano una causa naturale importante del cambiamento climatico (Humphreys 1913). Tuttavia, poiché non ci furono eruzioni maggiori per più di 40 anni, fino all’eruzione del 1963 dell’Agung a Bali, poco interesse fu rivolto all’argomento in questo periodo, tranne che da parte di Humphreys (1940) e Mitchell (1961). Mitchell (1961) fu il primo a condurre un’analisi di epoca sovrapposta degli impatti di raffreddamento delle eruzioni vulcaniche sulla superficie, mediando gli effetti di diverse eruzioni per isolare l’effetto vulcanico da altre fluttuazioni presumibilmente casuali. Egli mostrò segnali vulcanici chiari utilizzando periodi medi di 5 anni, ma non aveva un registro di temperature molto lungo.
Negli anni successivi all’eruzione dell’Agung abbiamo imparato molto. Ora sappiamo che, oltre al raffreddamento emisferico o globale sulla superficie, gli impatti differenziali delle eruzioni vulcaniche sulla superficie e nella stratosfera producono gradienti di temperatura e pressione e risposte dinamiche, nell’atmosfera e nell’oceano, che influenzano i modelli di temperatura dell’aria superficiale, El Niño, le precipitazioni e i monsoni. L’ozono è influenzato a causa del trasporto modificato così come della chimica; gli aerosol solforati provenienti dalle eruzioni vulcaniche fungono da superfici nella stratosfera per la chimica eterogenea e il deperimento dell’ozono.

Le nuove capacità di modellazione e osservazione, inclusi satelliti, palloni aerostatici e carote di ghiaccio, hanno permesso una comprensione molto più approfondita degli impatti delle eruzioni vulcaniche sul clima e ci hanno consentito di affrontare le questioni coinvolte nella separazione degli impatti naturali e antropogenici sul cambiamento climatico. Le eruzioni vulcaniche sono state dimostrate essere una causa importante di un “collo di bottiglia genetico umano” (una riduzione marcata della dimensione della popolazione umana) dopo la massiccia eruzione di Toba 74.000 anni fa (Ambrose 1998; Robock et al. 2009), e dell’inizio della Piccola Era Glaciale intorno al 1250 d.C. Le revisioni di Robock (2000, 2013) e Timmreck (2012) hanno riassunto la nostra attuale comprensione, e questo capitolo ha spazio solo per accennare ad alcuni dei progressi più importanti.

È ben noto che le eruzioni vulcaniche con grandi iniezioni di biossido di zolfo nella stratosfera producono nuvole di aerosol solfatici stratosferici con una durata di vita e-folding di circa 1 anno per le eruzioni tropicali e di diversi mesi per le eruzioni ad alte latitudini, e che queste nuvole riflettono parte della luce solare in arrivo nello spazio, raffreddando la Terra. Il strato di aerosol riscalda anche la stratosfera attraverso l’assorbimento della radiazione infrarossa, come mostrato da una simulazione del modello climatico degli impatti dell’eruzione dell’Agung del 1963 da Hansen et al. (1978). Questo risulta in un cambiamento del bilancio energetico della Terra. Inoltre, ci sono risposte dinamiche atmosferiche e oceaniche a grandi eruzioni, producendo modelli climatici regionali e stagionali caratteristici di risposta.Per esempio, a seguito di una grande eruzione vulcanica tropicale, il risultante gradiente latitudinale di riscaldamento stratosferico, l’impoverimento dell’ozono e i modelli di temperatura superficiale sono osservati produrre un vortice polare più forte nell’NH, con una modalità positiva dell’Oscillazione Artica in inverno, e un riscaldamento invernale dei continenti NH (ad esempio, Robock 2000). In effetti, l’evidenza di un inverno caldo in Europa dal 1257 al 1258 d.C. è stata utilizzata per aiutare a determinare il momento della più grande eruzione del millennio passato, l’eruzione del 1257 di Samalas in Indonesia (Lavigne et al. 2013). Il meccanismo esatto attraverso il quale questo “riscaldamento invernale” è prodotto dalle eruzioni vulcaniche, e se le eruzioni vulcaniche sono anche coinvolte, è ancora oggetto di ricerca in corso (ad esempio, Polvani et al. 2019, e riferimenti ivi inclusi), sebbene i modelli climatici producano regolarmente questa risposta a grandi eruzioni vulcaniche tropicali (ad esempio, Zambri e Robock 2016; Bittner et al. 2016a, 2016b).

La riduzione dell’insolazione raffredda la terra più degli oceani. I monsoni estivi, che sono guidati dal gradiente di temperatura terra-oceano, sono osservati essere più deboli a seguito di eruzioni vulcaniche. Il raffreddamento riduce l’evapotraspirazione e rallenta il ciclo idrologico in una certa misura (Tilmes et al. 2013). La riduzione delle precipitazioni a seguito della grande eruzione del 1783-84 di Laki in Islanda, probabilmente a causa della circolazione monsonica estiva più debole e del minor contenuto d’acqua dell’aria trasportata, ha prodotto carestie in Africa, India, Cina e Giappone (Oman et al. 2006). Un modello simile è stato osservato a seguito dell’eruzione del 1991 del Mt. Pinatubo, con siccità diffuse e riduzione del flusso dei fiumi, ma senza impatti così devastanti (Trenberth e Dai 2007).Le eruzioni ad alte latitudini si differenziano da quelle a bassa latitudine in diversi modi (Oman et al. 2005). Per le iniezioni nella bassa stratosfera, gli aerosol hanno un tempo di residenza atmosferica più breve, dell’ordine di 2-4 mesi, poiché la natura della parte poco profonda della circolazione di Brewer-Dobson assicura che rimangano ad alte latitudini in una regione di subsidenza. Tuttavia, il raffreddamento della Terra in un solo emisfero può spostare la zona di convergenza intertropicale verso l’altro emisfero, causando potenzialmente cambiamenti nella precipitazione su scala globale (Frierson e Hwang 2012; Haywood et al. 2013). Il loro impatto sul clima dipende anche dal periodo dell’anno, con poco impatto in autunno e inverno quando c’è poca insolazione (Kravitz e Robock 2011). Diverse piccole eruzioni ad alta latitudine nel corso dell’ultimo decennio hanno avuto un impatto minore rispetto a piccole eruzioni tropicali nello stesso periodo (Kravitz et al. 2010, 2011; Solomon et al. 2011; Bourassa et al. 2012). Tuttavia, un’eruzione molto grande ad alta latitudine, come l’eruzione del 1783-84 di Laki, che includeva 10 episodi esplosivi con iniezioni stratosferiche almeno grandi quanto l’eruzione del 1982 di El Chichón (Thordarson e Self 2003), potrebbe avere impatto globale (Zambri et al. 2019a, b).

