La circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno dei principali sistemi attraverso i quali l’atmosfera terrestre redistribuisce massa, calore e costituenti chimici all’interno della stratosfera. Sebbene il suo movimento medio sia molto più lento rispetto alle grandi correnti della troposfera, il suo ruolo nel sistema climatico è fondamentale: attraverso la risalita dell’aria nelle regioni tropicali, il trasporto verso le medie e alte latitudini e la successiva subsidenza extratropicale, la Brewer-Dobson Circulation, comunemente indicata con l’acronimo BDC, contribuisce infatti a controllare la distribuzione dell’ozono, del vapore acqueo e di numerose altre specie chimiche, oltre a influenzare direttamente la struttura termica della stratosfera. Comprendere come questa circolazione possa modificarsi in un clima caratterizzato da concentrazioni crescenti di gas serra costituisce quindi un problema centrale della moderna dinamica atmosferica. La maggior parte dei modelli climatici e chimico-climatici indica da tempo un rafforzamento della BDC in risposta all’aumento dei gas serra, ma stabilire attraverso quali processi fisici avvenga tale accelerazione, e soprattutto su quali scale temporali si manifestino le diverse componenti della risposta, rimane una questione scientifica complessa. I risultati di Calvo et al. (2025) forniscono un contributo particolarmente importante a questo problema, perché mostrano che la risposta della BDC a un forte aumento della CO₂ non può essere interpretata come un unico aggiustamento uniforme dell’atmosfera: al contrario, il ramo superficiale e quello profondo della circolazione reagiscono attraverso meccanismi differenti e secondo scale temporali diverse.

La struttura della Brewer-Dobson Circulation può essere schematicamente suddivisa in un ramo superficiale e un ramo profondo. Il primo interessa soprattutto la bassa stratosfera, con risalita dell’aria tropicale e subsidenza prevalentemente subtropicale; il secondo coinvolge invece quote molto maggiori e collega la risalita tropicale alla discesa dell’aria alle medie e alte latitudini. Questa distinzione non è puramente geometrica, perché le diverse parti della circolazione possono essere sostenute da differenti componenti del forcing ondulatorio. In termini dinamici, infatti, la BDC non deve essere considerata come una grande cella convettiva prodotta direttamente da differenze di riscaldamento tra tropici e poli. Essa è in larga misura una circolazione guidata dalle onde atmosferiche. Le onde planetarie di Rossby e le onde di gravità, propagandosi dalla troposfera verso la stratosfera e depositando momento quando vengono dissipate o rompono, producono il forcing dinamico che induce la circolazione meridionale residua. Ne consegue che qualsiasi cambiamento climatico capace di modificare la struttura dei venti zonali, la posizione dei jet, la propagazione verticale delle onde o i loro livelli critici può produrre importanti conseguenze sulla BDC. È precisamente questo legame tra riscaldamento climatico, struttura del vento e attività ondulatoria che emerge come elemento centrale dagli studi condotti negli ultimi due decenni. Shepherd e McLandress (2011), ad esempio, hanno mostrato come il rafforzamento della parte superiore dei jet subtropicali in un clima più caldo possa spostare verso quote maggiori i livelli critici delle onde di Rossby, consentendo a una quantità maggiore di attività ondulatoria di penetrare nella bassa stratosfera subtropicale e rafforzando così la circolazione di Brewer-Dobson.

Già Garcia e Randel (2008), attraverso simulazioni con il Whole Atmosphere Community Climate Model, avevano evidenziato una marcata accelerazione della Brewer-Dobson Circulation associata all’aumento delle concentrazioni dei gas serra. Successivamente, l’analisi multimodello di Butchart et al. (2010), basata su undici modelli chimico-climatici, confermò che il rafforzamento della BDC costituiva una delle risposte più robuste della stratosfera al cambiamento climatico. In quelle simulazioni l’upwelling tropicale medio annuale nella bassa stratosfera, attorno a 70 hPa, aumentava mediamente di quasi il 2% per decennio, mentre l’età media dell’aria diminuiva in gran parte della stratosfera. Questi risultati contribuirono alla formazione di un quadro concettuale secondo il quale l’aumento dei gas serra, pur raffreddando radiativamente la stratosfera, modifica contemporaneamente la troposfera, i jet subtropicali e il forcing ondulatorio che sostiene la circolazione meridionale stratosferica. Tuttavia, rimaneva difficile stabilire quanto dell’accelerazione della BDC derivasse direttamente dal raffreddamento prodotto dalla CO₂ nella stratosfera e quanto fosse invece una conseguenza indiretta del riscaldamento della superficie terrestre e degli oceani.

La distinzione tra questi due processi è fondamentale. L’aumento della concentrazione di CO₂ produce infatti effetti termici opposti nella troposfera e nella stratosfera. Nella troposfera l’incremento dell’effetto serra tende ad aumentare la temperatura, mentre nella stratosfera una maggiore concentrazione di CO₂ aumenta l’efficienza con cui l’energia infrarossa viene emessa verso lo spazio, favorendo un raffreddamento. Parallelamente, il progressivo riscaldamento delle temperature superficiali del mare modifica la distribuzione verticale della temperatura troposferica, la tropopausa, i gradienti meridionali di temperatura e, di conseguenza, la struttura e la posizione delle correnti a getto. Separare il cosiddetto aggiustamento atmosferico rapido, che può verificarsi anche prima che gli oceani abbiano raggiunto un nuovo equilibrio termico, dalla risposta più lenta associata al riscaldamento oceanico rappresenta pertanto un passaggio essenziale per comprendere la risposta della BDC all’aumento della CO₂. Studi precedenti, come Kodama et al. (2007), avevano già distinto sperimentalmente gli effetti radiativi diretti dell’aumento della CO₂ da quelli indiretti mediati dalle SST, mentre lavori successivi hanno ulteriormente mostrato che entrambe le componenti possono contribuire alla risposta della circolazione stratosferica, ma con importanza relativa variabile a seconda della quota considerata.

È in questo contesto che si inserisce il lavoro di Calvo et al. (2025), nel quale vengono analizzate simulazioni con il modello WACCM sottoposto a una quadruplicazione improvvisa della concentrazione atmosferica di CO₂ rispetto alle condizioni preindustriali. Gli autori confrontano simulazioni climatiche accoppiate atmosfera-oceano della durata di cento anni con una simulazione di controllo preindustriale e con esperimenti atmosferici nei quali le temperature superficiali del mare vengono mantenute alle condizioni preindustriali. Una simile configurazione permette di distinguere la risposta direttamente legata alla presenza della maggiore concentrazione di CO₂ dalla componente che emerge attraverso il riscaldamento oceanico e le conseguenti modificazioni della troposfera. Il risultato forse più significativo è che una parte molto consistente della risposta della Brewer-Dobson Circulation non richiede il raggiungimento di un nuovo equilibrio climatico su scale secolari. Al contrario, gran parte della risposta sia del ramo superficiale sia del ramo profondo si realizza entro i primi due o tre decenni successivi alla perturbazione della CO₂.

Questo comportamento rivela quanto sia importante distinguere il tempo di risposta dell’atmosfera da quello dell’intero sistema climatico. Gli oceani profondi possiedono una grande inerzia termica e possono richiedere molti decenni o secoli per avvicinarsi a un nuovo stato di equilibrio dopo una forte perturbazione radiativa. La parte superficiale dell’oceano, tuttavia, reagisce molto più rapidamente. Lo strato oceanico ben rimescolato può riscaldarsi sensibilmente già nelle prime decadi, trasferendo rapidamente una parte della perturbazione alla troposfera. È proprio questo processo a risultare determinante per il ramo superficiale della Brewer-Dobson Circulation. Secondo Calvo et al., la risposta dell’upwelling tropicale nella bassa stratosfera è infatti dominata dalle variazioni delle SST dello strato oceanico superficiale, mentre il contributo diretto del raffreddamento radiativo stratosferico risulta quasi trascurabile. In altre parole, nella parte inferiore della BDC non è tanto il raffreddamento locale della stratosfera a determinare la principale accelerazione della circolazione, quanto piuttosto la risposta dinamica della troposfera al riscaldamento degli oceani.

Il riscaldamento delle SST determina un riscaldamento della troposfera che non è verticalmente uniforme. Nelle regioni tropicali, la struttura convettiva dell’atmosfera conduce generalmente a un’amplificazione del riscaldamento nella parte superiore della troposfera. Cambiano così i gradienti termici meridionali e verticali e viene modificata la struttura delle correnti a getto subtropicali. Nelle simulazioni analizzate da Calvo et al., i jet subtropicali tendono a intensificarsi e a spostarsi verso l’alto. Tale cambiamento è dinamicamente importante perché altera le condizioni di propagazione delle onde dalla troposfera alla stratosfera. Il collegamento con il meccanismo proposto da Shepherd e McLandress diventa quindi particolarmente evidente: un rafforzamento della parte superiore del jet modifica la collocazione dei livelli critici e consente a una differente quantità di momento ondulatorio di raggiungere la bassa stratosfera subtropicale. Il forcing delle onde viene così redistribuito verticalmente, producendo un cambiamento della circolazione meridionale residua e, in definitiva, una maggiore risalita tropicale. Questo meccanismo fornisce una spiegazione fisica del perché l’accelerazione del ramo superficiale della BDC sia strettamente associata al riscaldamento superficiale. Le analisi CMIP6 hanno successivamente confermato una relazione robusta tra accelerazione del ramo superficiale, riscaldamento della superficie e spostamento verso l’alto della tropopausa.

Il comportamento cambia però sostanzialmente salendo verso la stratosfera superiore. Calvo et al. mostrano che il ramo profondo della BDC risponde più rapidamente alla quadruplicazione della CO₂ rispetto al ramo superficiale. A circa 1 hPa, una quota collocata nella stratosfera superiore, ben il 70% della componente rapida della risposta dell’upwelling tropicale è attribuito direttamente al raffreddamento radiativo prodotto dalla maggiore concentrazione di CO₂, mentre circa il 30% deriva dall’aumento delle SST. Questo risultato è particolarmente importante perché dimostra che non esiste un unico meccanismo responsabile dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation lungo tutta la colonna stratosferica. Se nella bassa stratosfera domina il percorso indiretto CO₂–oceano–troposfera–jet–onde, nella stratosfera superiore gli aggiustamenti radiativi diretti assumono un’importanza molto maggiore. La diversa inerzia termica dei vari compartimenti del sistema climatico contribuisce quindi a creare una struttura verticale della risposta: le quote stratosferiche superiori possono reagire rapidamente al forcing radiativo, mentre la risposta della bassa stratosfera dipende maggiormente dall’evoluzione termica dell’oceano superficiale e della troposfera.

Particolarmente interessante è il ruolo delle onde di gravità non orografiche nel ramo profondo. Le onde di gravità atmosferiche sono perturbazioni su scala relativamente piccola rispetto alle grandi onde planetarie e possono essere prodotte da diversi processi, tra cui convezione, fronti atmosferici e instabilità dinamiche. A causa delle limitazioni di risoluzione, una parte significativa di queste onde non viene rappresentata esplicitamente nei modelli climatici globali e deve pertanto essere parametrizzata. Ciò non riduce, tuttavia, la loro importanza dinamica. Nella stratosfera superiore e nella mesosfera la deposizione del momento trasportato dalle onde di gravità può rappresentare una componente fondamentale del forcing della circolazione meridionale. Calvo et al. individuano nella modifica del filtraggio delle onde di gravità non orografiche, soprattutto quelle associate ai sistemi frontali delle regioni subtropicali, il principale meccanismo responsabile di gran parte della risposta dell’upwelling tropicale nel ramo profondo, sia sulle scale temporali rapide sia su quelle più lente.

Il concetto di filtraggio è essenziale per comprendere questo processo. Prima di raggiungere la stratosfera superiore, le onde di gravità devono attraversare una struttura di venti zonali che può favorirne oppure impedirne la propagazione verticale. Quando il vento medio cambia, cambia anche lo spettro delle onde che riesce a propagarsi verso l’alto. Una modifica del jet subtropicale o dei venti stratosferici può pertanto alterare selettivamente la trasmissione delle onde di gravità, modificando la quantità e il segno del momento depositato alle quote superiori. La risposta della BDC al cambiamento climatico emerge così non soltanto da un semplice aumento del riscaldamento o del raffreddamento, ma da una complessa riorganizzazione del sistema dinamico attraverso il quale le onde trasferiscono momento dalla troposfera alla stratosfera e alla mesosfera. Questo aspetto aiuta anche a spiegare perché il ramo profondo presenti maggiori differenze tra i modelli climatici rispetto al ramo superficiale: la rappresentazione delle onde di gravità non orografiche e delle loro sorgenti rimane infatti fortemente dipendente dalle parametrizzazioni utilizzate nei singoli modelli. Le analisi CMIP6 confermano che il forcing associato alle onde di gravità non orografiche è particolarmente importante per i trend del ramo profondo e che, proprio in questa regione, permangono incertezze sostanzialmente maggiori.

Questo quadro è coerente anche con studi che hanno cercato di scomporre quantitativamente la risposta della Brewer-Dobson Circulation alla quadruplicazione della CO₂ utilizzando modelli differenti. In esperimenti con HadGEM3-A, ad esempio, è stato mostrato che una perturbazione 4×CO₂ determina un marcato aumento del flusso di massa tropicale ascendente sia nella bassa sia nella media-alta stratosfera, ma che la risposta deriva da una combinazione di aggiustamenti atmosferici rapidi, aumento della temperatura media delle SST e cambiamenti nella distribuzione spaziale del riscaldamento oceanico. Tali risultati sottolineano che il valore medio globale della temperatura superficiale non è sufficiente, da solo, a descrivere l’intera risposta stratosferica: anche il pattern geografico del riscaldamento oceanico può influenzare la circolazione atmosferica e il forcing ondulatorio che raggiunge la stratosfera.

L’insieme di queste evidenze consente quindi di superare una rappresentazione eccessivamente semplice secondo la quale “più CO₂ equivale direttamente a una BDC più intensa”. La catena causale è molto più articolata. Una maggiore concentrazione di CO₂ modifica direttamente il bilancio radiativo stratosferico, provocando raffreddamento; contemporaneamente riscalda il sistema climatico superficiale, con una risposta relativamente rapida dello strato oceanico superiore; l’aumento delle SST riscalda e modifica verticalmente la troposfera; cambiano l’intensità e la posizione dei jet subtropicali; si modificano i livelli critici e le condizioni di propagazione delle onde; varia il deposito di momento nella stratosfera e, in risposta a questa riorganizzazione del forcing ondulatorio, cambia la circolazione meridionale residua. A quote maggiori si sovrappone inoltre una risposta radiativa diretta molto più forte e diventa determinante il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. Il risultato finale è una BDC generalmente più intensa, ma la causa fisica di tale intensificazione varia con la quota e con la scala temporale considerata.

Questa distinzione trova un importante riscontro anche nelle più recenti analisi multimodello. Lo studio della Brewer-Dobson Circulation nei modelli CMIP6 ha mostrato che la climatologia media della circolazione residua riproduce ragionevolmente bene le principali caratteristiche osservate nelle reanalisi e conferma una tendenza generale verso una maggiore risalita tropicale e una maggiore subsidenza alle alte latitudini sotto forcing antropogenico. Allo stesso tempo, emerge una differenza fondamentale tra ramo superficiale e ramo profondo: l’accelerazione del ramo superficiale appare strettamente legata al riscaldamento della superficie, mentre la variabilità del ramo profondo mostra una relazione molto più debole con la temperatura superficiale ed è maggiormente controllata dalla struttura del vento stratosferico e dalle onde di gravità. Questo risultato fornisce un importante sostegno indipendente all’interpretazione proposta da Calvo et al. e indica che la struttura verticale della risposta costituisce una caratteristica fondamentale, e non un dettaglio, dell’evoluzione futura della BDC.

