1.3 Teorie Dinamiche sui Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSWs)
Le basi meccaniche che determinano l’inizio e l’evoluzione dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSWs) non sono completamente comprese, evidenziando l’assenza di una teoria deterministica che spieghi perché gli SSW si verifichino in alcuni anni e non in altri. Tuttavia, c’è un accordo generale sul fatto che le ampie perturbazioni osservate durante gli SSW, insieme ai brevi lassi di tempo in cui queste perturbazioni si sviluppano, indicano che il fenomeno è di natura dinamica piuttosto che radiativa. In altre parole, sono i movimenti isentropici di masse d’aria calda verso le regioni polari, che si verificano durante il collasso del vortice polare, a causare gli aumenti di temperatura osservati durante gli SSW, piuttosto che effetti di riscaldamento chimico o radiativo.
Vi è una lunga storia di ricerche sui meccanismi dinamici che possono portare al collasso del vortice polare osservato durante gli SSW. Studi iniziali (vedi Charney e Stern 1962; Fleagle 1958; Lindzen 1966; McIntyre 1972; Murray 1960) hanno cercato di definire il ruolo delle instabilità del vortice polare come possibile causa del suo collasso durante gli SSW (vedi anche McIntyre 1982). Tuttavia, è emerso che, anche se il vortice polare fosse instabile a disturbi simili alle onde di Rossby, la scala e il comportamento risultanti da tali instabilità non corrisponderebbero a quelli osservati durante il collasso del vortice polare negli SSW (McIntyre 1972). Pertanto, si sono indagate altre ipotesi, considerando fattori esterni come la forzatura troposferica o le interazioni tra il vortice polare e altre strutture vorticose (McIntyre 1982). Tre delle teorie più significative in questo ambito, la teoria della propagazione ascendente dell’onda di Rossby, la teoria dell’eccitazione risonante e la teoria dell’interazione tra vortici, saranno approfondite di seguito.Prima di esaminare queste teorie, è utile introdurre due concetti chiave che svolgono un ruolo importante nello studio degli SSW. Il primo riguarda le condizioni sotto cui le onde di Rossby generate nella troposfera possono propagarsi verticalmente nella stratosfera. Le onde di Rossby (note anche come onde planetarie) sono perturbazioni ondulate di grande scala che si propagano lungo gradienti latitudinali di Vorticità Potenziale (PV) nell’atmosfera, in modo simile a come le onde acquatiche generate dalla gravità si propagano sul gradiente di densità tra l’acqua e l’aria (Andrews et al. 1985). I gradienti marcati di PV osservati ai margini del vortice polare fungono quindi da guida d’onda per la propagazione di onde di Rossby confinate latitudinalmente.
La capacità delle onde di Rossby generate nella stratosfera inferiore di propagarsi verso altitudini più elevate è stata indagata da Charney e Drazin nel 1961. Nel loro lavoro fondamentale, Charney e Drazin scoprirono che, affinché le onde di Rossby si propaghino verticalmente nella stratosfera, deve essere soddisfatta una certa relazione. In questa relazione, il vento zonale medio della stratosfera e la velocità di fase dell’onda di Rossby nella direzione zonale devono avere un rapporto specifico, con un valore critico che dipende da vari parametri, incluso il numero d’onda zonale dell’onda di Rossby. Per le perturbazioni che sono quasi-stazionarie rispetto alla superficie terrestre, cioè le onde di Rossby con una velocità di fase vicina a zero, questa condizione implica che la propagazione verticale delle onde di Rossby avverrà solo se i venti zonali medi nella stratosfera sono moderati e di direzione occidentale. Questo significa che, se le onde di Rossby in propagazione verso l’alto raggiungono un’altezza in cui il flusso zonale medio è orientale o fortemente occidentale, non saranno in grado di propagarsi ulteriormente in verticale e verranno riflesse o assorbite. In altre parole, se si verificano venti zonali orientali a una certa altezza nella stratosfera, le onde di Rossby generate nella stratosfera inferiore rimarranno intrappolate tra la stratosfera inferiore e l’altezza in cui si verificano i venti orientali. Il flusso zonale orientale, che caratterizza la stratosfera nell’emisfero estivo, insieme all’assenza di una guida d’onda persistente come il margine del vortice polare, assicura che la propagazione verticale delle onde di Rossby nella stratosfera durante l’estate sia molto meno intensa rispetto all’inverno.
Il parametro critico mostra una dipendenza inversa dal numero d’onda zonale dell’onda di Rossby, risultando vicino a zero per le perturbazioni con un grande numero d’onda zonale. Di conseguenza, nella stratosfera invernale, la propagazione verticale è generalmente osservata solo per le onde di Rossby con numero d’onda zonale 1, 2 o 3, mentre la propagazione verticale di perturbazioni con un numero d’onda più alto viene soppressa.