Le simulazioni dei modelli climatici hanno mostrato che una serie di grandi eruzioni alla fine del tredicesimo secolo, iniziando con l’eruzione del 1257 di Samalas, ha ridotto il flusso di calore oceanico del Nord Atlantico verso l’Artico a tal punto che un feedback ha perpetuato questo clima freddo per secoli, dando inizio alla Piccola Era Glaciale (Zhong et al. 2011; Miller et al. 2012; Zambri et al. 2017; Slawinska e Robock 2018). Nelle simulazioni dei modelli, le grandi eruzioni producono cambiamenti decennali nella circolazione del Nord Atlantico, con impatti durante il decennio successivo (Otterå et al. 2010; Booth et al. 2012; Zanchettin et al. 2012, 2013; Slawinska e Robock 2018).

Le eruzioni vulcaniche sono note per cambiare significativamente l’ozono stratosferico tramite cambiamenti nella dinamica e nella chimica (ad esempio, Tie e Brasseur 1995; Tilmes et al. 2008a,b; WMO 2011), con importanti impatti radiativi. Nelle simulazioni dei modelli, la risposta climatica alle eruzioni vulcaniche dipende da un trattamento accurato dell’ozono stratosferico (Muthers et al. 2014; Mills et al. 2017). Le simulazioni suggeriscono che i cambiamenti dinamici indotti da grandi eruzioni vulcaniche tropicali sono caratterizzati da un aumento dell’ascensione stratosferica nei tropici e da un intensificato abbassamento extratropicale. Questo può risultare in un aumento dell’ozono alle latitudini più elevate (Aquila et al. 2013). Inoltre, le eruzioni possono rafforzare i vortici polari, isolando e raffreddando l’aria al loro interno, e inducendo una maggiore deplezione chimica dell’ozono alle alte latitudini (Tilmes et al. 2009). Diversi fattori possono anche cambiare la frequenza delle SSWs (vedi sezione 5) e il tasso associato di deplezione dell’ozono.

Le eruzioni vulcaniche influenzano anche la chimica stratosferica alterando i tassi delle reazioni chimiche. Gli aerosol vulcanici riscaldano radiativamente la stratosfera e nelle basse e medie latitudini, il che può accelerare i tassi di diversi importanti cicli distruttori dell’ozono, incluso il ciclo di Chapman (vedi sezione 11). L’aumentata area superficiale degli aerosol nella stratosfera incrementa il tasso delle reazioni eterogenee e fotolitiche.Gli impatti potenziali delle eruzioni di supervulcani, come il vulcano Toba sull’isola di Sumatra, in Indonesia, 74.000 anni fa, potrebbero innescare ere glaciali e produrre estinzioni così come un collo di bottiglia genetico umano (ad esempio, Ambrose 1998). I lavori attuali suggeriscono che non sono stati osservati avanzamenti glaciali dopo l’eruzione del Toba (Robock et al. 2009; Haslam e Petraglia 2010; Svensson et al. 2013). Non è ancora chiaro se il cambiamento climatico decennale sia stato sufficientemente ampio da avere grandi impatti biologici: la modellazione climatica offre risultati di ampiezza diversa a seconda delle ipotesi di modellazione (Robock et al. 2009; Timmreck et al. 2010) e le osservazioni paleoclimatiche non sono abbastanza dettagliate (ad esempio, Lane et al. 2013) per risolvere i segnali annuali.

Le eruzioni vulcaniche forniscono analogie per le potenziali iniezioni antropogeniche di aerosol stratosferici, sia involontariamente, come sottoprodotto di una guerra nucleare (Toon et al. 2008, 2017), sia intenzionalmente, nelle proposte di utilizzo del geoingegneria stratosferica per ridurre il riscaldamento globale (ad esempio, Crutzen 2006; Robock et al. 2008, 2013). In entrambi i casi, il trasporto degli aerosol stratosferici e i loro impatti sul clima e sull’ozono, come osservato dopo le eruzioni vulcaniche, possono aiutare a valutare le simulazioni dei modelli climatici degli effetti del fumo derivante dalla combustione di città e aree industriali che potrebbero essere colpite in una guerra nucleare e degli aerosol solfatici della geoingegneria. Chiaramente, una guerra nucleare deve essere evitata a causa degli orrendi effetti diretti delle armi nucleari, ma anche a causa del potenziale per un inverno nucleare se gli arsenali attuali fossero utilizzati in una guerra tra Russia e Stati Uniti (Robock et al. 2007a; Toon et al. 2008), o per un catastrofico cambiamento climatico anche da una guerra nucleare tra nuovi stati nucleari come India e Pakistan (Robock et al. 2007b).Sebbene le eruzioni vulcaniche ci insegnino che una nube di aerosol solfatici stratosferica geoingegnerizzata, se tecnicamente possibile, raffredderebbe effettivamente la Terra e ridurrebbe molti impatti del riscaldamento globale, è probabile che ci siano molte conseguenze non intenzionali; potrebbe anche produrre un depauperamento dell’ozono, con un aumento delle radiazioni ultraviolette superficiali; ridurre le precipitazioni del monsone estivo (ad esempio, Trenberth e Dai 2007); e influenzare le osservazioni di telerilevamento e astronomiche (Robock et al. 2013).

Ci sono ancora numerose questioni di ricerca rimanenti riguardo agli impatti delle eruzioni vulcaniche sul clima (ad esempio, Robock 2002). Queste includono come le emissioni di SO2 e cenere vulcanica nell’atmosfera interagiscono per produrre una nube di aerosol stratosferica (C’è una rimozione rapida dello zolfo sulla cenere? Qual è la distribuzione dimensionale degli aerosol risultante?), quanto bene il record dei carotaggi del ghiaccio rappresenti il passato forzante vulcanico del clima, e come il QBO interagisce con le nubi di aerosol vulcanico per produrre risposte climatiche. La NASA (2018) ora ha piani per osservare meglio la prossima grande eruzione vulcanica.Inoltre, dobbiamo sapere come il riscaldamento globale cambierà le future risposte alle eruzioni vulcaniche. Aubry et al. (2016) hanno dimostrato che a causa di un innalzamento della tropopausa in futuro, risultante dal riscaldamento globale, le colonne eruttive di forza simile a quelle attuali produrrebbero meno iniezioni che raggiungerebbero la stratosfera, e quelle che arriverebbero nella stratosfera sarebbero più vicine alla tropopausa e avrebbero durate più brevi. Hopcroft et al. (2018) hanno sottolineato che in un clima futuro più caldo ci sarebbe meno neve e ghiaccio e i loro feedback albedo positivi sarebbero più deboli, e che con una troposfera più inquinata in futuro, il forcing radiativo dalle nuvole vulcaniche stratosferiche sarebbe minore. Tutti questi effetti ridurrebbero l’impatto delle eruzioni vulcaniche. D’altra parte, Fasullo et al. (2017) hanno mostrato che con un oceano più stratificato in futuro, la risposta oceanica alle eruzioni vulcaniche sarebbe più forte.