Le conseguenze climatiche e chimiche di questi cambiamenti possono essere rilevanti. Una Brewer-Dobson Circulation più intensa implica, in linea generale, un trasporto più rapido dell’aria dalla troposfera tropicale verso la stratosfera e dalle basse verso le alte latitudini, accompagnato da una riduzione dell’età media dell’aria stratosferica. Ciò può modificare la distribuzione dell’ozono e di altre specie a lunga vita, influenzare il trasporto di composti responsabili della chimica dell’ozono e cambiare le caratteristiche termiche della stratosfera attraverso variazioni del riscaldamento e raffreddamento adiabatico associati alla circolazione verticale. L’effetto non è necessariamente uniforme dal punto di vista geografico: un’intensificazione della risalita tropicale tende, a parità delle altre condizioni, a ridurre le concentrazioni locali di ozono nella bassa stratosfera tropicale attraverso un trasporto più rapido, mentre una maggiore subsidenza extratropicale può favorire un incremento dell’ozono alle medie e alte latitudini. Anche la relazione tra BDC e recupero dell’ozono stratosferico è complessa, perché la variazione dell’ozono può a sua volta modificare temperature, venti e circolazione. Studi recenti hanno inoltre mostrato che i cambiamenti dell’ozono possono attenuare parzialmente l’accelerazione della BDC indotta dalla CO₂, a dimostrazione delle importanti retroazioni tra composizione chimica e dinamica stratosferica.

Da questo punto di vista, il rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation non deve essere interpretato esclusivamente come una risposta passiva al riscaldamento globale. Esso costituisce una componente dinamica del cambiamento climatico capace a sua volta di modificare la distribuzione dei costituenti radiativamente e chimicamente attivi nella stratosfera. Variazioni della BDC possono influenzare l’ozono, il vapore acqueo stratosferico e l’età dell’aria e possono quindi produrre ulteriori effetti sul bilancio radiativo e sulla composizione atmosferica. Il sistema deve essere considerato come una rete di interazioni nella quale radiazione, dinamica e chimica atmosferica sono strettamente collegate.

Un’altra conseguenza importante dello studio di Calvo et al. riguarda il concetto stesso di scala temporale del cambiamento climatico. Si potrebbe intuitivamente supporre che una circolazione atmosferica influenzata dal riscaldamento degli oceani debba reagire soprattutto su scale molto lunghe, associate alla lenta risposta dell’oceano profondo. I risultati indicano invece che gran parte dell’aggiustamento della BDC avviene nei primi due o tre decenni. Ciò significa che la parte dell’oceano più direttamente accoppiata all’atmosfera è sufficiente a generare una larga frazione della risposta dinamica. Le modificazioni più lente associate all’oceano profondo continuano naturalmente a contribuire all’evoluzione successiva del clima, ma non sono necessarie affinché emerga una forte risposta della circolazione stratosferica. Questa caratteristica è particolarmente evidente nel ramo superficiale, dove il riscaldamento dello strato oceanico ben rimescolato determina rapidamente un riscaldamento troposferico capace di modificare jet e propagazione ondulatoria, mentre nel ramo profondo l’aggiustamento può essere ancora più rapido grazie all’importante componente radiativa diretta.

Nel complesso, lo studio di Calvo et al. (2025) offre quindi una visione più articolata del modo in cui la Brewer-Dobson Circulation risponde all’aumento della CO₂. Il principale risultato non consiste semplicemente nel confermare che la BDC tende a rafforzarsi in un clima più caldo, risultato già suggerito da numerosi studi precedenti, ma nel mostrare che dietro questa risposta apparentemente unitaria operano meccanismi diversi. Nella bassa stratosfera l’accelerazione è governata principalmente dal riscaldamento delle temperature superficiali del mare e dalla conseguente riorganizzazione della troposfera e dei jet subtropicali; nella stratosfera superiore diventa invece molto più importante il rapido raffreddamento radiativo direttamente prodotto dalla CO₂. Allo stesso tempo, le modificazioni del filtraggio delle onde di gravità non orografiche sembrano costituire un elemento fondamentale per spiegare l’evoluzione del ramo profondo.

Ne emerge l’immagine di una circolazione di Brewer-Dobson estremamente sensibile non soltanto all’entità del forcing climatico, ma anche al modo in cui tale forcing si distribuisce verticalmente all’interno dell’atmosfera e temporalmente tra atmosfera, oceano superficiale e oceano profondo. Il cambiamento climatico modifica simultaneamente temperatura, venti, posizione dei jet e propagazione delle onde, e la BDC rappresenta uno dei principali punti di incontro di questi processi. Comprendere in maggiore dettaglio la risposta delle onde di gravità, migliorare la loro rappresentazione nei modelli e ridurre le incertezze relative al ramo profondo rimangono pertanto obiettivi fondamentali della ricerca futura. Come mostrato anche dalle analisi CMIP6, il meccanismo responsabile del rafforzamento del ramo superficiale appare oggi relativamente ben compreso, mentre l’evoluzione della circolazione profonda conserva maggiori margini di incertezza.

L’importanza del lavoro di Calvo e collaboratori risiede infine proprio nella capacità di collegare i diversi tasselli sviluppati dalla ricerca negli ultimi decenni. Dalle prime simulazioni che indicavano un’accelerazione della BDC sotto concentrazioni crescenti di gas serra, passando per l’identificazione del ruolo dei jet subtropicali e dei livelli critici, fino alle moderne analisi CMIP6 e alla separazione tra aggiustamenti radiativi rapidi e risposte mediate dall’oceano, emerge un quadro fisico sempre più coerente. L’aumento della CO₂ non agisce sulla stratosfera attraverso un solo percorso: produce un raffreddamento radiativo diretto, modifica rapidamente la temperatura dello strato oceanico superficiale, riscalda e riorganizza la troposfera, sposta e intensifica le correnti a getto e altera la propagazione delle onde planetarie e di gravità. La Brewer-Dobson Circulation integra tutte queste modificazioni trasformandole in una risposta tridimensionale e dipendente dalla quota. È proprio questa complessità a renderla uno degli indicatori più interessanti dell’interazione tra cambiamento climatico, dinamica stratosferica e composizione dell’atmosfera terrestre.

1. Introduzione

La circolazione di Brewer-Dobson, comunemente indicata con l’acronimo BDC, rappresenta uno degli elementi fondamentali della dinamica della stratosfera terrestre e costituisce il principale sistema attraverso il quale massa, calore e costituenti chimici vengono redistribuiti dalle regioni tropicali verso le medie e alte latitudini. Nella sua interpretazione moderna, la BDC non coincide semplicemente con una singola cella meridionale caratterizzata da risalita ai tropici e subsidenza alle alte latitudini, ma comprende un insieme più complesso di processi che includono sia l’avvezione associata alla circolazione diabatico-residua, sia il trasporto quasi orizzontale e il mescolamento bidirezionale lungo le superfici isentropiche. Questa concezione, sviluppata progressivamente attraverso i lavori di Brewer (1949), Dobson (1956), Hall e Plumb (1994), Plumb et al. (2002) e numerosi studi successivi, consente di interpretare la distribuzione globale di gas traccia quali ozono, vapore acqueo, protossido di azoto, metano e composti alogenati, la cui struttura spaziale non potrebbe essere spiegata attraverso il solo trasporto diffusivo. La BDC rappresenta quindi non soltanto una componente della circolazione atmosferica, ma un collegamento fondamentale tra dinamica, chimica e bilancio radiativo della stratosfera.

Storicamente, l’esistenza di questa circolazione venne dedotta proprio dalla distribuzione dei costituenti atmosferici. Brewer (1949), studiando il vapore acqueo stratosferico, comprese che le bassissime concentrazioni osservate alle medie latitudini richiedevano che l’aria entrasse nella stratosfera prevalentemente attraverso la fredda tropopausa tropicale, dove il vapore acqueo viene efficacemente rimosso per condensazione. Pochi anni più tardi, Dobson (1956) giunse a conclusioni complementari esaminando la distribuzione dell’ozono, le cui concentrazioni risultavano maggiori alle alte latitudini nonostante la sua produzione fotochimica avvenga prevalentemente nelle regioni tropicali. Da queste osservazioni nacque l’idea di una circolazione globale caratterizzata da risalita dell’aria ai tropici, trasporto verso i poli e successiva subsidenza alle medie e alte latitudini. Lo sviluppo della teoria dinamica della stratosfera ha successivamente mostrato che questa circolazione non è guidata principalmente dal riscaldamento differenziale, come potrebbe avvenire in una semplice cella termicamente diretta, ma dal trasferimento di momento prodotto dalle onde atmosferiche.

Questo punto rappresenta uno degli aspetti più importanti per comprendere sia la climatologia della BDC sia la sua possibile evoluzione in risposta al cambiamento climatico. Le onde planetarie di Rossby, le onde sinottiche e differenti categorie di onde di gravità si propagano dalla troposfera verso la stratosfera e, quando vengono dissipate, assorbite o vanno incontro a rottura, depositano momento nel flusso medio. Tale drag ondulatorio forza una circolazione meridionale che, nel quadro della formulazione Transformed Eulerian Mean, si manifesta attraverso risalita dell’aria nelle regioni tropicali e subsidenza nelle regioni extratropicali. Il cosiddetto principio del “downward control” elaborato da Haynes et al. (1991) ha fornito una cornice teorica particolarmente importante per interpretare questo meccanismo: la circolazione residua a una determinata quota dipende dal forcing ondulatorio integrato al di sopra di essa. Ne consegue che cambiamenti anche relativamente distanti dalla bassa stratosfera, per esempio nella dissipazione delle onde nella media o alta stratosfera, possono influenzare il trasporto meridionale sottostante. Questa natura wave-driven rende la Brewer-Dobson Circulation estremamente sensibile alle modificazioni della struttura dei venti zonali, delle sorgenti ondulatorie troposferiche e delle condizioni che regolano la propagazione verticale delle onde.

All’interno della BDC vengono generalmente distinti almeno due regimi dinamici, indicati come ramo superficiale e ramo profondo. La separazione esatta dipende dal criterio diagnostico adottato e non deve essere interpretata come un confine netto tra due celle completamente indipendenti. Nel quadro utilizzato da Calvo et al. (2025), tuttavia, il ramo superficiale può essere identificato approssimativamente tra 100 e 70 hPa ed è caratterizzato da una marcata risalita nella bassa stratosfera tropicale seguita da subsidenza prevalentemente nelle regioni subtropicali e alle medie latitudini. Il ramo profondo si estende invece approssimativamente da 70 fino a 1 hPa, con aria tropicale che raggiunge la media e alta stratosfera prima di essere trasportata verso latitudini più elevate e di discendere soprattutto nell’emisfero invernale. Questa distinzione risulta particolarmente importante perché i due rami non rispondono necessariamente allo stesso modo alle perturbazioni climatiche e possono essere controllati da differenti componenti dello spettro ondulatorio.

La circolazione superficiale è presente durante tutto l’anno e risulta fortemente collegata alla struttura dinamica della tropopausa e dei jet subtropicali. Il ramo profondo presenta invece una marcata stagionalità e raggiunge la sua massima intensità nell’emisfero invernale, quando la struttura dei venti occidentali stratosferici consente alle onde planetarie troposferiche di propagarsi verticalmente e interagire con il vortice polare. Tale differenza rende evidente come la BDC non possa essere considerata semplicemente attraverso un singolo indice di intensità. L’upwelling tropicale nella bassa stratosfera, il trasporto nella media stratosfera, l’età dell’aria e la subsidenza polare forniscono informazioni complementari e possono mostrare trend differenti. Le analisi dei modelli CMIP6 condotte da Abalos et al. (2021) hanno infatti mostrato che, mentre il legame tra temperatura superficiale globale e intensità del ramo superficiale appare molto robusto, una relazione analoga risulta assai meno evidente per il ramo profondo. Gli stessi autori hanno evidenziato una considerevole dispersione intermodellistica dei trend nella media e alta stratosfera, probabilmente associata, almeno in parte, alle differenti parametrizzazioni delle onde di gravità utilizzate dai modelli.

L’interesse scientifico nei confronti della Brewer-Dobson Circulation è cresciuto considerevolmente negli ultimi decenni proprio perché la maggior parte dei modelli climatici e chimico-climatici prevede una sua progressiva intensificazione in risposta all’aumento delle concentrazioni atmosferiche dei gas serra. Il rafforzamento della BDC rappresenta una delle risposte dinamiche stratosferiche più robuste prodotte dai modelli in condizioni di riscaldamento climatico, sebbene la sua entità e i processi dominanti varino considerevolmente con la quota. Le conseguenze di una simile evoluzione sono potenzialmente molto ampie. Una circolazione più rapida modifica infatti i tempi di transito dell’aria attraverso la stratosfera, l’età media dell’aria, la distribuzione dell’ozono, il trasporto dei composti responsabili della distruzione catalitica dell’ozono e lo scambio di massa tra stratosfera e troposfera. Anche la quantità di vapore acqueo che attraversa la tropopausa tropicale e raggiunge la stratosfera può essere influenzata dalle variazioni della circolazione, con possibili effetti radiativi e climatici.

La relazione tra BDC e composizione chimica acquista particolare rilevanza nel contesto del recupero dello strato di ozono successivo alla riduzione delle sostanze ozono-lesive regolamentate dal Protocollo di Montreal. Come discusso da Karpechko et al. (2018), una variazione dell’intensità della circolazione può modificare significativamente la distribuzione regionale dell’ozono durante il XXI secolo. Un’accelerazione del trasporto può infatti ridurre il tempo di permanenza di determinate specie nella stratosfera e modificare la velocità con cui l’ozono prodotto nelle regioni tropicali viene trasferito verso le latitudini extratropicali. Il segnale risultante può quindi differire sostanzialmente tra tropici, medie latitudini e regioni polari. Allo stesso modo, le variazioni dello scambio stratosfera-troposfera influenzano la quantità di ozono stratosferico trasferita verso la troposfera, dove l’ozono agisce sia come gas serra sia come inquinante atmosferico.

Un ulteriore elemento è rappresentato dall’età dell’aria, comunemente utilizzata come indicatore integrato del trasporto stratosferico. Una BDC mediamente più intensa tende a produrre aria più giovane nella maggior parte della stratosfera, poiché diminuisce il tempo necessario affinché le masse d’aria provenienti dalla troposfera tropicale raggiungano le regioni extratropicali. Abalos et al. (2021) hanno mostrato che nei modelli CMIP6 i trend dell’età media dell’aria sono, sotto diversi aspetti, più robusti rispetto ai trend diagnostici della sola circolazione residua, sottolineando l’importanza di considerare simultaneamente avvezione e mescolamento quando si cerca di ricostruire l’evoluzione della BDC. Le stesse analisi hanno confermato l’accelerazione della circolazione nelle simulazioni con concentrazioni crescenti di CO₂, pur mostrando una significativa incertezza nella media e alta stratosfera.