Il secondo concetto è quello del flusso di Eliassen-Palm (EP) S, e la sua associata attività ondulatoria A, introdotti per la prima volta da Eliassen e Palm nel 1961 per le onde di gravità interne, e in seguito generalizzati da Andrews e McIntyre nel 1976 e 1978 per le onde di Rossby. Il flusso EP è definito in modo tale che esista una relazione di conservazione per l’attività ondulatoria, conosciuta come “relazione generalizzata di Eliassen-Palm”. In questa relazione, l’aumento dell’attività ondulatoria deriva direttamente dalla divergenza del flusso EP in un flusso adiabatico e senza attrito.
L’uso del flusso EP come strumento diagnostico per i flussi geofisici è stato introdotto per la prima volta da Edmon e colleghi nel 1980. Hanno notato che lo studio del flusso EP in una sezione trasversale meridiana dell’altezza offre intuizioni sul comportamento delle perturbazioni rispetto a un flusso medio zonale. In particolare, la rappresentazione del vettore del flusso EP con delle frecce indica la direzione di propagazione dell’onda. La componente verticale rappresenta il flusso di calore verso nord a causa delle perturbazioni, mentre la componente orizzontale rappresenta il flusso di momento verso nord dovuto alle perturbazioni. La divergenza del flusso EP ha anche un’ulteriore interpretazione, in quanto corrisponde alla grandezza del flusso di vorticità potenziale verso nord causato dalle perturbazioni.
Inoltre, in condizioni di un’onda piana monocromatica che si propaga in un flusso di fondo a variazione lenta, il flusso EP soddisfa anche una proprietà di velocità di gruppo, indicando che è spesso interpretato come rappresentativo di un pacchetto di onde di Rossby che si propaga con la sua velocità di gruppo.
Ora forniamo una panoramica delle tre idee teoriche riguardanti i meccanismi dinamici dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), come accennato in precedenza in questa sezione. Benché queste idee vengano presentate separatamente, è importante sottolineare che non sono necessariamente esclusive l’una dell’altra. I veri meccanismi dinamici responsabili dell’inizio degli eventi SSW potrebbero infatti includere elementi di alcune, se non tutte, di queste diverse teorie.
1.3.1 Onde di Rossby che si Propagano Verso l’Alto
Un’interpretazione ampiamente accettata del meccanismo dinamico responsabile dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) è che siano causati da onde di Rossby che si propagano verso l’alto e sono generate nella troposfera. Ecco un riassunto di questa teoria. Una caratteristica concettuale importante di questa teoria è che la troposfera agisce indipendentemente dalla stratosfera durante il periodo in cui avvengono i riscaldamenti. Nella troposfera, disturbi di insolita grande ampiezza si manifestano nella stratosfera inferiore come una forzatura anomala che eccita le perturbazioni delle onde di Rossby. A causa dei venti zonali occidentali moderati che caratterizzano la stratosfera in inverno, queste onde di Rossby possono propagarsi verso altitudini superiori, in linea con la teoria di Charney e Drazin. La propagazione verticale può essere osservata nelle sezioni trasversali meridiane del flusso EP come un vettore diretto verso l’alto. Con l’aumento dell’altitudine e la conseguente diminuzione della densità, l’ampiezza di queste onde di Rossby in propagazione ascendente aumenta fino al punto di saturazione nell’alta stratosfera, dove le onde si frangono. Questa rottura delle onde provoca un’intensa mescolanza nell’alta stratosfera, che capovolge il gradiente di temperatura meridionale e, di conseguenza, inverte il flusso zonale medio a venti orientali. Seguendo la teoria di Charney e Drazin, questo flusso medio orientale funge da barriera per la prosecuzione della propagazione ascendente delle onde di Rossby, costringendo le onde successive a depositare la loro energia a quote inferiori. Questo processo porta alla mescolanza e all’inversione del gradiente di temperatura meridionale a quote più basse, e continua con l’abbassamento dell’altitudine a cui si incontrano per la prima volta i venti orientali, man mano che lo SSW si sviluppa.