Mentre abbiamo imparato molto sugli effetti delle eruzioni vulcaniche sul clima nei 100 anni dalla fondazione dell’AMS, i prossimi 100 anni promettono molte nuove scoperte. Le eruzioni vulcaniche non possono essere predette, ma possiamo aspettarci previsioni molto migliori dei suoi impatti in seguito alla prossima grande eruzione, che sicuramente avverrà.

14. Accoppiamento stratosfera-troposfera

Durante la prima metà del ventesimo secolo, la stratosfera era generalmente considerata quiescente, priva di fenomeni meteorologici e non significativamente influente sul clima e sul tempo atmosferico superficiale. Scherhag (1952), che scoprì gli SSW (vedi sezione 5), fu il primo a suggerire—sulla base di poche osservazioni—che gli effetti di un rapido riscaldamento potessero propagarsi fino alla superficie e influenzare il tempo. Più di 30 anni dopo, Boville (1984) mostrò simulazioni GCM in cui variazioni imposte nella forza del vortice stratosferico risultavano in cambiamenti della circolazione nella troposfera. Anche Quiroz (1986) esaminò le osservazioni dei blocchi atmosferici prima e dopo gli SSW, ma i suoi risultati furono inconcludenti. Hines (1974; così come Geller e Alpert 1980) propose la riflessione verso il basso delle onde planetarie come meccanismo sole-meteo, ma un chiaro segnale statistico fu trovato solo alcuni decenni dopo (Perlwitz e Graf 2001; Perlwitz e Harnik, 2003, 2004) e un chiaro effetto sui campi superficiali nelle osservazioni fu trovato da Shaw e Perlwitz (2013) e Lubis et al. (2018).

Durante i rapidi progressi negli studi sul buco dell’ozono negli anni ’80, divenne evidente che la perdita di ozono aveva grandi effetti sulla circolazione stratosferica, ma nessuna pubblicazione suggerì l’idea che il tempo e il clima superficiale dell’emisfero sud potessero essere influenzati. Che la circolazione superficiale fosse influenzata fu dimostrato per la prima volta da Thompson e Solomon (2002). Allo stesso modo, Kodera et al. (1990) e Kodera (1995) mostrarono segnali atmosferici discendenti associati alla variabilità stratosferica ma non considerarono il clima superficiale.

L’idea che le anomalie di PV (vedi sezione 3) nella stratosfera, come un vortice insolitamente debole durante un SSW, potessero avere qualche effetto sulla circolazione superficiale è implicita nei lavori di Hoskins et al. (1985). Tuttavia, la portata di tali effetti non era chiara e non esisteva una solida base osservativa. I progressi teorici, che coinvolgono studi su vortici assialsimmetrici perturbati, furono ostacolati dalla pratica di imporre una condizione al contorno inferiore semplificata che non permetteva cambiamenti della pressione superficiale. Fu solo con Haynes e Shepherd (1989) che la pressione superficiale fu permessa di variare negli studi teorici sui vortici assialsimmetrici.

Il principio del “controllo dall’alto verso il basso” fu proposto da Haynes et al. (1991), in cui si sosteneva che le anomalie persistenti nella forza di guida delle onde (divergenza del flusso di Eliassen-Palm) nella stratosfera influenzano la circolazione meridionale media zonale sottostante. In generale, la convergenza del flusso di Eliassen-Palm nella stratosfera rallenta il flusso zonale medio occidentale e quindi dovrebbe avere un effetto sulla circolazione troposferica sottostante.

L'”inversione del PV” fu utilizzata da Hartley et al. (1998) e successivamente da Black (2002), per calcolare gli effetti vicino alla superficie delle anomalie del PV stratosferico. Il loro approccio ebbe successo, ma non trovarono grandi cambiamenti nella circolazione troposferica a causa delle anomalie del PV stratosferico. L’Oscillazione Artica (ora chiamata NAM) fu definita da Thompson e Wallace (1998), che dimostrarono che era fortemente collegata alla stratosfera. Baldwin e Dunkerton (1999) perseguirono questa idea, estendendo la definizione del NAM dalla superficie attraverso la stratosfera. La loro scoperta che le anomalie nel NAM sembravano propagarsi verso il basso fino alla superficie fu inaspettata, poiché le ricerche precedenti non indicavano una significativa risposta della troposfera inferiore ai cambiamenti stratosferici.

Ricerche successive (ad esempio, Baldwin e Dunkerton 2001) hanno perfezionato il quadro osservativo (vedi Fig. 27-25 per una vista media zonale degli effetti sulla temperatura), che mostrava le principali caratteristiche troposferiche dell’accoppiamento stratosfera-troposfera (Baldwin et al. 2019, manoscritto sottoposto a Nat. Geosci.):

• La risposta della pressione a livello del mare (SLP) alla variabilità stratosferica è simile al modello del NAM.
• Gli impatto climatici di superficie della variabilità stratosferica durano in media circa 2 mesi.
• In prima approssimazione, gli effetti di superficie sono proporzionali alle anomalie del NAM nella stratosfera inferiore—la relazione è approssimativamente lineare.
• Il segnale stratosferico in superficie è leggermente ritardato, dando l’apparenza di una propagazione verso il basso.
• I getti e le traiettorie delle tempeste dell’Atlantico e del Pacifico si spostano sistematicamente in risposta alla variabilità stratosferica (Fig. 27-26). Questo è coerente con il segnale del NAM.

Le osservazioni mostrano che, in media, una risposta del NAM si verifica entro pochi giorni dagli eventi di vortice debole/forte (Baldwin e Dunkerton 2001). Studi di modellazione (Fig. 27-27) hanno dimostrato che la risposta della pressione a livello del mare (SLP)—simile al NAM—è qualitativamente simile su tutte le scale temporali, da settimanale a secolare (Hardiman et al. 2012; Ineson e Scaife 2009; Ineson et al. 2011; Scaife et al. 2012). Questo risultato vale per entrambi gli emisferi e suggerisce che lo stesso meccanismo domina su tutte le scale temporali. Perlwitz e Harnik (2004), tuttavia, hanno notato che durante gli inverni in cui c’è una forte riflessione verso il basso delle onde planetarie, il segnale zonale medio verso il basso non si estende alla troposfera; invece, c’è un forte accoppiamento zonale delle onde verso il basso (Perlwitz e Harnik 2004).

Osservazioni inequivocabili degli effetti superficiali della variabilità stratosferica, così come le simulazioni numeriche, suggeriscono un ruolo importante dei feedback degli eddies troposferici [Song e Robinson (2004) e Kunz e Greatbatch (2013) per l’accoppiamento NAM; Lubis et al. (2018) per l’accoppiamento delle onde]. Tuttavia, una spiegazione teorica semplice degli effetti troposferici sopra elencati si è dimostrata difficile.