La questione osservativa rimane infatti particolarmente complessa. Nella bassa stratosfera esistono diversi elementi coerenti con un rafforzamento della circolazione, ma stabilire trend a lungo termine nella media e alta stratosfera è molto più difficile. Le serie osservative dirette sono relativamente brevi, differenti dataset di rianalisi possono mostrare discrepanze e la forte variabilità dinamica naturale della stratosfera può mascherare per decenni il segnale forzato. Abalos et al. (2021), confrontando simulazioni CMIP6, osservazioni e rianalisi, hanno confermato una storica incongruenza nel segno dei trend tra modelli e stime osservative nella media e alta stratosfera. Tuttavia, tenendo conto dell’incertezza dovuta alla limitata durata delle osservazioni, gli intervalli di errore di modelli e osservazioni risultavano sovrapposti in una frazione significativa delle simulazioni. Ciò suggerisce che l’apparente contrasto non costituisce necessariamente una prova dell’incapacità dei modelli di rappresentare la BDC, ma riflette anche la difficoltà di estrarre un debole trend climatico da un sistema caratterizzato da una notevole variabilità interannuale e decadale.

Le difficoltà diventano ancora più evidenti osservando l’evoluzione emisferica della circolazione. Ploeger e Garny (2022), analizzando differenti rianalisi e simulazioni della composizione atmosferica, hanno evidenziato significative asimmetrie tra emisfero settentrionale ed emisfero meridionale nei cambiamenti recenti dell’età dell’aria. Questi risultati mostrano che i trend della BDC su intervalli relativamente brevi non devono necessariamente seguire in modo monotono il segnale di lungo periodo previsto dai modelli climatici, poiché variabilità interna, recupero dell’ozono e differenti configurazioni della circolazione atmosferica possono modulare o temporaneamente contrastare il trend antropogenico.

Dal punto di vista dinamico, il problema centrale consiste quindi nel comprendere perché l’aumento dei gas serra dovrebbe produrre una BDC più intensa. Poiché la circolazione è principalmente wave-driven, un suo rafforzamento implica necessariamente una modifica del drag esercitato dalle onde sulla stratosfera. Nella bassa stratosfera, gran parte degli studi attribuisce un ruolo dominante alle onde esplicitamente risolte dai modelli, comprese onde planetarie transitorie e onde sinottiche generate dall’instabilità baroclina. Il contributo delle onde di gravità orografiche parametrizzate appare invece maggiormente dipendente dal singolo modello. Nella media e alta stratosfera la situazione si complica ulteriormente, perché il drag associato alle onde di gravità parametrizzate può divenire una componente dominante del bilancio dinamico. Questa differenza costituisce probabilmente una delle ragioni per cui le proiezioni del ramo superficiale risultano generalmente più coerenti tra i modelli rispetto a quelle del ramo profondo.

Una delle spiegazioni più influenti dell’accelerazione della BDC in risposta al cambiamento climatico è stata proposta da Shepherd e McLandress (2011). Il loro studio ha mostrato come il riscaldamento troposferico associato all’aumento dei gas serra produca un rafforzamento della parte superiore delle correnti a getto subtropicali. Questa modificazione sposta verso quote maggiori gli strati critici che regolano la rottura delle onde di Rossby sul lato equatoriale dei jet. Di conseguenza, una maggiore quantità di attività ondulatoria può penetrare nella bassa stratosfera subtropicale prima di essere assorbita, spostando verso l’alto il drag e intensificando la circolazione residua. Il meccanismo risulta particolarmente significativo perché non richiede necessariamente una maggiore produzione troposferica di onde: anche in presenza di sorgenti quasi invariate, una semplice modifica delle condizioni di propagazione può produrre un forcing stratosferico più intenso.

Questo quadro teorico era stato anticipato dalle simulazioni di Garcia e Randel (2008), nelle quali il riscaldamento troposferico prodotto dall’aumento dei gas serra determinava un’intensificazione e uno spostamento verso l’alto dei jet subtropicali. Il cambiamento modificava la propagazione delle onde e aumentava l’upwelling tropicale. Studi come Olsen et al. (2007) e Sigmond et al. (2004) hanno fornito ulteriori evidenze a sostegno dell’importanza delle variazioni della propagazione ondulatoria. Tuttavia, altre ricerche hanno evidenziato un possibile contributo significativo delle variazioni nelle sorgenti delle onde stesse. Deckert e Dameris (2008), ad esempio, hanno associato l’aumento delle temperature superficiali tropicali a un’intensificazione del riscaldamento convettivo e quindi a una maggiore generazione di onde tropicali. Calvo e Garcia (2009) hanno invece mostrato che entrambi i processi possono contribuire: da una parte cambia la generazione ondulatoria attraverso la variazione del rilascio di calore latente nella convezione tropicale, dall’altra cambia la trasmissione delle onde per effetto della modifica del vento zonale medio.

La distinzione tra variazioni delle sorgenti ondulatorie e variazioni della propagazione è tutt’altro che accademica. Se il rafforzamento della BDC fosse principalmente dovuto a una maggiore generazione di onde nella troposfera, la risposta della stratosfera dipenderebbe fortemente da processi convettivi, baroclini e dalla distribuzione geografica del riscaldamento superficiale. Se invece dominasse la modifica della propagazione, la risposta dipenderebbe maggiormente dalla riorganizzazione della struttura dei venti medi e dei livelli critici. Garny et al. (2011) hanno trovato segnali di entrambi i meccanismi, ma attribuendo una maggiore importanza alle modificazioni della propagazione. L’assenza di una separazione perfetta deriva dal fatto che, in un sistema atmosferico completamente interattivo, sorgenti ondulatorie, venti e propagazione si influenzano reciprocamente.

Un problema ancora più importante riguarda la distinzione tra gli effetti diretti e indiretti dell’aumento della CO₂. L’incremento della concentrazione di anidride carbonica modifica infatti la circolazione stratosferica attraverso almeno due percorsi fisici fondamentali. Il primo è il raffreddamento radiativo diretto della stratosfera: aumentando la concentrazione di CO₂, l’emissione infrarossa verso lo spazio diventa più efficiente alle quote stratosferiche, determinando un abbassamento delle temperature. Il secondo percorso opera invece attraverso il riscaldamento della superficie e della troposfera. Una parte dell’energia aggiuntiva viene accumulata negli oceani, le temperature superficiali del mare aumentano e il conseguente riscaldamento troposferico modifica tropopausa, gradienti termici, jet subtropicali, convezione e propagazione delle onde.

Separare questi due contributi è essenziale per comprendere la fisica dell’accelerazione della BDC, perché essi operano su scale temporali differenti. Gli aggiustamenti radiativi atmosferici possono manifestarsi rapidamente, mentre il riscaldamento degli oceani dipende dalla loro notevole capacità termica e coinvolge una combinazione di risposte relativamente rapide dello strato superficiale rimescolato e risposte molto più lente dell’oceano profondo. È quindi possibile che due componenti della BDC, sottoposte allo stesso aumento della CO₂, seguano evoluzioni temporali sostanzialmente differenti.

Numerosi studi precedenti hanno cercato di separare questi contributi mediante esperimenti atmosferici “time-slice” con temperature superficiali del mare prescritte. Tali esperimenti hanno generalmente evidenziato che il riscaldamento delle SST tropicali svolge un ruolo primario nel rafforzamento della circolazione residua nella bassa stratosfera. Sigmond et al. (2004), utilizzando MA-ECHAM4, attribuirono approssimativamente due terzi dell’accelerazione invernale della circolazione della bassa stratosfera agli effetti del raddoppio della CO₂ nella troposfera, comprendendo l’impatto sulle SST, e circa un terzo agli effetti del raddoppio della CO₂ nella media atmosfera. Questo tipo di risultato ha progressivamente consolidato l’idea che il ramo superficiale della BDC risponda soprattutto al riscaldamento troposferico piuttosto che direttamente al raffreddamento radiativo stratosferico.

Il ramo profondo presenta invece una situazione più complessa. Oberlander et al. (2013) hanno attribuito circa due terzi del rafforzamento simulato del ramo profondo all’effetto radiativo diretto dell’aumento dei gas serra e circa un terzo all’aumento delle SST. Chrysanthou et al. (2020), utilizzando HadGEM in esperimenti basati su una quadruplicazione improvvisa della CO₂, hanno invece riscontrato contributi più comparabili tra aggiustamenti atmosferici e risposta associata al riscaldamento delle temperature superficiali del mare. Il loro lavoro ha confermato che l’aumento della CO₂ rafforza il trasporto residuo stratosferico, ma ha anche mostrato che la scomposizione della risposta dipende dalla regione della stratosfera considerata e dai processi dinamici che vi dominano.

Questi risultati trovano un’ulteriore interpretazione nelle analisi CMIP6. Abalos et al. (2021) hanno evidenziato come il ramo superficiale della BDC presenti una relazione particolarmente stretta con la temperatura superficiale globale, mentre tale relazione è sostanzialmente assente nel ramo profondo. Quest’ultimo mostra invece una maggiore dispersione tra i modelli e una sensibilità più pronunciata al forcing esercitato dalle onde di gravità parametrizzate. La differenza suggerisce che il cambiamento della BDC non possa essere descritto attraverso una singola sensibilità al riscaldamento globale: il ramo superficiale e quello profondo costituiscono risposte dinamiche collegate ma fisicamente distinte.

È proprio su questa problematica che si concentra lo studio di Calvo et al. (2025), “On the Timescales of the Response of the Brewer-Dobson Circulation to an Abrupt Quadrupling of CO₂”. L’elemento innovativo del lavoro consiste nell’utilizzare le differenti scale temporali della risposta climatica come strumento diagnostico per distinguere i processi responsabili del cambiamento della BDC. Gli autori impiegano il Whole Atmosphere Community Climate Model, WACCM, in una configurazione accoppiata atmosfera-oceano e analizzano simulazioni transitorie della durata di cento anni sottoposte a una quadruplicazione improvvisa della concentrazione atmosferica di CO₂. A queste vengono affiancate simulazioni atmosferiche nelle quali le SST vengono mantenute alle condizioni preindustriali. In questo modo è possibile isolare gli aggiustamenti rapidi legati al forcing radiativo e alla risposta atmosferica diretta dagli effetti che emergono attraverso il riscaldamento dello strato superficiale dell’oceano e, su scale maggiori, dell’oceano profondo. Lo studio mostra che gran parte della risposta dell’upwelling tropicale, sia nel ramo superficiale sia nel ramo profondo, si realizza nei primi due o tre decenni successivi alla perturbazione.

L’approccio è particolarmente significativo perché supera alcune limitazioni degli esperimenti “time-slice”. In una simulazione con SST imposte, l’interazione atmosfera-oceano viene necessariamente soppressa e il sistema climatico non può sviluppare liberamente le proprie scale temporali di risposta. Utilizzando invece un modello completamente accoppiato, il riscaldamento dello strato oceanico rimescolato emerge naturalmente nelle prime decadi, mentre il lento assorbimento di calore da parte dell’oceano profondo continua successivamente. Ciò permette di verificare se la BDC reagisca principalmente agli aggiustamenti atmosferici quasi immediati, alla risposta relativamente rapida dello strato oceanico superficiale oppure alle componenti lente del riscaldamento climatico. È proprio questa separazione temporale a consentire agli autori di identificare meccanismi differenti nel ramo superficiale e in quello profondo.

Il significato più generale di questo approccio riguarda il concetto stesso di “risposta al cambiamento climatico”. Un nuovo equilibrio radiativo del sistema Terra può richiedere secoli a causa della lenta risposta dell’oceano profondo, ma ciò non implica che tutte le componenti della circolazione atmosferica evolvano altrettanto lentamente. La stratosfera può rispondere radiativamente in tempi molto brevi, la troposfera e lo strato oceanico superficiale possono adattarsi nell’arco di anni o decenni e l’oceano profondo può continuare ad accumulare calore molto più a lungo. La Brewer-Dobson Circulation integra questi differenti tempi di risposta e rappresenta pertanto un eccellente laboratorio naturale per distinguere gli aggiustamenti rapidi dalle risposte climatiche più lente.

Nel ramo superficiale, il quadro che emerge dalla letteratura e dallo studio di Calvo et al. indica un ruolo dominante del riscaldamento delle SST e della conseguente riorganizzazione della troposfera. Le SST più elevate producono un riscaldamento troposferico che, particolarmente nelle regioni tropicali, si amplifica nella parte alta della troposfera. Ciò modifica il gradiente meridionale di temperatura, la posizione della tropopausa e i jet subtropicali. Il rafforzamento e lo spostamento verticale dei jet modificano a loro volta i livelli critici e consentono a una maggiore frazione delle onde di raggiungere la bassa stratosfera, dove il loro drag contribuisce ad aumentare l’upwelling tropicale. Si crea così una sequenza dinamica coerente: aumento della CO₂, riscaldamento della superficie oceanica, riscaldamento troposferico, modifica dei jet, variazione della propagazione ondulatoria e rafforzamento della BDC. Questa catena causale rappresenta uno dei meccanismi più solidamente sostenuti dalla modellistica climatica contemporanea.

Nella media e alta stratosfera, invece, il contributo diretto del raffreddamento radiativo acquisisce una rilevanza molto maggiore. Contemporaneamente, il ruolo delle onde di gravità diventa fondamentale. Le onde di gravità non orografiche, spesso generate da convezione, fronti e altri processi troposferici, non sono interamente risolte dai modelli climatici e devono quindi essere rappresentate attraverso parametrizzazioni. Il modo in cui queste parametrizzazioni reagiscono al cambiamento del vento medio e alle variazioni delle sorgenti può influenzare significativamente il forcing del ramo profondo. Ciò contribuisce a spiegare perché i modelli concordino qualitativamente sulla tendenza generale verso un rafforzamento della BDC, ma mostrino una dispersione molto maggiore nell’alta stratosfera. Abalos et al. hanno indicato proprio le differenze nel forcing delle onde di gravità parametrizzate come uno dei possibili fattori responsabili dell’ampia dispersione dei trend CMIP6 nella media e alta stratosfera.

Da questo punto di vista, lo studio di Calvo et al. rappresenta un passaggio importante nell’evoluzione della ricerca sulla Brewer-Dobson Circulation. La questione non è più semplicemente stabilire se la BDC acceleri in presenza di maggiori concentrazioni di gas serra, poiché su questo punto i modelli forniscono da tempo indicazioni relativamente robuste. La domanda scientificamente più interessante riguarda ormai il “come”, il “dove” e il “quando” di tale accelerazione: quali componenti della circolazione reagiscono per prime, quali meccanismi controllano le differenti quote, quanto dipende direttamente dalla CO₂ e quanto invece dal riscaldamento degli oceani, quali categorie di onde sono responsabili del forcing e quale parte della risposta si manifesta prima che l’oceano profondo raggiunga un nuovo equilibrio.

L’introduzione dello studio costruisce pertanto un quadro concettuale nel quale il cambiamento futuro della BDC emerge dall’interazione di processi radiativi, termodinamici e dinamici fortemente accoppiati. L’aumento della CO₂ raffredda direttamente la stratosfera e contemporaneamente riscalda il sistema superficie-troposfera; il riscaldamento delle SST modifica la convezione e la struttura termica troposferica; i jet subtropicali cambiano intensità e posizione; le condizioni di propagazione e rottura delle onde vengono riorganizzate; il drag associato alle onde planetarie e di gravità cambia e, attraverso questo nuovo equilibrio del momento atmosferico, si modifica la circolazione residua. Tutti questi processi contribuiscono alla risposta della BDC, ma con pesi differenti a seconda della quota e della scala temporale.