Questo meccanismo è stato proposto per la prima volta da Matsuno nel 1971, utilizzando un modello dinamico innovativo della stratosfera. Il modello era perturbato da forze applicate al limite inferiore, simulando le forze alla tropopausa, per produrre i primi modelli semi-realistici di Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW). Man mano che il flusso nel modello si sviluppava, si osservava un comportamento simile agli SSW per forze al confine inferiore con strutture zonali sia di wavenumber-1 sia di wavenumber-2. In particolare, si notava che l’inversione del vento zonale medio verso i venti orientali scendeva gradualmente attraverso la stratosfera man mano che gli SSW si sviluppavano. Una versione più realistica di questo modello è stata sviluppata da Holton nel 1976, le cui simulazioni erano in linea con quelle di Matsuno del 1971, con la differenza che l’inversione del vento zonale medio a venti orientali avveniva quasi simultaneamente in tutta la stratosfera, piuttosto che con la discesa graduale osservata da Matsuno. Questo modello è stato anche utilizzato da Butchart e colleghi nel 1982 per simulare l’SSW osservato nel febbraio 1979.
Una questione importante che emerge riguardo alla teoria delle onde di Rossby in propagazione ascendente è l’interpretazione del flusso EP rivolto verso l’alto nella regione del bordo del vortice. In studi su modelli dinamici idealizzati, Scott e colleghi nel 2004, e Scott e Polvani nel 2004, hanno mostrato che, nel considerare i disturbi stratosferici dovuti a forze al confine inferiore, il flusso EP ascendente a questo confine dipende non solo dall’ampiezza della forza, ma anche dallo stato della stratosfera stessa. Un grande flusso EP al confine inferiore è in parte dovuto all’eccitazione delle onde di Rossby dalla forza al confine inferiore, e in parte dallo stato della stratosfera che favorisce la propagazione ascendente delle onde di Rossby eccitate. La forte variabilità dei flussi EP ascendenti osservata negli studi di modellazione rimane un punto di difficoltà per la teoria delle onde di Rossby in propagazione ascendente, nella quale il flusso EP al confine inferiore è teoricamente attribuito alla forza costante a quel confine, almeno nei modelli idealizzati. Un limite evidente della teoria è che non riesce a spiegare perché un comportamento simile agli SSW non sia sempre osservato in presenza di forzature di grande ampiezza nella stratosfera inferiore.
1.3.2 Teoria dell’Eccitazione Risonante
Un’alternativa teoria per la rapida e significativa crescita delle onde di Rossby sul bordo del vortice polare durante gli SSW suggerisce che si verifica un’eccitazione risonante di un modo libero di onde di Rossby all’interno della stratosfera, causata da forzature remote, come quelle provenienti dalla troposfera. La risonanza dei flussi atmosferici sottoposti a forzature topografiche è stata studiata da Charney e DeVore nel 1979 come possibile meccanismo per i fenomeni di blocco nella troposfera. Charney e DeVore, e anche Tung e Lindzen nei loro studi del 1979, hanno scoperto che, man mano che le perturbazioni nel flusso diventavano stazionarie rispetto alla forzatura, si verificava una risonanza tra le due che portava a un incremento rapido e notevole dell’ampiezza della perturbazione. Questo concetto di crescita risonante dell’onda era già stato applicato allo studio degli SSW da Clark nel 1974, che ipotizzava l’eccitazione risonante di disturbi stratosferici con forzature dalla troposfera, oltre all’aumento dell’ampiezza della forzatura, per osservare comportamenti simili agli SSW. Questo sembra giustificare il fatto che un aumento dell’ampiezza della forzatura da solo non sempre genera comportamenti tipici degli SSW. Le teorie lineari presentate da Clark nel 1974 e Tung e Lindzen sono state ulteriormente sviluppate da Plumb nel 1981, che ha quantificato gli effetti della non linearità nella determinazione dell’evoluzione della stratosfera durante la crescita quasi risonante dell’onda. È stato scoperto che, per flussi stratosferici vicini alla risonanza, gli effetti non lineari a causa della crescita dell’onda possono agire per auto-sintonizzare le perturbazioni più vicino alla risonanza. Plumb ha anche evidenziato che qualsiasi crescita delle perturbazioni in un sistema inizialmente esattamente risonante agirebbe per allontanare il sistema dalla risonanza, causando il decadimento delle ampiezze delle perturbazioni nel tempo. Il processo di auto-sintonizzazione della risonanza in un modello più realistico della stratosfera è stato poi studiato da Smith nel 1989, che ha scoperto che una risonanza auto-sintonizzata delle perturbazioni con forzature topografiche produceva diagnostici zonali medi simili a quelli osservati durante veri SSW.