Studi osservativi e di modellazione hanno esaminato l’occorrenza di eventi meteorologici estremi di superficie. Dopo un SSW, la probabilità di blocco atlantico aumenta (Scaife e Knight 2008; Woollings et al. 2010). La variabilità stratosferica è associata a eventi meteorologici estremi in Europa (Kolstad et al. 2010). Ad esempio, Tomassini et al. (2012) hanno scoperto che il 40% delle ondate di freddo estreme invernali in Europa può essere preceduto da un indebolimento del vortice polare stratosferico.

Un esempio notevole di come i cambiamenti stratosferici possano influenzare il clima di superficie è la perdita di ozono nell’emisfero sud (SH), che porta a cambiamenti significativi nel clima di superficie, attraverso gli effetti radiativi e dinamici del buco dell’ozono antartico [vedi Thompson et al. (2011) per una revisione e Kidston et al. (2015) per un riassunto]. Gli effetti sul clima di superficie sono più pronunciati durante la stagione estiva australe e assomigliano fortemente al modello più prominente di variabilità climatica su larga scala dell’SH, il modo annulare meridionale (SAM; Thompson e Solomon 2002). L’anomalo SAM troposferico è coerente con temperature estive basse sull’Antartide orientale e temperature più elevate in Patagonia e nella penisola antartica settentrionale.

La perdita di ozono è associata ad un aumento delle precipitazioni estive sul lato orientale della Grande Catena Divisoria nel sud-est dell’Australia e delle Alpi Meridionali in Nuova Zelanda. Le temperature estive sono superiori alla norma in gran parte della Nuova Zelanda e inferiori alla norma nelle regioni centrali e orientali dell’Australia subtropicale (Thompson et al. 2011). Nei prossimi decenni, il recupero del buco dell’ozono e l’aumento dei gas serra sono attesi avere effetti significativi ma opposti sul SAM e sui suoi impati climatici durante l’estate australe.La stratosfera sembra influenzare anche l’oceano in entrambi gli emisferi (Lenton et al. 2009; Reichler et al. 2012; Scaife et al. 2013; Cagnazzo et al. 2013; O’Callaghan et al. 2014). La diminuzione dell’ozono nell’emisfero sud (SH) ha causato uno spostamento verso il polo del getto troposferico (Arblaster e Meehl 2006; Son et al. 2010). Questo spostamento del getto influisce sullo stress del vento sull’Oceano Meridionale (Cagnazzo et al. 2013), il che modifica il modello dei flussi aria-mare, e ciò è probabilmente destinato a cambiare anche l’assorbimento di carbonio oceanico (Lenton et al. 2009).

Inoltre, le variazioni a bassa frequenza della circolazione termoalina dell’Atlantico sono simili alle variazioni nella stratosfera negli ultimi 30 anni, che le simulazioni dei modelli suggeriscono potrebbero essere collegate a persistenti anomalie della circolazione stratosferica (Reichler et al. 2012). Il collegamento tra l’atmosfera e l’oceano potrebbe anche spiegare il ritardo di circa 3 anni nella risposta climatica dell’Atlantico Nord alla variabilità solare (Scaife et al. 2013).

Gli effetti troposferici della variabilità stratosferica non sono necessariamente limitati alle medie e alte latitudini. La fase del QBO potrebbe influenzare la convezione in alcune regioni equatoriali (ad esempio, Collimore et al. 2003) e la quantità di attività MJO (Yoo e Son 2016). La fase del QBO è stata utilizzata per prevedere il numero di uragani atlantici (Gray 1984). Tuttavia, utilizzando un record di dati più lungo, Camargo e Sobel (2010) concludono che il QBO non esercita un’influenza significativa sui cicloni tropicali.

Sebbene ci siano ragioni teoriche per aspettarsi effetti superficiali dalla variabilità stratosferica, quantificare questi effetti è stato difficile. In generale, il consenso è stato che gli effetti superficiali osservati sono maggiori di quanto possa essere giustificato senza un meccanismo di amplificazione troposferica come il feedback degli eddies transienti—per esempio, un meccanismo che causerebbe anomalie massime della pressione a livello del mare vicino al Polo Nord. Baldwin et al. (2019, manoscritto sottoposto a Nat. Geosci.) hanno quantificato l’amplificazione della variabilità stratosferica (Fig. 27-28) e proposto un meccanismo per spiegare perché, almeno su brevi scale temporali, il modello SLP assomiglia al NAM. Hanno mostrato che il flusso di calore troposferico verso l’Artico è in parte controllato dalla variabilità stratosferica, portando a condizioni artiche anomale calde/fredde, e hanno suggerito che attraverso l’anticiclogenesi indotta dal raffreddamento radiativo (ad esempio, come nell’anticiclone siberiano) si formano anomalie di pressione simili al NAM. L’effetto netto è che il segnale di pressione stratosferica viene amplificato.

La figura 27-25 mostra le correlazioni giornaliere tra l’indice ST100 (definito come anomalie di temperatura a 100 hPa tra 65° e 90° N) e le anomalie di temperatura media zonale, formando un dipolo nord-sud nella stratosfera che si estende nella troposfera ad alte latitudini. I dati rappresentati includono i mesi di gennaio-marzo dal 1958 al 2015.

Nell’immagine, i colori rappresentano i livelli di correlazione tra le anomalie di temperatura a 100 hPa e le anomalie di temperatura zonale media ad altre altitudini e latitudini. Il contorno colorato varia in incrementi di 0,1, con colori che si spostano da blu (correlazione negativa, minima -0.7) a rosso (correlazione positiva, massima 0.99). Queste correlazioni indicano come le variazioni di temperatura nella zona specificata influenzano o sono collegate a cambiamenti in altre regioni.

Le curve verdi mostrano la posizione della tropopausa composita, con la linea continua che rappresenta una condizione di indice ST100 alto (>.2σ) e la linea tratteggiata che rappresenta una condizione di indice ST100 basso (<-2σ). Questo suggerisce che la posizione della tropopausa varia in base al valore dell’indice ST100, influenzando così la struttura della temperatura nell’atmosfera superiore.

La linea bianca rappresenta la superficie climatologica a 100 hPa tra 65° e 90° N, fornendo un riferimento per le misurazioni delle anomalie.

In sintesi, questa figura illustra come variazioni specifiche nella stratosfera polare siano correlate a cambiamenti di temperatura in altre parti dell’atmosfera, indicando un’interazione dinamica tra strati atmosferici diversi che varia con le condizioni dell’indice ST100.

La figura 27-26 rappresenta le medie delle latitudini dei cicloni di superficie (definiti come centri di bassa pressione chiusi con meno di 1000 hPa) nei settori dell’Atlantico e del Pacifico, durante periodi caratterizzati da regimi di vortice debole (linee rosse spesse) e di vortice forte (linee blu spesse).

Le linee sottili nella mappa indicano la latitudine più bassa a cui si prevede una frequenza di cicloni di uno ogni due settimane. I dati coprono il periodo dal 1961 al 1998, e ogni punto dati rappresenta la media di una fascia di 15,8 gradi in longitudine.