È proprio questa prospettiva a rendere particolarmente rilevante il lavoro di Calvo e collaboratori. Considerare la Brewer-Dobson Circulation come una singola struttura che semplicemente “accelera” con l’aumento della CO₂ rischierebbe infatti di nascondere la complessità dei meccanismi sottostanti. La risposta del ramo superficiale è strettamente legata alla temperatura della superficie e alla dinamica dei jet subtropicali, mentre il ramo profondo risente maggiormente degli aggiustamenti radiativi stratosferici e della complessa interazione con le onde di gravità. Anche le scale temporali divergono: una parte consistente del cambiamento può svilupparsi entro pochi decenni, molto prima del completo equilibrio termico dell’oceano. Il problema della risposta della BDC al cambiamento climatico deve quindi essere affrontato considerando simultaneamente struttura verticale, forcing ondulatorio e dipendenza temporale.

In questo senso, l’esperimento di quadruplicazione improvvisa della CO₂ non deve essere interpretato come una previsione diretta di una specifica traiettoria futura delle concentrazioni atmosferiche, ma come un esperimento dinamico progettato per amplificare il segnale e permettere di distinguere più chiaramente le differenti componenti della risposta climatica. La forte perturbazione consente infatti di osservare la separazione tra aggiustamenti atmosferici rapidi, riscaldamento dello strato oceanico superficiale e risposta lenta dell’oceano profondo. L’utilizzo combinato di simulazioni accoppiate atmosfera-oceano e simulazioni atmosphere-only con SST preindustriali permette inoltre di attribuire con maggiore precisione le variazioni della BDC ai processi che le determinano. È questa capacità di separare meccanismi che tradizionalmente agiscono simultaneamente a costituire uno degli elementi di maggiore originalità dello studio pubblicato da Calvo et al. nel 2025 sul Journal of Geophysical Research: Atmospheres.

Nel complesso, la letteratura disponibile suggerisce quindi una visione della Brewer-Dobson Circulation come sistema dinamico tridimensionale e multiscala, profondamente integrato nel funzionamento del clima terrestre. La sua evoluzione influenza la distribuzione dell’ozono, del vapore acqueo e dei gas traccia, contribuisce alla struttura termica della stratosfera e determina parte dello scambio tra stratosfera e troposfera. Allo stesso tempo, la BDC risponde alle modificazioni della temperatura superficiale, dei jet, delle onde planetarie, delle onde di gravità e del forcing radiativo. Capire la sua risposta all’aumento della CO₂ significa pertanto comprendere uno dei principali canali attraverso i quali il cambiamento climatico troposferico si trasmette alla stratosfera e, contemporaneamente, uno dei meccanismi attraverso cui la stratosfera può retroagire sulla composizione e sull’evoluzione dell’intero sistema atmosferico. Lo studio delle differenti scale temporali di questa risposta rappresenta dunque non soltanto un approfondimento della dinamica della BDC, ma un passaggio essenziale verso una descrizione più completa dell’interazione tra oceano, troposfera, stratosfera e cambiamento climatico.

2. Simulazioni del modello e metodo

L’analisi della risposta della circolazione di Brewer-Dobson a una perturbazione climatica di grande ampiezza richiede un sistema modellistico capace di rappresentare simultaneamente la dinamica troposferica e stratosferica, gli scambi tra atmosfera e oceano, la chimica della media atmosfera e i principali processi ondulatori responsabili del forcing della circolazione residua. Per questo motivo Calvo et al. (2025) utilizzano differenti configurazioni del Whole Atmosphere Community Climate Model, WACCM, incorporato all’interno del Community Earth System Model versione 1, CESM1-WACCM. La scelta di questo modello assume particolare importanza nel contesto dello studio della Brewer-Dobson Circulation, poiché WACCM è un modello atmosferico “high-top”, nel quale il dominio verticale non termina nella bassa o media stratosfera ma si estende fino a circa 140 km, raggiungendo quindi la bassa termosfera. Ciò permette di rappresentare in maniera molto più completa rispetto ai tradizionali modelli climatici low-top i processi dinamici, radiativi e chimici che interessano la stratosfera e la mesosfera e che possono influenzare la circolazione meridionale residua. La configurazione CESM1(WACCM) è stata estesamente valutata da Marsh et al. (2013), i quali hanno mostrato come l’inclusione di una stratosfera e mesosfera completamente risolte e di una chimica interattiva consenta di simulare in maniera coerente numerosi aspetti dell’evoluzione climatica e della composizione atmosferica, compreso il collegamento dinamico e radiativo tra stratosfera e troposfera.

CESM1-WACCM non rappresenta infatti soltanto l’atmosfera, ma costituisce un Earth System Model nel quale atmosfera, oceano, superficie continentale e ghiaccio marino possono interagire dinamicamente. Questo aspetto è essenziale per gli obiettivi di Calvo et al., perché una delle principali questioni affrontate dallo studio riguarda proprio la separazione tra la risposta atmosferica relativamente rapida all’aumento della CO₂ e quella che emerge attraverso il progressivo riscaldamento dell’oceano. Se le temperature superficiali del mare fossero semplicemente imposte a priori in tutte le simulazioni, non sarebbe possibile seguire l’evoluzione spontanea dell’accoppiamento atmosfera-oceano né distinguere la risposta dello strato oceanico superficiale da quella molto più lenta dell’oceano profondo. L’utilizzo parallelo di una configurazione completamente accoppiata e di una configurazione atmosphere-only permette invece di sfruttare questa differenza come vero e proprio strumento diagnostico.

Nella configurazione completa utilizzata nello studio, la componente oceanica è costituita dal Parallel Ocean Program versione 2, POP2. L’oceano non agisce quindi come una semplice condizione al contorno, ma può assorbire, immagazzinare e redistribuire l’energia prodotta dalla perturbazione radiativa. Questo introduce naturalmente nel sistema differenti scale temporali. Lo strato oceanico superficiale ben rimescolato reagisce relativamente rapidamente all’imposizione di una forzante radiativa, mentre gli strati oceanici profondi possiedono una capacità termica molto maggiore e rispondono su intervalli temporali più lunghi. La separazione tra queste scale temporali costituisce uno dei fondamenti concettuali dell’esperimento, perché permette agli autori di verificare se le modificazioni della BDC siano principalmente associate agli aggiustamenti atmosferici quasi immediati, al riscaldamento dello strato oceanico superficiale oppure all’evoluzione più lenta dell’intero sistema climatico.

La componente atmosferica possiede una risoluzione orizzontale di circa 1,9° in latitudine per 2,5° in longitudine e raggiunge, come ricordato, approssimativamente 140 km di quota. Una simile estensione verticale è particolarmente rilevante per lo studio del ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation. Nella media e alta stratosfera, infatti, il forcing associato alle onde di gravità assume una crescente importanza e la risposta dinamica può dipendere fortemente dalla struttura dei venti alle quote superiori. Un modello che termini troppo vicino alla stratopausa può introdurre condizioni al contorno artificiali capaci di influenzare la propagazione e la dissipazione ondulatoria. WACCM è stato sviluppato proprio per ridurre questo tipo di limitazione e per fornire una rappresentazione integrata della cosiddetta “whole atmosphere”, dalla superficie fino alla bassa termosfera. Marsh et al. (2013) sottolineano come l’utilizzo di un’atmosfera high-top e della chimica completamente interattiva sia uno degli elementi che distinguono CESM1(WACCM) dalle configurazioni climatiche tradizionali di CESM.

Un ulteriore elemento fondamentale è rappresentato dalla chimica atmosferica interattiva. WACCM è accoppiato a un modulo derivato dal Model for Ozone and Related Chemical Tracers versione 3, MOZART-3, descritto dettagliatamente da Kinnison et al. (2007). MOZART-3 è stato progettato per rappresentare i processi chimici e fisici dalla troposfera fino alla media atmosfera e comprende una vasta rete di reazioni fotochimiche e chimiche, incluse le famiglie di composti fondamentali per il bilancio dell’ozono stratosferico. Kinnison et al. hanno mostrato quanto anche variazioni relativamente modeste dei campi meteorologici di vento e temperatura possano produrre differenze significative nella distribuzione dei traccianti a lunga vita, dell’ozono e dell’età dell’aria. Questa sensibilità rende particolarmente importante l’utilizzo di una chimica interattiva quando si studiano cambiamenti della BDC, perché dinamica e composizione atmosferica non sono completamente separabili: una modifica della circolazione altera il trasporto delle specie chimiche e le variazioni di ozono e altri costituenti radiativamente attivi possono, a loro volta, modificare la struttura termica della stratosfera.

Nelle simulazioni di Calvo et al. la chimica rimane interattiva in tutti gli esperimenti, sia nelle integrazioni preindustriali sia in quelle sottoposte a quadruplicazione della CO₂. Di conseguenza, la composizione atmosferica può adattarsi in maniera coerente ai differenti livelli di anidride carbonica e ai conseguenti cambiamenti della temperatura e della circolazione. Questo dettaglio metodologico è particolarmente rilevante perché permette di evitare una rappresentazione eccessivamente semplificata della risposta stratosferica nella quale la chimica venga mantenuta artificialmente invariata mentre la dinamica evolve. La circolazione di Brewer-Dobson controlla infatti direttamente il trasporto di ozono, vapore acqueo e numerosi traccianti, mentre l’ozono stesso rappresenta uno dei principali assorbitori della radiazione ultravioletta e contribuisce in maniera decisiva alla struttura termica della stratosfera.

Lo studio utilizza due grandi famiglie di simulazioni. La prima è realizzata con CESM1-WACCM nella sua configurazione completamente accoppiata, indicata semplicemente come WACCM. Fatta eccezione per l’assenza di una Quasi-Biennial Oscillation simulata, questa configurazione è molto vicina a quella impiegata negli esperimenti CMIP5 e valutata nel dettaglio da Marsh et al. (2013). La seconda famiglia utilizza invece una configurazione atmosphere-only, denominata WACCMatm, nella quale l’atmosfera non è accoppiata dinamicamente all’oceano e al ghiaccio marino. In WACCMatm le temperature superficiali del mare e le concentrazioni di ghiaccio marino vengono prescritte attraverso un ciclo climatologico annuale rappresentativo delle condizioni del 1850 e, soprattutto, vengono mantenute identiche negli esperimenti preindustriali e in quelli con CO₂ quadruplicata.

Questa seconda configurazione costituisce uno degli elementi metodologicamente più importanti dello studio. Se la concentrazione atmosferica di CO₂ viene quadruplicata mentre le SST rimangono bloccate ai valori preindustriali, il sistema atmosferico può rispondere direttamente alla nuova forzante radiativa, ma non può sviluppare la risposta climatica associata al riscaldamento della superficie oceanica. Il confronto tra WACCM e WACCMatm permette quindi di isolare, almeno in prima approssimazione, gli effetti dinamici associati al raffreddamento radiativo della stratosfera e agli altri aggiustamenti atmosferici rapidi da quelli che richiedono l’aumento della temperatura oceanica superficiale. È precisamente questa strategia sperimentale che consente a Calvo et al. di affrontare la domanda centrale del lavoro: quanto della risposta della BDC dipende direttamente dall’aumento della CO₂ e quanto è invece mediato dal riscaldamento delle SST? Lo studio del 2025 è stato costruito proprio per distinguere questi due contributi attraverso le loro differenti scale temporali.

La logica dell’esperimento abrupt-4×CO₂ deve essere interpretata correttamente. Una quadruplicazione istantanea della concentrazione di CO₂ non rappresenta una previsione letterale della traiettoria futura dell’atmosfera terrestre né presuppone che le concentrazioni reali debbano necessariamente aumentare in questo modo. Si tratta invece di un esperimento idealizzato di perturbazione, largamente utilizzato nella modellistica climatica, progettato per produrre un segnale sufficientemente intenso da poter separare più chiaramente le differenti componenti della risposta climatica. Applicando una forzante istantanea e mantenendola successivamente costante, è possibile osservare come atmosfera, superficie, oceano superficiale e oceano profondo reagiscano secondo le proprie caratteristiche scale temporali. Questo tipo di esperimento è particolarmente utile quando l’obiettivo non è ricostruire una specifica evoluzione storica, ma individuare i meccanismi fisici responsabili della risposta del sistema.

Ogni famiglia di simulazioni comprende una integrazione di controllo preindustriale, piControl, e tre integrazioni 4×CO₂ avviate a partire dallo stato di controllo e differenziate unicamente da piccole perturbazioni delle condizioni iniziali. Le tre simulazioni perturbate costituiscono quindi un ensemble di tre membri. L’utilizzo di un ensemble è fondamentale perché l’atmosfera possiede una forte variabilità interna. Due integrazioni sottoposte alla medesima forzante esterna possono mostrare evoluzioni differenti semplicemente a causa della natura caotica della circolazione atmosferica. Mediando più membri che condividono lo stesso forcing ma differiscono leggermente nelle condizioni iniziali, una parte della variabilità non forzata tende a compensarsi, mentre emerge più chiaramente il segnale sistematico prodotto dalla quadruplicazione della CO₂.

Il numero relativamente ridotto di membri viene parzialmente compensato dalla durata pluridecadale degli intervalli utilizzati per costruire le climatologie. La simulazione piControl accoppiata viene infatti integrata per 200 anni, fornendo una base molto lunga dalla quale definire la climatologia preindustriale e caratterizzare la variabilità interna. Le simulazioni WACCM con 4×CO₂ vengono integrate per 100 anni, un intervallo sufficientemente lungo da permettere di distinguere la risposta dei primi decenni dalla fase molto più avanzata dell’aggiustamento climatico. Le simulazioni atmosphere-only hanno invece una durata inferiore: 30 anni per il controllo e 50 anni per gli esperimenti perturbati. Questa differenza non rappresenta una limitazione concettuale per l’obiettivo specifico di WACCMatm, poiché tali simulazioni sono progettate per studiare esclusivamente gli aggiustamenti rapidi e, non essendo presente un oceano interattivo, non possiedono per definizione una componente lenta associata al progressivo riscaldamento oceanico.

Un aspetto che merita particolare attenzione riguarda l’assenza della QBO nelle simulazioni. La Quasi-Biennial Oscillation costituisce la principale modalità di variabilità interannuale della stratosfera tropicale ed è caratterizzata dall’alternanza di regimi di vento zonale orientale e occidentale che discendono progressivamente attraverso la stratosfera equatoriale. Essa può modificare la propagazione delle onde, la circolazione meridionale, la temperatura tropicale e il trasporto di ozono e altri gas traccia. Kinnison et al. (2007), analizzando MOZART-3, hanno evidenziato esplicitamente l’influenza della QBO sulle distribuzioni dei traccianti a lunga vita e dell’ozono. L’assenza della QBO deve quindi essere tenuta presente nell’interpretazione delle simulazioni di Calvo et al.: da una parte riduce una importante fonte di variabilità naturale della stratosfera, facilitando potenzialmente l’identificazione della risposta forzata dalla CO₂; dall’altra implica che alcune interazioni tra QBO, onde e BDC presenti nell’atmosfera reale non vengono rappresentate.