Un limite degli studi di Tung e Lindzen e Plumb è l’uso del modello a canale del piano β, il cui modello di distribuzione della vorticità potenziale non corrisponde strettamente a quello osservato nel vero vortice polare. Utilizzando un modello tridimensionale a piano f più adeguato, con una rappresentazione esplicita del bordo del vortice polare come un netto salto nella vorticità potenziale, Esler e Scott nel 2005 hanno dimostrato che un’eccitazione risonante delle onde di Rossby sul bordo del vortice a causa di forzature topografiche porta a un comportamento di scissione del vortice simile a quello osservato durante gli SSW. Lo stesso modello è stato poi utilizzato da Esler e altri nel 2006, in cui sono state utilizzate configurazioni più realistiche del vortice polare per costruire un modello concettuale dell’SSW di scissione del vortice nel settembre 2002 nell’emisfero australe. In entrambi questi studi, esperimenti numerici hanno indicato che gli effetti della non linearità in stati di vortice altamente disturbati agivano per auto-sintonizzare il vortice verso la risonanza, o per allontanarlo dalla risonanza, a seconda delle condizioni nella stratosfera durante l’esperimento. Questi risultati hanno rafforzato quelli di Tung e Lindzen e Plumb in un quadro di modello leggermente più realistico.
Quantificare gli effetti della non linearità sull’eccitazione risonante delle onde di Rossby dalla topografia, che porta a un comportamento del vortice simile a quello osservato durante gli SSW, sarà di fondamentale importanza per questo lavoro.
1.3.3 Teoria dell’Interazione tra Vortici Come menzionato in precedenza, il fatto che il vortice venga spesso spostato dal polo implica che suddividere il flusso stratosferico in una componente media zonale e una componente di piccole perturbazioni potrebbe non rappresentare accuratamente il comportamento del vortice durante gli Eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW). Per evitare questa suddivisione del flusso, un altro meccanismo teorico per l’origine e l’evoluzione degli SSW si concentra sull’interazione tra il vortice polare ciclonico e grandi strutture vorticose anticicloniche profonde che si formano in inverno nella stratosfera.
Grandi e profonde strutture vorticose anticcicloniche sono state osservate nella stratosfera da O’Neill et al. (1994) e Lahoz et al. (1996). Queste strutture si formano dall’unione di vortici anticciclonici più piccoli. Durante il lieve riscaldamento del 1992, O’Neill et al. hanno scoperto che una grande struttura anticciclonica era stata formata dall’unione dell'”Alta Pressione delle Aleutine”, una struttura vorticosa anticciclonica relativamente stazionaria situata sopra le Isole Aleutine a circa 10 hPa durante l’inverno, e un altro vortice anticciclonico transitorio. La loro unione ha contribuito all’inizio del riscaldamento. Nel frattempo, Lahoz et al. hanno osservato l’unione di vortici anticiclonici itineranti nell’Emisfero Sud, notando che il grande vortice anticiclonico risultante dall’unione interagiva con un vortice polare indebolito, contribuendo all’inizio del riscaldamento finale.
Un modello dinamico semplificato dell’interazione tra vortici è stato utilizzato da Scott e Dritschel (2006) per cercare di comprendere la natura di queste interazioni e il loro impatto sulla deformazione del vortice polare. Hanno scoperto che un piccolo vortice anticiclonico nella bassa stratosfera, interagendo con un grande e profondo vortice polare ciclonico, porta a una significativa deformazione del vortice polare, con una minima deformazione del vortice anticiclonico.
Un aspetto cruciale di questo meccanismo è la formazione del vortice anticiclonico che influisce sulle interazioni tra vortici. Attraverso esperimenti con modelli idealizzati e dati osservativi, Gray e collaboratori (2004) hanno scoperto che, nell’emisfero settentrionale, lo sviluppo del vortice anticciclonico legato all’alta pressione delle Aleutine è influenzato sia dalla fase dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) sia dal ciclo solare. Hanno trovato che durante la fase orientale della QBO, caratterizzata da venti zonali medi orientali nella stratosfera equatoriale inferiore, e con il ciclo solare al suo picco, si verificano anomalie orientali nei venti zonali medi nella stratosfera superiore tropicale. Queste anomalie orientali sembrano rafforzare il vortice anticiclonico associato all’alta pressione delle Aleutine, accelerando l’avvio degli SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi). Al contrario, quando la QBO è nella fase occidentale, con venti zonali medi occidentali nella stratosfera equatoriale inferiore, e il ciclo solare è al minimo, si osservano anomalie occidentali nella stratosfera superiore tropicale. Queste anomalie occidentali tendono a sopprimere la formazione dell’anticiclone delle Aleutine, ritardando o talvolta impedendo l’inizio degli SSW.
Questi risultati sono in linea con il meccanismo di Holton-Tan (Holton e Tan, 1980), che suggerisce che la rifrazione delle onde di Rossby rende gli SSW più probabili durante la fase orientale della QBO. Tuttavia, mentre il meccanismo di Holton-Tan si concentra maggiormente sulla rifrazione delle onde nella bassa stratosfera, Gray e collaboratori (2004) hanno sottolineato il possibile ruolo dei venti di sfondo nella stratosfera superiore.