Le tracce di tempesta (linee spesse rosse e blu) mostrano come la posizione media dei cicloni si sposti a latitudini più alte o più basse in relazione alla forza del vortice stratosferico:

• Le linee rosse rappresentano i tracciati durante i regimi di vortice debole, dove si può notare che i cicloni tendono a spostarsi verso latitudini più alte rispetto alle condizioni di vortice forte.
• Le linee blu rappresentano i tracciati durante i regimi di vortice forte, mostrando i cicloni più spostati verso sud rispetto ai periodi di vortice debole.

Questo schema illustra l’impatto della variabilità della circolazione stratosferica sul comportamento dei cicloni nelle latitudini medie e alte, dimostrando un legame tra la dinamica stratosferica e i pattern meteorologici a livello del suolo.

La figura 27-27 illustra il collegamento stratosfera-troposfera nell’emisfero nord (NH) su diverse scale temporali, evidenziando le anomalie della pressione a livello del mare (SLP) in relazione a vari eventi climatici e cambiamenti atmosferici:

• Panello (a) – Mensile: Mostra l’anomalia media della SLP nel mese successivo a un riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) per il periodo di rianalisi dal 1958 al 2002. Le anomalie di SLP sono indicate da una gamma di colori che variano da blu (valori negativi) a rosso (valori positivi), mostrando come il riscaldamento stratosferico influenzi la pressione superficiale a scala mensile.
• Panello (b) – Stagionale: Presenta l’anomalia composita della SLP nei mesi di gennaio-marzo durante gli anni di El Niño in cui si è verificato un SSW, secondo le simulazioni dei modelli. Anche qui, i colori indicano le variazioni di SLP, con un focus sulle modifiche stagionali legate all’accoppiamento di eventi El Niño e SSW.
• Panello (c) – Decadale: Illustra la differenza modellata nella SLP invernale tra il minimo solare e il massimo solare. Questa mappa evidenzia le differenze a lungo termine nella pressione superficiale dovute alle variazioni dell’attività solare, con una scala di colore che va dai blu ai rossi per indicare le differenze negative e positive.
• Panello (d) – Centennale: Mostra la differenza nella variazione proiettata della SLP tra dicembre e febbraio a causa del quadruplicamento del CO2 in versioni del modello con e senza una stratosfera ben risolta. Questo pannello esplora l’impatto a lungo termine delle variazioni di CO2 sulla dinamica atmosferica, usando una scala di colore simile per indicare le differenze.

Nota: Le scale dei colori variano tra i pannelli, il che è importante per interpretare le intensità delle anomalie relative ai diversi fattori climatici e temporali studiati. Queste mappe forniscono una visione visiva e sintetica di come eventi distinti e scale temporali influenzino la pressione a livello del mare in modi complessi e interconnessi.

La figura 27-28 è progettata per illustrare come il segnale di pressione polare stratosferica sia amplificato nella troposfera e raggiunga un massimo alla superficie.

• Pannello (a): Questo pannello mostra la regressione tra l’indice ST100 e le anomalie di pressione media zonale nell’emisfero nord (NH) per i mesi di gennaio-marzo dal 1958 al 2015. La mappa di colori indica l’intensità delle anomalie di pressione, con le aree colorate in rosso che indicano anomalie positive e quelle in blu anomalie negative. Il grafico mostra chiaramente come il segnale di pressione aumenti dal polo verso l’equatore, con le anomalie più intense vicino alla superficie. La linea verde rappresenta la tropopausa media, e la linea bianca indica la superficie climatologica a 100 hPa, che serve da riferimento per la distribuzione verticale delle anomalie di pressione.
• Pannello (b): Questo grafico rappresenta le anomalie di pressione dal polo (65°N) verso l’alto, funzione dell’altezza. Mostra un picco di anomalie positive (in blu) che aumentano con la diminuzione dell’altezza, raggiungendo il massimo proprio vicino alla superficie. Questo suggerisce un’evidente amplificazione del segnale di pressione stratosferica man mano che si procede verso la superficie terrestre.

Complessivamente, questi grafici dimostrano che un segnale di pressione originato nella stratosfera può propagarsi verso il basso, intensificandosi fino a influenzare notevolmente le condizioni atmosferiche a livello del suolo, particolarmente evidente nei mesi invernali dell’emisfero nord.

Ruolo della stratosfera nella previsione del tempo e del clima

L’importanza della stratosfera per la previsione del tempo e del clima è ormai maturata al punto che, almeno per alcune scale temporali, vi sono chiare evidenze di un ruolo significativo della stratosfera nel contribuire all’accuratezza delle previsioni. Negli ultimi anni, un numero crescente di principali sistemi di previsione numerica ha quindi migliorato la rappresentazione della stratosfera. Un’analisi accurata dei dati osservativi ha rivelato che le anomalie di circolazione sembrano scendere attraverso la stratosfera e modificare la troposfera. Le osservazioni di una progressione verso il basso delle anomalie dei venti non implicano necessariamente che vi sia una causalità diretta verso il basso, ma gli esperimenti con modelli climatici in cui è stata alterata solo la stratosfera hanno dimostrato effetti simili sulla troposfera. Qui esaminiamo le prove degli impatti stratosferici nelle previsioni su diverse scale temporali, dalle previsioni meteorologiche a breve termine fino alle previsioni climatiche stagionali e decennali.

Le prove dell’influenza stratosferica sulle previsioni meteorologiche di alcuni giorni in avanti sono limitate. Alcune prove dirette dell’influenza verso il basso nelle previsioni meteorologiche sono state derivate da esperimenti in cui la stratosfera è stata direttamente alterata nelle previsioni. Effetti troposferici sono stati riscontrati dopo alcuni giorni in questi esperimenti, e vi sono alcune prove che un miglioramento della rappresentazione stratosferica nei modelli potrebbe migliorare l’accuratezza delle previsioni.

Un settore in cui la stratosfera è importante è l’assimilazione dei dati per produrre condizioni iniziali complete per le previsioni. Il fatto che le misurazioni dei radiometri satellitari siano spesso significativamente ponderate nella stratosfera significa che risolvere accuratamente la stratosfera può migliorare l’assimilazione dei dati atmosferici. Inoltre, è possibile osservare gli impatti emergenti delle condizioni iniziali stratosferiche sulle previsioni meteorologiche di alcuni giorni in avanti (Charlton et al. 2004, 2005). Man mano che i sistemi di previsione meteorologica continuano a diventare più accurati, aumenta l’importanza relativa di una rappresentazione numerica accurata della stratosfera.