Il cuore della metodologia consiste tuttavia nella definizione delle risposte “rapida”, “lenta” e “totale”. Questa scomposizione si inserisce in una tradizione sempre più importante della ricerca climatica che riconosce come la circolazione atmosferica possa reagire alla CO₂ attraverso processi caratterizzati da scale temporali profondamente differenti. Grise e Polvani (2017), analizzando la circolazione troposferica dell’emisfero australe negli esperimenti abrupt-4×CO₂ di CMIP5, hanno dimostrato che alcune componenti della risposta dei jet e della cella di Hadley seguono l’evoluzione relativamente lenta della temperatura superficiale, mentre altre possono manifestarsi molto rapidamente ed essere strettamente connesse alle modificazioni termiche della bassa stratosfera. Questi risultati hanno contribuito a rafforzare il concetto secondo il quale non è sufficiente descrivere la risposta atmosferica attraverso un singolo stato iniziale e finale: il percorso temporale verso il nuovo clima contiene informazioni fondamentali sui meccanismi dinamici responsabili del cambiamento.

Un’impostazione analoga è stata adottata da Ceppi et al. (2018) nell’analisi della risposta della circolazione extratropicale alla CO₂. Nei loro esperimenti, la risposta iniziale della circolazione differiva sensibilmente dall’evoluzione successiva, permettendo di distinguere una componente rapida da una componente lenta associata al progressivo riscaldamento del sistema. La separazione temporale è particolarmente utile perché le modificazioni radiative atmosferiche possono realizzarsi prima che la superficie oceanica abbia raggiunto una parte sostanziale del proprio riscaldamento, mentre le trasformazioni collegate alla risposta dell’oceano profondo continuano molto più a lungo.

Calvo et al. trasferiscono per la prima volta in maniera sistematica questa logica allo studio delle scale temporali della Brewer-Dobson Circulation. La climatologia preindustriale di WACCM viene definita utilizzando gli ultimi 50 anni della simulazione di controllo accoppiata, mentre per WACCMatm viene utilizzata l’intera climatologia trentennale del controllo. La scelta di periodi sufficientemente lunghi permette di ridurre l’influenza della variabilità interannuale e di ottenere uno stato climatico di riferimento robusto rispetto al quale confrontare le simulazioni perturbate.

La risposta rapida viene definita come la differenza tra la media dell’ensemble 4×CO₂ nel periodo compreso tra gli anni 6 e 25 e la corrispondente climatologia preindustriale. Questa scelta merita un approfondimento. Gli autori non utilizzano i primi cinque anni successivi all’imposizione della perturbazione perché in quella fase il sistema attraversa gli aggiustamenti più bruschi e fortemente transitori. Temperatura atmosferica, bilancio radiativo e altre variabili possono cambiare con rapidità particolarmente elevata immediatamente dopo la quadruplicazione della CO₂, rendendo meno appropriato trattare quel breve intervallo come uno stato climatologico quasi stazionario. Escludendo gli anni 1-5 e utilizzando il periodo 6-25, gli autori ottengono invece un intervallo di vent’anni sufficientemente lungo per calcolare una media e una variabilità statisticamente più rappresentative, pur rimanendo all’interno della fase iniziale della risposta climatica.

Il termine “rapida” non deve quindi essere interpretato come sinonimo di istantanea. In questo studio la risposta rapida comprende una finestra di due decenni, perché l’obiettivo non consiste esclusivamente nell’isolare l’aggiustamento radiativo delle prime settimane o dei primi mesi, bensì nel caratterizzare la componente iniziale della risposta della BDC prima che il lento riscaldamento dell’oceano profondo assuma un ruolo dominante. In questa fase lo strato superficiale oceanico ha già avuto il tempo di rispondere significativamente alla forzante, mentre la gran parte dell’oceano profondo rimane ancora lontana dal nuovo equilibrio. Proprio questa caratteristica permette di identificare il contributo del cosiddetto “well-mixed shallow ocean” alla risposta della circolazione.

La risposta totale viene invece ottenuta confrontando la climatologia preindustriale con gli anni 81-100 delle simulazioni 4×CO₂. Questa finestra rappresenta lo stato raggiunto dal sistema dopo circa un secolo di esposizione alla nuova concentrazione di CO₂. Sebbene anche dopo cento anni l’oceano profondo possa non essere completamente equilibrato con la perturbazione radiativa, il confronto permette di quantificare una fase molto più avanzata dell’aggiustamento rispetto ai primi decenni. È quindi più corretto parlare di “risposta totale entro i cento anni dell’esperimento” piuttosto che di equilibrio climatico definitivo.

La risposta lenta viene infine definita come la differenza tra la climatologia degli anni 81-100 e quella degli anni 6-25. Matematicamente e concettualmente essa rappresenta quindi ciò che si aggiunge alla risposta iniziale durante i decenni successivi. In termini fisici, questa componente contiene soprattutto gli effetti collegati alla continua evoluzione della superficie e dell’oceano, alla modificazione graduale dei gradienti termici e alla conseguente riorganizzazione della dinamica atmosferica. La scomposizione consente pertanto di distinguere tra processi che stabiliscono rapidamente una grande parte dell’anomalia della BDC e processi che continuano a modificarla durante il successivo riscaldamento del sistema climatico.

La scelta degli anni 6-25 è coerente, pur non essendo identica, con precedenti lavori dedicati alle scale temporali della risposta atmosferica. Grise e Polvani hanno adottato una finestra ventennale per caratterizzare una componente iniziale della risposta della circolazione, mentre Ceppi et al. hanno separato una fase relativamente precoce da una fase molto più avanzata degli esperimenti abrupt-4×CO₂. Calvo et al. estendono deliberatamente la finestra rapida rispetto ad alcuni studi precedenti al fine di ottenere statistiche più stabili e spostano la finestra della risposta lenta agli anni 81-100 perché le integrazioni disponibili terminano al centesimo anno. La metodologia mantiene quindi lo stesso principio fisico di separazione delle scale temporali, adattandolo alle caratteristiche specifiche dell’esperimento WACCM.

La configurazione WACCMatm svolge un ruolo particolarmente importante nell’interpretazione di questa decomposizione. Poiché le SST sono fissate alla climatologia preindustriale, un esperimento 4×CO₂ con WACCMatm non può sviluppare né la risposta dello strato oceanico superficiale né quella dell’oceano profondo. L’anomalia che emerge può quindi essere attribuita principalmente alla risposta atmosferica diretta alla quadruplicazione della CO₂ e agli aggiustamenti dinamici e chimico-radiativi associati. Il confronto tra la risposta rapida di WACCM e quella di WACCMatm permette di valutare indirettamente quanto della risposta dei primi decenni sia già prodotto dal riscaldamento delle SST. Questa distinzione è cruciale per uno dei principali risultati dello studio: la dimostrazione che nel ramo superficiale della BDC il ruolo diretto del raffreddamento radiativo stratosferico è molto limitato, mentre il riscaldamento dell’oceano superficiale e della troposfera rappresenta il principale motore della risposta; nella stratosfera superiore, invece, gli aggiustamenti radiativi rapidi assumono una rilevanza molto maggiore.

Non vengono invece calcolate una risposta lenta e una risposta totale per WACCMatm. Tale scelta è fisicamente necessaria prima ancora che metodologica: senza un oceano interattivo non esiste il processo lento che l’esperimento intende isolare. Prolungare artificialmente la simulazione atmosphere-only non avrebbe fornito un equivalente della risposta oceanica secolare, perché le SST sarebbero rimaste comunque bloccate al loro ciclo climatologico preindustriale. I 50 anni di WACCMatm sono quindi sufficienti all’obiettivo per il quale questa configurazione è stata progettata, ossia quantificare il contributo della risposta atmosferica rapida in assenza del riscaldamento della superficie marina.

Un ulteriore vantaggio della metodologia risiede nell’utilizzo delle medie annuali. La Brewer-Dobson Circulation presenta una forte stagionalità, in particolare nel suo ramo profondo, che raggiunge la massima intensità durante l’inverno dell’emisfero considerato. Tuttavia, l’obiettivo principale dello studio consiste nel determinare il cambiamento climatico medio della circolazione e separarne le scale temporali. Utilizzare medie annuali consente quindi di ridurre la complessità derivante dalla stagionalità e di focalizzare l’analisi sul segnale climatico di fondo, mantenendo inoltre continuità metodologica con diversi precedenti lavori dedicati alla risposta della BDC ai gas serra. La scelta comporta naturalmente che eventuali risposte fortemente stagionali vengano integrate nel valore medio annuo, ma offre un indicatore più stabile dell’evoluzione complessiva della circolazione.

La valutazione della significatività statistica rappresenta infine una componente indispensabile dell’analisi. Una differenza tra due periodi climatici non può essere automaticamente attribuita alla forzante esterna, poiché una parte dell’anomalia può derivare dalla variabilità interna del sistema atmosferico. Gli autori utilizzano quindi un test t di Student applicato alla differenza tra le medie dei periodi rilevanti. Per la risposta rapida vengono confrontati gli anni 6-25 degli ensemble 4×CO₂ con la climatologia piControl, utilizzando gli ultimi 50 anni del controllo WACCM e i 30 anni del controllo WACCMatm. Per la risposta lenta vengono invece confrontati gli anni 81-100 e 6-25 dell’ensemble accoppiato. Le anomalie vengono considerate statisticamente significative quando superano il livello di confidenza del 95%.

L’utilizzo di una soglia del 95% non implica naturalmente che ogni risultato statisticamente significativo sia automaticamente importante dal punto di vista dinamico. Il test serve piuttosto a valutare quanto sia plausibile che la differenza osservata tra le climatologie possa essere spiegata dalla variabilità campionaria. L’interpretazione fisica richiede successivamente di mettere in relazione le anomalie della BDC con i cambiamenti del vento zonale, dei jet subtropicali, del forcing ondulatorio e del drag delle onde di gravità. Questo passaggio è particolarmente importante in una circolazione come la BDC, nella quale le modificazioni del moto residuo costituiscono la risposta integrata a una complessa riorganizzazione dei flussi di momento.

La metodologia adottata da Calvo et al. rappresenta quindi molto più di un semplice confronto tra una simulazione preindustriale e una simulazione con maggiore CO₂. La struttura sperimentale è concepita specificamente per effettuare una vera attribuzione dinamica della risposta. Il confronto piControl–4×CO₂ quantifica il cambiamento complessivo; la separazione tra anni 6-25 e anni 81-100 distingue la componente rapida da quella lenta; il confronto tra WACCM completamente accoppiato e WACCMatm con SST bloccate consente di separare gli effetti mediati dall’oceano da quelli atmosferici diretti; l’ensemble riduce l’influenza della variabilità interna; la chimica interattiva permette alla composizione stratosferica di rispondere in maniera coerente al cambiamento climatico e il dominio verticale esteso di WACCM garantisce una rappresentazione adeguata dei processi che interessano il ramo profondo della BDC. È la combinazione di tutti questi elementi, piuttosto che una singola caratteristica del modello, a rendere possibile l’interpretazione meccanicistica proposta nello studio.

Questa impostazione assume un significato ancora maggiore considerando che la risposta della circolazione di Brewer-Dobson non deriva da un unico meccanismo. La quadruplicazione della CO₂ produce rapidamente un raffreddamento radiativo della stratosfera; contemporaneamente altera il bilancio energetico troposferico e superficiale; lo strato oceanico rimescolato si riscalda nei primi decenni; successivamente il calore continua a penetrare nell’oceano profondo; i gradienti termici e la struttura dei jet cambiano; vengono modificate la propagazione e il filtraggio delle onde planetarie e delle onde di gravità e, attraverso il cambiamento del wave drag, varia infine l’intensità della circolazione residua. Un semplice confronto tra due climatologie lontane nel tempo non permetterebbe di stabilire quale di questi processi abbia agito per primo e quale sia responsabile delle differenti componenti della risposta.

Proprio per questa ragione l’uso delle scale temporali diventa una vera diagnosi fisica. Se una determinata anomalia compare rapidamente anche in WACCMatm con SST preindustriali, essa può essere collegata principalmente agli aggiustamenti atmosferici diretti alla CO₂. Se emerge nella simulazione accoppiata durante i primi decenni ma risulta debole o assente in WACCMatm, il riscaldamento dello strato oceanico superficiale deve svolgere un ruolo fondamentale. Se continua invece a svilupparsi tra gli anni 6-25 e 81-100, diventa plausibile un contributo della componente oceanica lenta. È questa logica che consente agli autori di passare dalla semplice descrizione del cambiamento della BDC alla comprensione dei meccanismi che lo producono.

Nel complesso, la strategia sperimentale sviluppata da Calvo et al. costituisce quindi uno degli aspetti più innovativi dello studio. Precedenti ricerche avevano già utilizzato esperimenti atmosphere-only, perturbazioni della CO₂ e SST imposte per distinguere differenti contributi alla risposta atmosferica, mentre lavori come quelli di Grise e Polvani e Ceppi et al. avevano mostrato l’utilità della separazione fra aggiustamenti rapidi e risposte lente nella circolazione troposferica. Il lavoro di Calvo e collaboratori integra questi approcci all’interno di un modello high-top con chimica interattiva e oceano accoppiato, applicandoli specificamente alla Brewer-Dobson Circulation. Lo studio pubblicato nel 2025 sul Journal of Geophysical Research: Atmospheres utilizza così le differenti scale temporali del sistema climatico non soltanto come una conseguenza da descrivere, ma come uno strumento attraverso il quale identificare i processi responsabili della risposta della circolazione stratosferica alla CO₂.

La sezione metodologica pone pertanto le basi per interpretare correttamente tutti i risultati successivi. La distinzione tra WACCM e WACCMatm permette di stabilire il ruolo delle SST; la separazione tra risposta rapida e lenta chiarisce l’importanza relativa dello strato oceanico superficiale e dell’oceano profondo; il confronto verticale della risposta consente di verificare se gli stessi meccanismi operino nella bassa e nell’alta stratosfera; l’analisi del forcing ondulatorio permette infine di collegare le anomalie della circolazione ai processi dinamici responsabili. Ne deriva un disegno sperimentale particolarmente adatto a studiare una circolazione come la BDC, che rappresenta essa stessa il risultato dell’interazione tra radiazione, onde atmosferiche, struttura del vento, chimica stratosferica e accoppiamento tra differenti componenti del sistema climatico. In questo senso, la metodologia non costituisce soltanto il supporto tecnico dello studio, ma rappresenta la chiave attraverso cui Calvo et al. possono distinguere le differenti “vie” mediante le quali l’aumento della CO₂ modifica la circolazione di Brewer-Dobson e determinare perché la risposta del ramo superficiale e quella del ramo profondo emergano con intensità e scale temporali differenti.

3. Risultati: risposta della risalita tropicale

I risultati ottenuti da Calvo et al. (2025) permettono di delineare con notevole chiarezza non soltanto l’intensificazione della circolazione di Brewer-Dobson in risposta a una quadruplicazione improvvisa della concentrazione atmosferica di anidride carbonica, ma soprattutto la profonda differenza esistente tra le scale temporali e i meccanismi che controllano il ramo superficiale e quello profondo della circolazione. L’analisi della velocità verticale della circolazione residua, della funzione di corrente di massa e dell’età media dell’aria mostra infatti che la risposta della BDC non può essere interpretata come un’accelerazione verticalmente uniforme. Al contrario, emerge una struttura fortemente dipendente dalla quota, nella quale la bassa stratosfera risponde soprattutto al riscaldamento della superficie oceanica e della troposfera, mentre nella stratosfera superiore gli aggiustamenti atmosferici rapidi e il raffreddamento radiativo direttamente associato alla maggiore concentrazione di CO₂ acquistano un’importanza molto maggiore. Tale distinzione costituisce uno dei risultati più rilevanti dello studio e contribuisce a chiarire alcuni aspetti che la letteratura sulla Brewer-Dobson Circulation aveva già individuato, ma che raramente erano stati separati con una metodologia basata esplicitamente sulle differenti scale temporali della risposta climatica.