C’è molta più evidenza di un impatto stratosferico sulle previsioni fino a un mese in avanti. I primi esperimenti hanno mostrato una riduzione statisticamente significativa della qualità delle previsioni mensili quando la stratosfera veniva degradata. Questo avveniva attraverso un cambiamento evidente nelle condizioni superficiali alle alte latitudini (Boville e Baumhefner 1990). Baldwin et al. (2003) hanno dimostrato che erano possibili previsioni statistiche della troposfera partendo dalla conoscenza precedente del flusso stratosferico da solo, e analisi successive hanno dimostrato che questo processo poteva aiutare a generare previsioni che superavano l’accuratezza delle previsioni dinamiche a lungo termine dell’epoca (Christiansen 2005). Armato di nuove conoscenze su dove cercare gli impatti superficiali, studi numerici con insiemi di previsioni mensili hanno mostrato un ruolo chiaro per la stratosfera, in particolare durante casi studio di SSWs (Kuroda 2008), e in alcuni casi la stratosfera ha effetti maggiori rispetto agli impatti più noti delle condizioni oceaniche (Kushnir et al. 2019; Scaife e Knight 2008).

La maggior parte dell’impatto si osserva nella Oscillazione Nord Atlantica (NAO) o nel suo equivalente emisferico, il NAM, e nei modelli di blocco associati, con evidenze di interazioni bidirezionali tra la troposfera e la stratosfera (Martius et al. 2009; Kolstad et al. 2010). Altri eventi di SSW sono stati analizzati in seguito, e i risultati indicano gli stessi effetti superficiali (Mukougawa et al. 2009; Marshall e Scaife 2010; Sigmond et al. 2013; Tripathi et al. 2015), aggiungendo prove a favore di un ruolo importante della stratosfera nelle previsioni meteorologiche superficiali mensili.Ora esistono chiare evidenze degli impatti stratosferici sulle previsioni stagionali fino a qualche mese in avanti. Queste sono prevalentemente per le extratropici dell’NH (Gerber et al. 2012), dove l’occorrenza di SSW è importante per l’accuratezza delle previsioni (Scaife et al. 2016). Tuttavia, esistono anche prove dell’impatto stratosferico sulle previsioni stagionali per l’SH (Seviour et al. 2014), e studi recenti suggeriscono effetti potenzialmente importanti sulla prevedibilità tropicale a causa del QBO stratosferico (Yoo e Son 2016; Marshall et al. 2017) tramite effetti sul MJO. Un pilastro della previsione stagionale è la prevedibilità a lungo termine dell’ENSO, ma gli studi hanno da tempo dimostrato che questo ha un effetto significativo sulla stratosfera (ad esempio, Hamilton 1993) e ciò permette di influenzare il clima superficiale, non solo nel settore del Pacifico ma anche nell’Atlantico (Brönnimann et al. 2004; Ineson e Scaife 2009; Cagnazzo e Manzini 2009). Una rappresentazione migliorata della stratosfera sta ora portando a una maggiore fedeltà di questa teleconnessione nei sistemi di previsione stagionale (ad esempio, Butler et al. 2016). Anche gli effetti intrastagionali dell’ENSO dalla stratosfera (Moron e Gouirand 2003; Herceg-Bulić et al. 2017) stanno iniziando ad essere rappresentati nei modelli climatici, sebbene debolmente (King et al. 2018; Ayarzagüena et al. 2018a). Nei sistemi di previsione a lungo termine che già includono la stratosfera, il QBO spicca come una fonte evidente di prevedibilità atmosferica fino a scale temporali molto lunghe. Poiché è abbastanza regolare, il QBO stesso può essere previsto nell’arco di stagioni fino al range interannuale (Pohlmann et al. 2013; Scaife et al. 2014). Inoltre, influisce sulla stratosfera extratropicale (Holton e Tan 1980) e sul clima superficiale nell’NH (Thompson et al. 2002; Gray et al. 2018) e quindi ha il potenziale per migliorare le previsioni stagionali (Boer e Hamilton 2008; Marshall et al. 2009).

Tuttavia, questa teleconnessione è più debole nei modelli rispetto ai dati osservativi (Scaife et al. 2014), e sebbene sia possibile che la teleconnessione osservata nel limitato registro dati (un campione di circa 60 anni) sia più forte di quanto si osserverebbe in un registro dati molto più lungo, Andrews et al. (2019) dimostrano che questo è improbabile che spieghi la differenza. La previsione decennale utilizzando modelli dinamici è un campo relativamente giovane, basato sugli effetti delle condizioni iniziali, in particolare nell’oceano, che producono effetti duraturi per anni o addirittura un decennio nelle previsioni e contribuiscono all’accuratezza derivante da forzanti esterne (Smith et al. 2007; Meehl et al. 2014). Solo ora queste previsioni stanno passando dalla ricerca alle operazioni in tempo reale (Smith et al. 2013; Kushnir et al. 2019). Anche se la memoria della stratosfera è generalmente più breve di queste scale temporali, essa svolge ancora un ruolo importante, ad esempio, nella risposta atmosferica forzata alle eruzioni vulcaniche tropicali (vedi sezione 13). I vulcani hanno il potenziale di aggiungere prevedibilità pluriennale—ma solo negli anni successivi alle eruzioni vulcaniche (Swingedouw et al. 2017). Una seconda fonte di prevedibilità decennale che coinvolge la stratosfera sono le variazioni quasi-regolari nell’irraggiamento solare dal ciclo solare di 11 anni. Il meccanismo top-down (vedi sezione 12) è stato ora anche riprodotto nei modelli di circolazione generale (Matthes et al. 2006; Ineson et al. 2011) dove genera influenze prevedibili pluriennali sulla NAO e l’Oscillazione Artica (Gray et al. 2013, 2016; Dunstone et al. 2016), aiutate da anomalie di calore persistenti nell’Oceano Atlantico (Kodera 2007; Scaife et al. 2013; Andrews et al. 2015). Ulteriori prove indicano che questo potrebbe persino sincronizzare la variabilità decennale interna della NAO con il ciclo solare (Thiéblemont et al. 2015).

Infine, Reichler et al. (2012) suggeriscono un ruolo attivo della stratosfera su scale temporali interdecennali più lunghe attraverso interazioni con l’oscillazione multidecennale dell’Atlantico, e gli esperimenti di Omrani et al. (2016) forniscono ulteriori prove che la variabilità dell’Oceano Atlantico Nord (NAV) influisce sul sistema accoppiato stratosfera-troposfera. Poiché è stato dimostrato che la NAV è prevedibile su scale temporali stagionali a decennali, questi risultati hanno importanti implicazioni per la prevedibilità della circolazione atmosferica extratropicale su queste scale temporali. Resta da vedere se la stratosfera porta a previsioni più precise su queste scale temporali multidecennali.