La climatologia preindustriale simulata da WACCM presenta innanzitutto una struttura della circolazione residua coerente con quella attesa sulla base della teoria e degli studi multimodello. Nella distribuzione latitudine-altitudine emergono due distinti massimi della risalita tropicale: il primo si colloca nella bassa stratosfera, attorno a 100 hPa, ed è associato al ramo superficiale della BDC; il secondo compare in prossimità della stratosfera superiore, attorno a 1,5 hPa, e rappresenta il ramo profondo. Alla risalita tropicale corrispondono regioni di subsidenza extratropicale: nel ramo superficiale la discesa interessa soprattutto le fasce subtropicali e le medie latitudini, mentre nel ramo profondo essa raggiunge le medie e alte latitudini, con un’importante dipendenza stagionale ed emisferica. Questa morfologia è ben documentata nelle analisi multimodello. Abalos et al. (2021), utilizzando i diagnostici della circolazione residua disponibili nei modelli CMIP6 e confrontandoli con differenti rianalisi, hanno individuato una struttura climatologica sostanzialmente analoga, comprendente un massimo della risalita tropicale nella stratosfera superiore attorno a 1,5-2 hPa. Gli stessi autori hanno sottolineato come, nonostante le differenze quantitative tra i singoli modelli, la struttura media della BDC sia generalmente ben rappresentata dalle simulazioni climatiche contemporanee.

La comparsa dei due massimi verticali non costituisce un semplice dettaglio descrittivo. Essa riflette infatti la presenza di regimi dinamici differenti all’interno della circolazione stratosferica. Il ramo superficiale è strettamente connesso alla dinamica della bassa stratosfera, alla tropopausa, ai jet subtropicali e al forcing esercitato dalle onde planetarie e sinottiche che raggiungono le regioni subtropicali. Il ramo profondo risente invece in misura maggiore della propagazione ondulatoria attraverso l’intera stratosfera, della dinamica dei vortici invernali e del drag associato alle onde di gravità. Questa distinzione aiuta a comprendere perché la risposta alla CO₂ non presenti la stessa velocità né la stessa origine fisica a tutte le quote.

Quando la concentrazione atmosferica di CO₂ viene improvvisamente quadruplicata, il modello accoppiato mostra un’intensificazione molto rapida di entrambi i rami della circolazione. Già durante gli anni 6-25, cioè nell’intervallo scelto dagli autori per rappresentare la risposta rapida, nel ramo superficiale compare un aumento evidente della risalita tropicale accompagnato da un rafforzamento della subsidenza subtropicale. Il risultato indica quindi una maggiore intensità della circolazione meridionale residua nella bassa stratosfera. Questa risposta è coerente con una delle conclusioni più robuste della modellistica climatica sviluppata negli ultimi decenni: l’aumento dei gas serra tende ad accelerare la Brewer-Dobson Circulation. La review di Butchart (2014) ha mostrato come praticamente tutti i principali modelli climatici e chimico-climatici analizzati prevedano, almeno nella media annuale, un’intensificazione della circolazione residua in un clima caratterizzato da concentrazioni crescenti di gas serra, rendendo tale comportamento uno dei segnali dinamici stratosferici più robusti del cambiamento climatico simulato.

Nella stratosfera superiore, tuttavia, la risposta assume caratteristiche ancora più interessanti. Il ramo profondo non soltanto si intensifica, ma il massimo della risalita tropicale tende a spostarsi verso quote maggiori. Mentre nella climatologia preindustriale il massimo si colloca indicativamente tra 1 e 3 hPa, dopo la quadruplicazione della CO₂ la risposta più intensa compare tra circa 0,8 e 1 hPa. Questo comportamento indica che il cambiamento non consiste semplicemente nell’aumento della velocità della circolazione preesistente, ma comprende anche una riorganizzazione verticale della sua struttura. Il fenomeno era già stato rilevato in precedenti simulazioni climatiche e si inserisce in un quadro più generale di espansione verticale della circolazione atmosferica in condizioni di riscaldamento globale. La distinzione è importante perché un aumento della velocità verticale misurata a una quota fissa può riflettere sia una vera intensificazione della circolazione sia, almeno in parte, uno spostamento verso l’alto delle strutture dinamiche caratteristiche. Studi sul rapporto tra età dell’aria e circolazione diabatico-residua hanno infatti evidenziato come alcuni trend della BDC possano essere interpretati anche nel contesto di una progressiva espansione verticale della troposfera e della circolazione sovrastante.

Contemporaneamente, nella risposta rapida compare una marcata intensificazione della subsidenza extratropicale del ramo profondo. Questa risulta più forte nell’emisfero settentrionale rispetto a quello meridionale e raggiunge quote inferiori nell’emisfero nord. Una simile asimmetria non è sorprendente considerando la differente struttura dinamica dei due emisferi. Nell’emisfero settentrionale, la presenza delle grandi catene montuose e della distribuzione longitudinale continente-oceano produce un’attività ondulatoria planetaria molto più intensa durante l’inverno, con profonde conseguenze per la variabilità e la climatologia della stratosfera. Il vortice polare boreale è quindi molto più disturbato dalle onde planetarie rispetto al suo corrispettivo australe, e la subsidenza associata alla BDC può presentare caratteristiche differenti tra i due emisferi. Hardiman et al. (2014), analizzando i modelli CMIP5, avevano già individuato differenze emisferiche significative nella risposta della subsidenza extratropicale al cambiamento climatico.

Un ulteriore risultato riguarda la posizione delle cosiddette latitudini di turnaround, cioè i confini latitudinali ai quali il moto verticale residuo passa dalla risalita alla subsidenza. Queste latitudini rappresentano un indicatore utile dell’ampiezza del “tropical pipe”, la regione tropicale della stratosfera all’interno della quale il trasporto verticale verso l’alto domina sulla subsidenza extratropicale. Nel modello WACCM, la risposta alla quadruplicazione della CO₂ produce variazioni generalmente modeste delle latitudini di turnaround nella maggior parte della stratosfera, ma il segnale cambia con la quota. Nella parte inferiore della stratosfera emerge una tendenza al restringimento della regione tropicale di risalita, mentre nella media e alta stratosfera il comportamento è più compatibile con un ampliamento. Questa struttura verticale concorda notevolmente con i risultati di Hardiman et al. (2014), secondo i quali nei modelli CMIP5 la regione di upwelling tropicale tende a restringersi sotto circa 20 hPa e ad ampliarsi al di sopra di tale livello. Gli autori interpretarono questa differenza come un’indicazione del fatto che meccanismi dinamici differenti controllano la risposta della BDC nelle diverse regioni verticali.

In prossimità della stratopausa, Calvo et al. individuano tuttavia un restringimento particolarmente pronunciato del tropical pipe. A circa 1 hPa, le latitudini di turnaround si spostano di diversi gradi sia nell’emisfero settentrionale sia in quello meridionale. Il fenomeno deriva dalla combinazione di una maggiore risalita nelle regioni equatoriali profonde e di una risposta relativamente più debole o addirittura ridotta nelle regioni subtropicali. Il cambiamento rappresenta quindi una sorta di concentrazione della risalita verso le latitudini più strettamente tropicali. Questo risultato mette in evidenza come la risposta al forcing radiativo non debba essere descritta soltanto attraverso una variazione dell’intensità media della BDC: anche la geometria della circolazione cambia e ciò può avere conseguenze importanti per il trasporto dei traccianti, per la distribuzione dell’ozono e per i tempi di transito dell’aria all’interno della stratosfera.

La separazione tra risposta rapida e risposta lenta fornisce uno degli elementi più significativi dell’intero lavoro. Nel ramo superficiale, la risposta lenta osservata tra gli anni 81-100 e gli anni 6-25 possiede una struttura simile a quella della risposta iniziale, ma un’ampiezza notevolmente inferiore. Anche nella stratosfera superiore l’upwelling tropicale continua ad aumentare durante la fase lenta, ma la maggior parte della variazione si è già verificata nei primi decenni. Questo significa che l’accelerazione della BDC non cresce semplicemente in maniera quasi lineare durante il secolo successivo all’imposizione del forcing. Gran parte della riorganizzazione viene invece stabilita relativamente presto, mentre l’evoluzione successiva rappresenta una correzione più modesta a una struttura dinamica che si è già ampiamente adattata alla nuova condizione radiativa.

Il confronto fra WACCM completamente accoppiato e WACCMatm, nel quale le temperature superficiali del mare vengono mantenute alle condizioni preindustriali, permette di identificare l’origine fisica di questa risposta iniziale. È proprio qui che emerge una differenza fondamentale tra bassa e alta stratosfera. Nel ramo superficiale, la configurazione atmosphere-only mostra variazioni estremamente piccole. La risalita tropicale nella bassa stratosfera aumenta soltanto debolmente nonostante la quadruplicazione della CO₂. Al contrario, nella simulazione accoppiata atmosfera-oceano il segnale è molto intenso. La conseguenza fisica è difficilmente equivocabile: l’aumento della CO₂, da solo, attraverso il raffreddamento radiativo diretto della stratosfera e gli altri aggiustamenti atmosferici rapidi, non è sufficiente a spiegare la maggior parte dell’accelerazione del ramo superficiale. Per ottenere la forte risposta osservata in WACCM è necessario che la superficie oceanica possa riscaldarsi e trasmettere tale cambiamento alla troposfera. Questo risultato è coerente con l’analisi multimodello CMIP6 di Abalos et al. (2021), nella quale veniva evidenziata una stretta relazione tra temperatura superficiale globale e intensità del ramo superficiale della BDC, relazione molto meno evidente per il ramo profondo.

Questo risultato consente di attribuire un ruolo centrale allo strato oceanico superficiale ben rimescolato. Anche se l’oceano possiede un’enorme inerzia termica, non tutte le sue componenti rispondono con la stessa lentezza. Lo strato superficiale può riscaldarsi significativamente nei primi anni e decenni dopo l’imposizione della perturbazione, mentre gli strati profondi richiedono tempi molto più lunghi per assorbire e redistribuire il calore. Il fatto che la maggior parte della risposta del ramo superficiale avvenga già entro i primi 25 anni dimostra quindi che non è necessario attendere l’aggiustamento dell’oceano profondo affinché si manifesti un’accelerazione significativa della BDC. È sufficiente la risposta relativamente rapida dello strato oceanico superficiale, che riscalda la troposfera, modifica i gradienti termici e altera la struttura dei jet subtropicali e la propagazione delle onde.

Il legame con la temperatura superficiale emerge con particolare evidenza dall’evoluzione temporale della risalita tropicale a circa 100 hPa. In WACCM, la velocità di risalita nella bassa stratosfera segue molto da vicino l’evoluzione della temperatura superficiale tropicale. La risposta rapida ammonta a circa 0,122 millimetri al secondo e rappresenta circa il 77% dell’intera risposta raggiunta entro la fine del secolo simulato, pari a circa 0,158 millimetri al secondo. Ancora più significativo è il fatto che circa metà della risposta complessiva venga raggiunta durante i primi cinque anni. Nonostante ciò, la simulazione atmosphere-only produce un aumento medio di appena 0,016 millimetri al secondo: una frazione molto piccola della risposta ottenuta quando l’oceano può riscaldarsi liberamente. Calvo et al. concludono quindi che gli aggiustamenti atmosferici diretti rappresentano soltanto una piccola componente della risposta della bassa stratosfera, mentre il riscaldamento delle SST costituisce il fattore dominante.

Questo comportamento può essere interpretato alla luce della teoria dinamica sviluppata negli studi precedenti. L’aumento delle SST determina un riscaldamento della troposfera, particolarmente marcato nella troposfera tropicale superiore, e modifica il gradiente termico meridionale. A sua volta, questa riorganizzazione termica altera l’intensità e la posizione verticale dei jet subtropicali. Il cambiamento dei venti modifica le condizioni attraverso cui le onde atmosferiche si propagano verso la stratosfera e i livelli ai quali esse vengono assorbite o dissipate. Ne consegue una diversa distribuzione del wave drag, che forza una maggiore circolazione residua. Questo tipo di meccanismo offre una spiegazione coerente del legame estremamente stretto osservato fra temperatura superficiale e risalita tropicale nella bassa stratosfera.

Il ramo profondo mostra invece un comportamento sostanzialmente differente. Anche quando le SST vengono mantenute ai valori preindustriali, WACCMatm produce una significativa accelerazione della circolazione nella stratosfera superiore. Ciò significa che, diversamente dal ramo superficiale, una parte molto consistente della risposta del ramo profondo può svilupparsi senza alcun riscaldamento della superficie marina. La maggiore concentrazione di CO₂ modifica direttamente il bilancio radiativo della stratosfera, producendo un rapido raffreddamento e alterando la struttura dei venti e il filtraggio delle onde. Quando l’oceano viene lasciato libero di rispondere, il segnale diventa ancora più intenso, dimostrando che anche le SST contribuiscono alla risposta, ma non ne rappresentano l’unica causa. Il ramo profondo è quindi il risultato della sovrapposizione di almeno due meccanismi: un aggiustamento atmosferico radiativo molto rapido e una componente associata al riscaldamento dell’oceano superficiale.

L’analisi quantitativa a circa 1 hPa rafforza questa interpretazione. La risposta rapida dell’upwelling tropicale raggiunge circa 0,37 millimetri al secondo e costituisce approssimativamente l’86% della risposta finale. Dopo un solo anno dalla quadruplicazione della CO₂, la circolazione ha già raggiunto circa il 67% della variazione che verrà osservata al termine della simulazione. Nella bassa stratosfera, alla stessa distanza temporale dalla perturbazione, è stato raggiunto soltanto circa il 37% della risposta finale. Questo contrasto rappresenta una prova molto chiara del diverso controllo fisico delle due regioni: la bassa stratosfera deve attendere che una parte importante della perturbazione climatica venga trasferita all’oceano superficiale e alla troposfera, mentre la stratosfera superiore può reagire quasi immediatamente al cambiamento della concentrazione radiativamente attiva della CO₂.

La componente lenta conferma la stessa distinzione. A 1 hPa essa rappresenta soltanto circa il 14% della risposta complessiva, mentre a 100 hPa raggiunge circa il 23%. In altri termini, l’importanza relativa del lento aggiustamento climatico aumenta scendendo verso la bassa stratosfera. Questo risultato fornisce una descrizione quantitativa molto efficace della transizione verticale tra un regime dominato maggiormente dagli aggiustamenti radiativi e un regime maggiormente controllato dall’accoppiamento superficie-troposfera-stratosfera. Il fatto che la componente lenta non sia nulla nemmeno nella stratosfera superiore indica tuttavia che l’oceano profondo e l’evoluzione climatica di lungo periodo continuano a produrre una certa influenza sulla BDC, sebbene molto inferiore rispetto alla componente stabilita durante i primi decenni.

L’interpretazione di questi risultati acquista ulteriore solidità se confrontata con le evidenze multimodello. Hardiman et al. (2014) mostrarono che nei modelli CMIP5 la risalita tropicale tendeva ad aumentare praticamente a tutte le quote della stratosfera in risposta al cambiamento climatico, ma che la geometria della regione di upwelling cambiava in modo differente nella stratosfera inferiore e superiore. Abalos et al. (2021), analizzando CMIP6, hanno successivamente confermato l’accelerazione della BDC sotto concentrazioni crescenti di CO₂, evidenziando però una grande dispersione tra i modelli nella media e alta stratosfera. Questa dispersione è stata associata, almeno in parte, alle differenze nel forcing prodotto dalle onde di gravità parametrizzate. I risultati di Calvo et al. permettono di avanzare ulteriormente rispetto a tali lavori, perché mostrano non soltanto dove la risposta è differente, ma anche quando essa emerge e quanto può essere attribuito agli aggiustamenti radiativi oppure alla risposta dell’oceano.

Un’importante conferma indipendente dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation proviene dall’analisi dell’età media dell’aria. La BDC non comprende infatti esclusivamente la circolazione meridionale residua, ma anche i processi di mescolamento quasi orizzontale che redistribuiscono i traccianti nella stratosfera. Per questo motivo, una diagnosi basata soltanto sulla velocità verticale residua non può descrivere l’intero trasporto atmosferico. L’età media dell’aria costituisce un indicatore complementare particolarmente utile perché rappresenta il tempo medio trascorso da una massa d’aria dal momento del suo ingresso nella stratosfera fino al punto nel quale viene osservata. Il concetto fu formalizzato in modo fondamentale da Hall e Plumb (1994), i quali sottolinearono che una massa d’aria stratosferica non possiede in realtà un singolo tempo di transito, ma contiene una miscela di aria caratterizzata da molteplici tempi di percorrenza. L’età media rappresenta quindi la media di questa distribuzione di tempi di transito.

Nel modello WACCM, sia la risposta rapida sia quella lenta mostrano una diminuzione dell’età dell’aria praticamente in tutta la stratosfera. L’aria diventa cioè mediamente più giovane rispetto alla climatologia preindustriale, un comportamento coerente con un trasporto più rapido dalla regione tropicale di ingresso verso il resto della stratosfera. Il massimo cambiamento si verifica nella bassa stratosfera subtropicale, proprio nella regione nella quale la riorganizzazione del ramo superficiale e dei confini del tropical pipe esercita una forte influenza sui tempi di trasporto. Gran parte della riduzione dell’età dell’aria avviene nei primi decenni, in accordo con la predominanza della risposta rapida osservata nella circolazione residua.

È importante tuttavia non interpretare l’età dell’aria come una semplice traduzione diretta della velocità verticale locale. Una massa d’aria che raggiunge un determinato punto della stratosfera ha percorso una traiettoria tridimensionale ed è stata sottoposta a processi di advezione e mescolamento durante l’intero tragitto. Di conseguenza, una variazione locale della velocità verticale non deve necessariamente corrispondere in maniera lineare a una variazione locale dell’età dell’aria. Proprio per questa ragione Abalos et al. (2021) hanno sottolineato che i trend dell’età media dell’aria risultano, nei modelli CMIP6, persino più robusti attraverso la stratosfera rispetto ai trend della sola circolazione residua. L’età dell’aria costituisce infatti una misura più integrata del trasporto complessivo.

Anche studi recenti dedicati alla diagnosi del trasporto stratosferico attraverso gas traccia hanno ribadito l’utilità dell’età dell’aria per valutare l’evoluzione della BDC. Poiché la circolazione non può essere misurata direttamente su scala globale con la stessa completezza con cui viene diagnosticata nei modelli, le distribuzioni di specie chimiche a lunga vita forniscono importanti informazioni sui tempi di trasporto. Al tempo stesso, tali studi evidenziano la necessità di cautela, perché chimica, condizioni al contorno e mescolamento possono complicare l’interpretazione dei trend osservati. La combinazione fra diagnostica dinamica ed età dell’aria adottata da Calvo et al. risulta quindi particolarmente utile proprio perché consente di verificare che il rafforzamento della circolazione residua sia accompagnato da una modifica coerente del trasporto dei traccianti.

Nelle simulazioni atmosphere-only, la diminuzione dell’età dell’aria nella bassa stratosfera è invece molto piccola, sebbene statisticamente significativa. Il risultato rispecchia perfettamente la debole accelerazione del ramo superficiale osservata quando le SST non possono aumentare. Ancora una volta emerge quindi la centralità del riscaldamento oceanico per la risposta della bassa stratosfera. Nella media e alta stratosfera, WACCMatm mostra alcuni cambiamenti significativi soprattutto nei tropici e nell’emisfero meridionale, ma la loro ampiezza rimane molto ridotta, nell’ordine di pochi punti percentuali rispetto alla climatologia di riferimento. Questo comportamento sottolinea quanto sia importante distinguere tra una risposta dinamicamente rilevabile e una trasformazione realmente dominante del trasporto stratosferico.

Nel complesso, le informazioni fornite dalle prime tre figure dello studio convergono verso una visione straordinariamente coerente della risposta della Brewer-Dobson Circulation alla quadruplicazione della CO₂. La Figura 1 descrive la riorganizzazione spaziale della circolazione residua; la Figura 2 chiarisce le differenti scale temporali del ramo superficiale e profondo e il loro rapporto con il riscaldamento della superficie; la Figura 3 dimostra che la conseguente accelerazione del trasporto si riflette anche in una generale diminuzione dell’età dell’aria. Considerati insieme, questi risultati indicano che la maggior parte della risposta della BDC si sviluppa molto prima che il sistema oceano-atmosfera abbia raggiunto un nuovo equilibrio termico.

Il quadro che ne deriva modifica in parte l’idea intuitiva secondo cui una risposta associata al cambiamento climatico dovrebbe manifestarsi principalmente su scale temporali molto lunghe. Nel caso della BDC, la maggior parte dell’aggiustamento si realizza entro i primi due o tre decenni, ma per ragioni differenti a seconda della quota. Nella bassa stratosfera la componente rapida è comunque strettamente collegata al rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale e della troposfera, mentre nell’alta stratosfera una grande frazione della risposta è prodotta direttamente dall’aggiustamento atmosferico alla maggiore concentrazione di CO₂. L’oceano profondo contribuisce all’evoluzione successiva, ma il suo ruolo è relativamente secondario nella costruzione dell’anomalia complessiva.

Questa separazione verticale e temporale permette inoltre di comprendere perché la relazione tra BDC e temperatura superficiale, molto evidente nella bassa stratosfera, diventi progressivamente meno diretta salendo di quota. Abalos et al. (2021) avevano già individuato nei modelli CMIP6 una connessione estremamente stretta tra il ramo superficiale della circolazione residua e la temperatura della superficie, mentre una relazione analoga non emergeva chiaramente nel ramo profondo. Calvo et al. forniscono un’interpretazione fisica molto convincente di questa differenza: la circolazione profonda può reagire direttamente e rapidamente al forcing radiativo stratosferico, mentre quella superficiale necessita principalmente della mediazione esercitata dall’oceano e dalla troposfera.

Dal punto di vista climatico e chimico, una simile accelerazione può avere conseguenze importanti. Una maggiore risalita tropicale implica un trasporto più rapido dell’aria attraverso la tropopausa tropicale e la bassa stratosfera; una maggiore subsidenza extratropicale modifica a sua volta la redistribuzione verso le medie e alte latitudini. Il risultato può essere una diversa distribuzione dell’ozono, del vapore acqueo e degli altri gas traccia, oltre a una riduzione dei tempi medi di permanenza dell’aria nella stratosfera. La conseguenza non deve necessariamente essere uniforme in tutte le regioni: una BDC più intensa può ridurre alcune concentrazioni di ozono nella bassa stratosfera tropicale attraverso un trasporto più rapido verso l’alto e verso i poli, mentre può contemporaneamente favorire un maggiore accumulo alle latitudini extratropicali. È per questa ragione che la BDC costituisce un elemento cruciale nelle proiezioni della composizione stratosferica e del recupero dell’ozono. La letteratura di sintesi sulla Brewer-Dobson Circulation ha da tempo sottolineato questi collegamenti fra dinamica, composizione chimica e bilancio radiativo.

I risultati di Calvo et al. mostrano quindi che parlare genericamente di “accelerazione della Brewer-Dobson Circulation” può essere insufficiente. Il sistema reagisce attraverso un mosaico di processi dipendenti dalla quota. Il ramo superficiale risponde soprattutto al riscaldamento delle SST, alla conseguente trasformazione della troposfera e alla riorganizzazione della propagazione ondulatoria. Il ramo profondo presenta invece una risposta atmosferica intrinsecamente più rapida, nella quale il raffreddamento radiativo stratosferico può produrre una parte molto consistente dell’accelerazione prima ancora che la temperatura superficiale abbia raggiunto gran parte del proprio cambiamento. Le modificazioni delle latitudini di turnaround mostrano inoltre che cambia la geometria della regione tropicale di risalita, mentre la diminuzione dell’età dell’aria conferma che tali trasformazioni dinamiche determinano effettivamente un trasporto più rapido dei costituenti attraverso la stratosfera.

In termini più generali, questa sezione dello studio dimostra quanto sia importante analizzare la Brewer-Dobson Circulation utilizzando contemporaneamente tre dimensioni del problema: intensità, struttura spaziale e scala temporale. Concentrarsi soltanto sul trend dell’upwelling a una singola quota rischierebbe di nascondere la profonda differenza tra i meccanismi che agiscono a 100 hPa e quelli che dominano vicino alla stratopausa. Allo stesso modo, confrontare soltanto lo stato preindustriale con quello raggiunto dopo cento anni non permetterebbe di comprendere che una larghissima parte della risposta viene stabilita molto prima. Infine, considerare esclusivamente la circolazione residua lascerebbe incompleta la descrizione del trasporto, che comprende anche il mescolamento ed è quindi meglio interpretato integrando informazioni provenienti dall’età dell’aria.

Il contributo più significativo di questi risultati risiede pertanto nella possibilità di riconciliare diversi aspetti della letteratura precedente all’interno di un unico schema dinamico. Il rafforzamento della BDC previsto dai modelli climatici, la dipendenza del ramo superficiale dalla temperatura della superficie, la diversa morfologia della risposta nella bassa e alta stratosfera, il ruolo delle latitudini di turnaround e la diminuzione dell’età media dell’aria non rappresentano fenomeni separati, ma differenti manifestazioni della stessa riorganizzazione del sistema atmosferico sotto un intenso forcing da CO₂. Le analisi CMIP5 e CMIP6 avevano già mostrato l’esistenza di molti di questi segnali; l’esperimento di Calvo et al. aggiunge però l’elemento temporale necessario per determinarne con maggiore precisione l’origine fisica.

Nel complesso, emerge quindi una Brewer-Dobson Circulation che reagisce all’aumento della CO₂ in maniera relativamente rapida ma attraverso percorsi diversi lungo la verticale. Nella bassa stratosfera l’oceano superficiale costituisce il principale intermediario attraverso cui il forcing radiativo viene trasformato in una risposta dinamica; nella stratosfera superiore l’atmosfera stessa reagisce invece con grande rapidità al cambiamento radiativo, permettendo al ramo profondo di accelerare prima e più velocemente rispetto al ramo superficiale. La componente lenta associata all’ulteriore evoluzione dell’oceano rafforza successivamente il segnale, ma non ne costituisce l’origine principale. La parallela diminuzione dell’età dell’aria dimostra infine che tale accelerazione non è soltanto una caratteristica della diagnostica della circolazione residua, ma modifica concretamente il trasporto stratosferico. In questo senso, i risultati di Calvo et al. (2025) rappresentano un importante avanzamento nella comprensione della risposta della BDC al cambiamento climatico, poiché mostrano che per interpretarne correttamente l’evoluzione futura è necessario distinguere simultaneamente tra ramo superficiale e ramo profondo, tra risposta atmosferica diretta e risposta mediata dall’oceano e tra aggiustamenti rapidi e trasformazioni climatiche di più lungo periodo.

Tabella 1 – Struttura degli esperimenti WACCM e separazione dei meccanismi che controllano la risposta della Brewer-Dobson Circulation

Certo fratello. Trasformo la spiegazione della Tabella 1 in un testo unico, senza sottosezioni, più ampio e accademico, mettendo in evidenza soprattutto la logica sperimentale dello studio e collegandola alla letteratura su WACCM, abrupt-4×CO₂, accoppiamento oceano-atmosfera e risposta della Brewer-Dobson Circulation.

Tabella 1 – Struttura degli esperimenti WACCM e separazione dei meccanismi che controllano la risposta della Brewer-Dobson Circulation

La Tabella 1 costituisce un elemento metodologico centrale nello studio di Calvo et al., poiché sintetizza l’architettura degli esperimenti numerici utilizzati per separare i differenti meccanismi responsabili della risposta della Brewer-Dobson Circulation all’aumento della concentrazione atmosferica di anidride carbonica. Il valore scientifico della tabella non risiede quindi soltanto nella descrizione tecnica delle simulazioni, ma soprattutto nella possibilità di comprendere come il disegno sperimentale sia stato costruito per distinguere gli effetti atmosferici diretti dell’aumento della CO₂ da quelli indiretti che si sviluppano attraverso il riscaldamento delle temperature superficiali del mare e l’accoppiamento atmosfera-oceano. Tale distinzione rappresenta uno dei problemi fondamentali nello studio della risposta stratosferica al cambiamento climatico, perché una maggiore concentrazione di CO₂ produce contemporaneamente un raffreddamento radiativo della stratosfera e un riscaldamento della superficie e della troposfera, due processi che possono influenzare la circolazione di Brewer-Dobson attraverso vie dinamiche differenti e su scale temporali diverse.

Il sistema modellistico utilizzato è il Community Earth System Model versione 1 accoppiato al Whole Atmosphere Community Climate Model, comunemente indicato come CESM1-WACCM. WACCM appartiene alla categoria dei modelli climatici cosiddetti high-top, nei quali il dominio atmosferico si estende ben oltre la stratopausa e comprende la mesosfera e parte della termosfera inferiore. Questa caratteristica è particolarmente importante nello studio della Brewer-Dobson Circulation perché il ramo profondo della circolazione raggiunge la stratosfera superiore e risente fortemente dell’interazione tra vento zonale, onde planetarie e onde di gravità. Marsh et al. (2013) hanno mostrato che CESM1-WACCM è in grado di rappresentare in maniera dettagliata molte caratteristiche della dinamica e della composizione della media atmosfera, grazie all’integrazione tra dinamica atmosferica, processi radiativi e chimica interattiva. L’impiego di un modello high-top permette quindi di analizzare non soltanto la bassa stratosfera tropicale, ma anche quei processi che diventano progressivamente più importanti salendo verso la stratopausa.

La Tabella 1 distingue due configurazioni fondamentali: WACCM e WACCMatm. La prima rappresenta il modello completamente accoppiato, nel quale atmosfera, oceano, superficie terrestre e ghiaccio marino possono interagire dinamicamente. In questa configurazione l’oceano non costituisce una semplice condizione al contorno, ma reagisce alla perturbazione radiativa, accumula calore e modifica progressivamente le temperature superficiali del mare. Tale caratteristica consente al modello di sviluppare in maniera autonoma la risposta del sistema climatico alla quadruplicazione della CO₂. È proprio questa interazione che rende possibile analizzare gli effetti del riscaldamento dello strato superficiale oceanico sulla troposfera, sulle correnti a getto e, indirettamente, sulla propagazione delle onde che controllano la BDC.