In sintesi, le previsioni a lungo termine sono ora prodotte operativamente su tutte le scale temporali, da mensili a stagionali a decennali. Sebbene le previsioni operative su scala decennale siano state raggiunte solo di recente (Kushnir et al. 2019), si è dimostrato che la stratosfera è importante e, in alcuni casi, potenzialmente cruciale, per l’accuratezza delle previsioni climatiche su tutte queste scale temporali. L’influenza della stratosfera sul clima superficiale previsto è spesso dovuta a anomalie del vento zonale che si propagano verso il basso e agli impatti successivi sulla NAO e la NAM. La QBO e la variabilità solare impartiscono variabilità a bassa frequenza alla troposfera, mentre per l’ENSO, la stratosfera agisce semplicemente come un condotto per le teleconnessioni. Le previsioni accurate su alcune di queste scale temporali sono risultati recenti rispetto al secolo di progressi considerati in questo monografico, ma siamo in un periodo di rapido progresso in questo settore e alcuni degli effetti della stratosfera sembrano attualmente essere rappresentati troppo debolmente nei modelli climatici (Scaife e Smith 2018), suggerendo ulteriori margini di miglioramento. La stratosfera sta ora emergendo come un fattore chiave nelle previsioni a lungo raggio, e sarà emozionante vedere come si svilupperà nei prossimi anni.

16. Cambiamento climatico e stratosfera
Sebbene sia noto dal XIX secolo che l’aumento della quantità di CO₂ nell’atmosfera provocherebbe un riscaldamento alla superficie della Terra, Manabe e Wetherald (1967) furono i primi a prevedere un raffreddamento concomitante della stratosfera. Tale schema di riscaldamento troposferico e raffreddamento stratosferico è stato osservato negli ultimi 50 anni (Fig. 27-29) e non può essere spiegato da cambiamenti naturali nell’irraggiamento solare, eruzioni vulcaniche o fenomeni climatici naturali come El Niño e La Niña. Invece, questo schema è ora riconosciuto come un caratteristico “impronta digitale” dell’aumento delle quantità di CO₂ nelle extratropici (ad esempio, Santer et al. 2013), con un riscaldamento sotto i 200 hPa e un raffreddamento sopra quel livello. Le prime prove che l’aumento delle quantità di CO₂ potrebbe anche cambiare l’ampiezza della forzatura ondulatoria troposferica della stratosfera vennero da Rind et al. (1990). Con una concentrazione di CO₂ raddoppiata nel loro modello che risolve la stratosfera, hanno trovato un rafforzamento del BDC (vedi sezione 2). All’epoca del primo sondaggio completo sul ruolo della stratosfera nel cambiamento climatico troposferico (Rind e Lacis 1993), era già riconosciuto che la troposfera risponde sia ai cambiamenti della circolazione e della temperatura della stratosfera, sia ai cambiamenti nella composizione stratosferica attraverso perturbazioni alla forzatura radiativa. Anche la temperatura superficiale è influenzata radiativamente dai cambiamenti nell’ozono stratosferico, nel vapore acqueo e negli aerosol. Dal metà degli anni ’70 è noto che la presenza di aerosol stratosferici potrebbe raffreddare la superficie della Terra (Harshvardhan e Cess 1976). Cambiamenti nella struttura termica del livello della tropopausa tropicale, l’ossidazione del CH₄ o le emissioni di aeromobili ad alta quota possono anche cambiare le concentrazioni di vapore acqueo stratosferico. L’ozono riscalda la stratosfera attraverso l’assorbimento della radiazione solare UV e visibile (vedi sezione 11).Lo studio radiativo originale di Manabe e Wetherald (1967) concluse che se le concentrazioni di ozono sono ridotte, allora il riscaldamento solare sarà ridotto e la stratosfera si raffredderà. La maggior parte del raffreddamento osservato della stratosfera verso la fine del ventesimo secolo (Fig. 27-29) è stata dovuta al depauperamento dell’ozono (Langematz et al. 2003; Arblaster et al. 2014), con il raffreddamento dovuto all’aumento della CO₂ come effetto secondario.

Alcune simulazioni recenti con i CCM mostrano impatti significativi della chimica interattiva dell’ozono stratosferico sui climi superficiali in una simulazione di riscaldamento globale (Nowack et al. 2015) o in simulazioni paleoclimatiche (Noda et al. 2017, 2018) rispetto a ciascuna simulazione corrispondente con chimica prescritta, sebbene i feedback della chimica dell’ozono stratosferico non siano critici per la sensibilità climatica in un altro modello di riscaldamento globale (Marsh et al. 2016).

A livello globale, l’ozono stratosferico ha iniziato a diminuire intorno al 1970, raggiungendo un minimo intorno al 2000 (ODS concentrazioni hanno iniziato a diminuire a metà degli anni ’90). Dal 2000, l’ozono globale ha lentamente iniziato ad aumentare (vedi sezione 11). Sebbene si preveda che la media globale si riprenderà in futuro, le distribuzioni latitudinali e stagionali dell’ozono non saranno le stesse del 1970—poiché la stratosfera si sarà significativamente raffreddata e la distribuzione degli ODS non sarà la stessa.

Le tendenze future delle temperature stratosferiche (Arblaster et al. 2014; WMO 2018) risulteranno principalmente dagli effetti opposti dell’aumento della CO₂ (stratosfera più fredda) e dell’aumento dell’ozono (stratosfera più calda).Si prevede che gli impatti climatici superficiali del depauperamento dell’ozono nell’emisfero sud (SH) diminuiranno nei prossimi decenni man mano che i livelli di ozono stratosferico si riprendono. Tuttavia, le concentrazioni di gas serra (GHG) continueranno a crescere e saranno quindi un fattore chiave del futuro cambiamento climatico nell’SH. L’importanza relativa del recupero dell’ozono per il futuro clima dell’SH dipenderà dall’evoluzione delle concentrazioni atmosferiche di GHG (WMO 2018).

In linea con la minore perdita di ozono osservata nell’Artico, i cambiamenti nella circolazione troposferica e superficiale dell’emisfero nord (NH) non possono essere collegati in modo robusto al depauperamento dell’ozono stratosferico artico (Arblaster et al. 2014). Tuttavia, esiste un accoppiamento verso il basso dimostrabile tra stratosfera e troposfera (vedi sezione 14) su tutte le scale temporali [Fig. 27 da Kidston et al. (2015)] ed è stato indagato sin dall’inizio del secolo (ad es., Black 2002). Le previsioni dei modelli sulle tendenze future della forza del vortice polare NH sono incerte. Questo perché la forzatura climatica nelle medie e alte latitudini è la piccola differenza tra il raffreddamento dei GHG e il riscaldamento adiabatico da un BDC previsto più veloce, con ulteriori incertezze derivanti dai cambiamenti dell’ozono e dai cambiamenti nella forzatura delle onde troposferiche. Ad esempio, è difficile stabilire statisticamente una tendenza robusta nella frequenza simulata degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) (vedi sezione 5), poiché gli eventi sono infrequenti (Nishizawa e Yoden 2005). Analizzando le proiezioni climatiche di 12 modelli partecipanti all’iniziativa Modello Chimico-Climatico (CCMI), Ayarzagüena et al. (2018b) non hanno trovato un cambiamento statisticamente significativo nella frequenza degli SSW nel corso del ventunesimo secolo, indipendentemente dalla metrica utilizzata per l’identificazione dell’evento.Indubbiamente, l’incertezza nella risposta stratosferica ad alta latitudine contribuisce all’incertezza nella corrispondente risposta troposferica (ad esempio, Simpson et al. 2018). Tuttavia, forse più importante, Sigmond et al. (2008) hanno scoperto che la risposta delle traiettorie delle tempeste troposferiche al raddoppio della concentrazione di CO₂ dipendeva anche dai dettagli della rappresentazione della stratosfera nel loro modello. Scaife et al. (2012) hanno scoperto che, per un insieme di modelli, le interazioni stratosfera-troposfera avevano una significativa influenza sulle proiezioni di cambiamento climatico del ventunesimo secolo relative alla traiettoria delle tempeste atlantiche e quindi alle precipitazioni estreme. Una conseguenza significativa di queste scoperte, supportata da studi più recenti (ad esempio, Karpechko e Manzini 2012; Manzini et al. 2014; Kidston et al. 2015), è un movimento verso una nuova generazione di modelli climatici e di sistemi terrestri all’avanguardia con stratosfere completamente risolte. Questo permetterà poi di indagare pienamente l’estensione dell’influenza stratosferica sulla risposta del clima superficiale alla forzatura antropogenica.

La figura 27-29 illustra le anomalie delle temperature medie globali nella bassa troposfera e nella bassa stratosfera nel periodo di base dal 1981 al 2010, utilizzando diversi metodi di osservazione e modelli climatici.

• Parte sinistra della figura (Temperature della bassa troposfera):
  • (a) Radiosonde: Mostra dati di temperature raccolti tramite radiosonde, con diverse linee che rappresentano diversi set di dati.
  • (b) Satelliti: Utilizza dati da sensori satellitari, mostrati attraverso due curve principali.
  • (c) Rianalisi: Include dati rianalizzati da diversi sistemi, che combinano modelli e osservazioni per fornire una rappresentazione coerente nel tempo del clima.
• Parte destra della figura (Temperature della bassa stratosfera):
  • (a) Radiosonde: Analogamente al pannello sinistro, ma con dati specifici per la stratosfera bassa.
  • (b) Satelliti: Dati satellitari che mostrano le anomalie della temperatura stratosferica bassa.
  • (c) Rianalisi: Stesso approccio del pannello (b), ma specifico per la stratosfera bassa.
  • (d) Modelli climatici accoppiati: Risultati da modelli climatici che integrano vari aspetti del sistema climatico terrestre.
  • (e) Anomalie della temperatura della stratosfera superiore: Mostra i cambiamenti di temperatura in una regione più alta della stratosfera, indicando tendenze diverse rispetto alla stratosfera bassa.

Osservazioni generali:

• I grafici mostrano le tendenze di riscaldamento o raffreddamento nel periodo considerato.
• Le anomalie sono misurate in gradi Celsius rispetto al periodo di base.
• I dati mostrano variazioni e tendenze importanti che sono cruciali per comprendere il cambiamento climatico e la dinamica atmosferica globale.
• La coerenza o le discrepanze tra i diversi metodi e modelli possono indicare la fiducia nelle tendenze osservate e nelle proiezioni climatiche future.

Queste informazioni sono fondamentali per aiutare gli scienziati a monitorare il cambiamento climatico e ad affinare i modelli per future proiezioni climatiche.

Osservazioni Conclusive sulla Scienza Stratosferica

Negli ultimi 100 anni, abbiamo iniziato a comprendere molti dei processi dinamici e chimici e i fenomeni nella stratosfera. Abbiamo appreso che la stratosfera è molto sensibile a piccole variazioni nelle concentrazioni di gas attivi dal punto di vista radiativo, inclusi le sostanze che riducono l’ozono e i gas serra. Probabilmente, il risultato più importante della scienza stratosferica è stata la risoluzione della crisi dell’ozono. La perdita di ozono ha potenziali gravi conseguenze per l’umanità e l’ambiente, e siamo davvero fortunati che 1) gli osservatori e i sistemi di osservazione fossero in atto per identificare il problema, 2) siamo stati in grado di trovare soluzioni, e 3) c’era la volontà politica di costruire e aderire al Protocollo di Montreal e agli aggiustamenti successivi.

Sono state effettuate simulazioni GCM per stimare cosa sarebbe accaduto se fossimo rimasti ignoranti o se avessimo scelto di ignorare il problema (Morgenstern et al. 2008; Newman et al. 2009; Garcia et al. 2012). Questi studi sono comunemente chiamati “il mondo evitato”. Si è scoperto che il Protocollo di Montreal ha fornito una doppia protezione all’ozono e al clima. Non solo ha contribuito a prevenire danni allo strato di ozono terrestre, ma ha anche rallentato il riscaldamento globale. Le osservazioni di ODS e ozono sono state in gran parte coerenti con le simulazioni che supportano il Protocollo di Montreal e gli emendamenti successivi. Nelle simulazioni, la grave perdita di ozono che si sarebbe verificata senza il Protocollo di Montreal si estende verso il basso fino alla superficie, soprattutto nell’Antartico e nell’Artico, provocando grandi cambiamenti nelle temperature, nella pressione e nei venti. Il Protocollo di Montreal ha fornito un enorme beneficio non solo alla stabilità dello strato di ozono stratosferico ma anche al clima superficiale (Morgenstern et al. 2008; Garcia et al. 2012).

I futuri cambiamenti nella stratosfera — e l’impatto stratosferico sul clima e il tempo a livello superficiale — dipendono da due fattori principali: il mantenimento di accordi internazionali per ridurre significativamente le sostanze che riducono l’ozono (ODS) e il grado con cui l’umanità continua a estrarre carbonio fossile. Sebbene la storia della riparazione dello strato di ozono sembri conclusa, le regolamentazioni ambientali non possono essere date per scontate e devono essere salvaguardate. Recentemente (Rigby et al. 2019; Montzka et al. 2018), è stato scoperto che alcuni paesi stanno producendo, senza dichiararlo, sostanze chimiche che riducono l’ozono, come il CFC-11. Le emissioni di CFC-11 completamente controllato stanno aumentando, ed è probabile che questo aumento derivi da produzioni illegali.

Anche se il termine “emissioni di gas serra” è spesso usato, l’essenza del problema è che il principale fattore dell’aumento di CO2 è l’estrazione di carbonio fossile per la produzione di energia e cemento. Le future temperature stratosferiche — ad esempio, nell’anno 2100 — non sono note, poiché non sappiamo quale percorso sceglierà l’umanità. Si prevede che lo strato di ozono stratosferico non solo si riprenderà fino a tornare alle condizioni pre-1980, ma supererà i livelli precedenti, principalmente a causa dell’aumento della CO2. La precisa cronologia di recupero è incerta e dipende dallo scenario di emissioni assunto.

https://www.researchgate.net/publication/336662329_100_Years_of_Progress_in_Understanding_the_Stratosphere_and_Mesosphere