La seconda configurazione, WACCMatm, utilizza invece la componente atmosferica del modello senza un oceano e un ghiaccio marino dinamicamente accoppiati. Le temperature superficiali del mare e la copertura del ghiaccio marino vengono prescritte secondo una climatologia rappresentativa delle condizioni preindustriali e rimangono identiche sia nell’esperimento di controllo sia nell’esperimento con CO₂ quadruplicata. Questa scelta costituisce il punto più importante dell’intera strategia sperimentale. Se la CO₂ viene quadruplicata mentre le SST vengono mantenute artificialmente invariate, qualsiasi risposta dell’atmosfera non può essere attribuita al riscaldamento della superficie oceanica. Essa deve invece derivare principalmente dagli aggiustamenti atmosferici diretti alla nuova concentrazione di CO₂, compreso il raffreddamento radiativo della stratosfera e le conseguenti modificazioni della struttura termica e dinamica atmosferica.

Il confronto tra WACCM e WACCMatm consente pertanto di trasformare una semplice simulazione climatica in un esperimento di attribuzione dei processi. Nel modello completamente accoppiato agiscono contemporaneamente il forcing radiativo diretto della CO₂, il riscaldamento delle SST, la risposta troposferica e il progressivo coinvolgimento dell’oceano profondo. In WACCMatm, invece, il percorso che passa attraverso l’aumento delle temperature superficiali del mare viene sostanzialmente eliminato. La differenza tra le risposte ottenute nei due sistemi permette quindi di stimare l’importanza relativa dell’accoppiamento con l’oceano.

Questo tipo di strategia si inserisce in una lunga tradizione di studi volti a separare gli effetti diretti e indiretti dei gas serra sulla circolazione atmosferica. Sigmond et al. (2004), utilizzando il modello MA-ECHAM4, avevano già mostrato che una grande parte dell’accelerazione della circolazione residua nella bassa stratosfera era associata agli effetti troposferici della CO₂ e alle variazioni delle SST, mentre una frazione minore poteva essere ricondotta direttamente alle modificazioni della media atmosfera. Studi successivi, tra cui Garny et al. (2011), Oberlander et al. (2013) e Chrysanthou et al. (2020), hanno ulteriormente dimostrato che il riscaldamento delle SST svolge un ruolo fondamentale nel ramo superficiale della BDC, mentre nella media e alta stratosfera il raffreddamento radiativo diretto e il forcing associato alle onde di gravità possono assumere un’importanza molto maggiore.

La struttura degli esperimenti riportata nella Tabella 1 consente a Calvo et al. di affrontare proprio questa distinzione in maniera più sistematica. La simulazione WACCM piControl viene eseguita per 200 anni ed è costituita da un singolo membro. Un controllo così lungo permette di definire con maggiore precisione la climatologia preindustriale e, soprattutto, di caratterizzare la naturale variabilità interna del sistema climatico. Questo aspetto è fondamentale perché la stratosfera presenta una notevole variabilità su scale interannuali e decadali, prodotta dall’attività ondulatoria, dalla variabilità dei vortici polari e dalle interazioni tra troposfera e stratosfera. Un periodo di controllo molto lungo riduce il rischio che le differenze individuate nelle simulazioni perturbate siano interpretate erroneamente come risposta alla CO₂ quando potrebbero invece riflettere semplicemente la variabilità interna.

L’esperimento WACCM con CO₂ quadruplicata comprende invece tre membri di ensemble, ciascuno della durata di 100 anni. I tre membri vengono avviati a partire da condizioni iniziali leggermente differenti, ma sono sottoposti alla stessa forzante esterna. Questo procedimento è metodologicamente importante perché l’atmosfera è un sistema caotico: anche piccolissime differenze iniziali possono produrre evoluzioni differenti della circolazione su scale temporali relativamente brevi. Mediando i tre membri, una parte della variabilità non direttamente collegata alla forzante tende a compensarsi, mentre il segnale comune prodotto dalla quadruplicazione della CO₂ emerge con maggiore chiarezza.

La configurazione WACCMatm segue una logica analoga, ma con integrazioni più brevi. Il controllo preindustriale viene eseguito per 30 anni e l’esperimento 4×CO₂ comprende tre membri della durata di 50 anni. La minore durata rispetto alla configurazione accoppiata non costituisce un difetto metodologico, ma riflette lo specifico obiettivo di queste simulazioni. Poiché le SST sono fissate e l’oceano non può reagire alla perturbazione radiativa, WACCMatm non contiene la componente lenta associata all’assorbimento di calore da parte dell’oceano profondo. Gli autori non hanno quindi bisogno di prolungare queste simulazioni per un secolo o più al fine di studiare un processo che, per costruzione, non è presente.

Questa differenza permette di comprendere anche la logica della separazione tra risposta rapida e risposta lenta utilizzata nello studio. Gli esperimenti abrupt-4×CO₂ sono particolarmente adatti a questo tipo di analisi perché la concentrazione di CO₂ viene aumentata improvvisamente e successivamente mantenuta costante. Il sistema climatico risponde quindi secondo le proprie differenti scale temporali interne. L’atmosfera e la stratosfera possono reagire molto rapidamente, mentre la superficie oceanica richiede più tempo e l’oceano profondo evolve ancora più lentamente. Grise e Polvani (2017), così come Ceppi et al. (2018), hanno utilizzato una logica simile per distinguere gli aggiustamenti rapidi della circolazione atmosferica dalle risposte più lente associate al riscaldamento della superficie. Calvo et al. applicano questa impostazione alla Brewer-Dobson Circulation, sfruttando contemporaneamente il confronto tra modello accoppiato e modello atmosphere-only.

È quindi importante comprendere che l’esperimento 4×CO₂ non rappresenta una previsione diretta secondo cui la concentrazione atmosferica di CO₂ debba quadruplicare improvvisamente nel mondo reale. Si tratta invece di un esperimento idealizzato molto utilizzato nella modellistica climatica per amplificare il segnale e rendere più semplice l’attribuzione dei processi fisici. Un forcing forte e istantaneo permette infatti di distinguere più chiaramente quali componenti del sistema reagiscano immediatamente e quali richiedano decenni per svilupparsi. Ciò è particolarmente utile nello studio della BDC, la cui risposta deriva dall’interazione tra processi radiativi, dinamici e oceanici.

Un altro elemento significativo riportato nella Tabella 1 è la presenza della chimica accoppiata in tutte le simulazioni. La colonna “Coupled chemistry” riporta infatti sempre “YES”. Questo significa che la composizione chimica dell’atmosfera non viene mantenuta artificialmente fissa, ma può evolvere in risposta ai cambiamenti della temperatura e della circolazione. Tale caratteristica è particolarmente importante per la stratosfera, dove l’ozono svolge un ruolo decisivo nel bilancio radiativo. Il modello utilizzato include un sistema chimico derivato da MOZART, descritto da Kinnison et al. (2007), capace di rappresentare numerosi processi fotochimici e il trasporto di molte specie atmosferiche. Ciò rende possibile una risposta fisicamente più coerente dell’ozono e degli altri traccianti alle modificazioni della Brewer-Dobson Circulation.

La relazione tra chimica e dinamica è infatti bidirezionale. Una BDC più intensa può modificare la distribuzione dell’ozono, accelerandone il trasporto dalle regioni tropicali verso quelle extratropicali. Al tempo stesso, una diversa distribuzione dell’ozono modifica il riscaldamento radiativo della stratosfera, influenzando temperature e venti. L’utilizzo della chimica interattiva consente quindi al modello di rappresentare queste retroazioni, che sarebbero invece assenti se l’ozono fosse prescritto. Questo aspetto diventa particolarmente importante quando si analizza la risposta della BDC alla CO₂, poiché le modificazioni della circolazione e quelle della composizione stratosferica possono evolvere simultaneamente.

La presenza o assenza dell’oceano accoppiato costituisce tuttavia l’informazione più importante della tabella. Nelle simulazioni WACCM, l’oceano è libero di riscaldarsi e il cambiamento delle SST influenza progressivamente la troposfera. L’aumento della temperatura superficiale modifica i gradienti termici meridionali e verticali, l’altezza della tropopausa, la struttura dei jet subtropicali e la convezione tropicale. Tutti questi processi possono alterare le sorgenti delle onde atmosferiche oppure le condizioni che ne controllano la propagazione verso la stratosfera. Poiché la BDC è una circolazione sostanzialmente guidata dal forcing ondulatorio, tali modificazioni possono tradursi in un aumento della risalita tropicale e della subsidenza extratropicale.

Garcia e Randel (2008) avevano già mostrato con WACCM che il riscaldamento troposferico indotto dai gas serra produce un rafforzamento e uno spostamento verso l’alto dei jet subtropicali. Shepherd e McLandress (2011) hanno successivamente fornito una spiegazione dinamica dettagliata di questo comportamento, mostrando come il cambiamento dei jet possa spostare verso quote più elevate i livelli critici delle onde, consentendo a una maggiore quantità di attività ondulatoria di raggiungere la bassa stratosfera e contribuendo così all’accelerazione della BDC. Questo meccanismo è particolarmente importante per interpretare il significato della differenza tra WACCM e WACCMatm.

Se infatti una forte risposta della bassa stratosfera compare in WACCM ma non in WACCMatm, significa che la semplice presenza di una maggiore concentrazione di CO₂ nella stratosfera non è sufficiente a produrla. È necessario che l’oceano si riscaldi, che la troposfera reagisca e che cambino i jet e la propagazione delle onde. Ed è esattamente ciò che Calvo et al. osservano nei loro risultati. A circa 100 hPa, la risposta del ramo superficiale della BDC è molto intensa nel modello accoppiato e quasi trascurabile nella configurazione atmosphere-only. La differenza tra le due simulazioni fornisce quindi una prova particolarmente forte del ruolo dominante del riscaldamento delle SST.

La stessa logica conduce a un risultato diverso nella stratosfera superiore. A circa 1 hPa, WACCMatm mostra già una significativa risposta della risalita tropicale nonostante le SST non possano cambiare. Ciò dimostra che la stratosfera superiore è molto più sensibile agli aggiustamenti radiativi atmosferici diretti. Il raffreddamento prodotto dalla maggiore concentrazione di CO₂ modifica rapidamente la struttura termica e dinamica della media atmosfera e, attraverso la risposta dei venti e il filtraggio delle onde, può accelerare il ramo profondo della BDC anche in assenza di un riscaldamento oceanico.

Il confronto con WACCM mostra tuttavia che l’effetto delle SST non scompare completamente nella stratosfera superiore. La risposta del modello completamente accoppiato è infatti ancora più intensa. Ne deriva un quadro nel quale il ramo profondo riceve contemporaneamente contributi dalla risposta radiativa diretta e dal riscaldamento della superficie oceanica. Studi precedenti avevano già suggerito questa doppia origine. Oberlander et al. (2013) attribuirono una larga parte del rafforzamento del ramo profondo al forcing radiativo diretto dei gas serra, pur riconoscendo un contributo significativo delle SST, mentre Chrysanthou et al. (2020) trovarono contributi più comparabili tra aggiustamenti atmosferici e riscaldamento superficiale in esperimenti con CO₂ quadruplicata.

La Tabella 1 consente quindi di comprendere perché la risposta della BDC possa essere profondamente diversa tra bassa e alta stratosfera. Il confronto tra le configurazioni modellistiche agisce come una sorta di esperimento controllato. Nel ramo superficiale, eliminando il riscaldamento oceanico scompare quasi tutta la risposta, indicando che l’oceano e la troposfera costituiscono il collegamento essenziale tra la CO₂ e la BDC. Nel ramo profondo, al contrario, una parte consistente della risposta sopravvive anche quando le SST vengono mantenute costanti, dimostrando l’importanza degli aggiustamenti atmosferici diretti.

La diversa durata delle integrazioni permette inoltre di separare la risposta dello strato oceanico superficiale da quella dell’oceano profondo. Lo strato ben rimescolato dell’oceano risponde relativamente rapidamente alla nuova forzante e può modificare le SST già nei primi anni o decenni. L’oceano profondo, dotato di un’enorme capacità termica, richiede invece tempi molto maggiori. Calvo et al. mostrano che la maggior parte dell’accelerazione della BDC si sviluppa già nelle prime due o tre decadi, implicando che la risposta dello strato oceanico superficiale è molto più importante rispetto a quella dell’oceano profondo, soprattutto per il ramo superficiale.

Questo risultato è coerente con l’idea più generale secondo cui differenti componenti del sistema climatico possiedono differenti tempi caratteristici di risposta. L’atmosfera può adattarsi al forcing radiativo su scale relativamente brevi, la parte superficiale dell’oceano reagisce su scale da annuali a pluridecadali, mentre il lento trasporto di calore verso gli strati profondi può continuare per secoli. La BDC integra queste differenti scale temporali e costituisce pertanto un indicatore particolarmente sensibile della distinzione tra aggiustamenti rapidi e risposta climatica lenta.

È importante sottolineare anche il significato statistico della presenza dei tre membri di ensemble negli esperimenti perturbati. La variabilità della stratosfera è elevata e può produrre differenze sostanziali da un anno all’altro, specialmente nel ramo profondo. La presenza di un ensemble non elimina completamente questa variabilità, ma consente di ridurne l’influenza quando si calcola la risposta media alla CO₂. In questo modo gli autori possono distinguere con maggiore sicurezza i cambiamenti sistematici da quelli che potrebbero derivare semplicemente dalla variabilità interna del modello.

L’assenza della QBO simulata costituisce invece una caratteristica da tenere presente nell’interpretazione dei risultati, anche se non è direttamente visibile nella Tabella 1. La Quasi-Biennial Oscillation rappresenta una delle principali sorgenti di variabilità della stratosfera tropicale e può modificare sia la propagazione delle onde sia la circolazione meridionale e il trasporto dei traccianti. La sua assenza riduce una componente della variabilità interannuale e può facilitare l’identificazione del segnale imposto dalla CO₂, ma significa anche che alcune interazioni presenti nell’atmosfera reale non sono riprodotte. Questo non invalida il confronto tra WACCM e WACCMatm, poiché entrambe le configurazioni condividono la stessa limitazione, ma deve essere ricordato quando i risultati vengono interpretati in termini di comportamento del sistema atmosferico reale.

Nel complesso, la Tabella 1 mostra quindi come gli autori abbiano costruito una gerarchia sperimentale estremamente efficace. Il lungo controllo WACCM definisce il clima preindustriale; l’ensemble WACCM 4×CO₂ descrive la risposta completa del sistema accoppiato; WACCMatm piControl fornisce il riferimento atmosferico con SST prescritte; WACCMatm 4×CO₂ isola infine gli aggiustamenti atmosferici rapidi che possono verificarsi indipendentemente dal riscaldamento della superficie. La chimica interattiva viene mantenuta in tutte le configurazioni in modo che la risposta della composizione atmosferica resti fisicamente coerente con quella dinamica.

La vera importanza scientifica della tabella emerge pertanto soltanto quando la si collega ai risultati successivi dello studio. Essa fornisce la chiave con cui interpretare le Figure 1, 2 e 3. Quando la risalita tropicale a 100 hPa aumenta fortemente in WACCM ma rimane quasi invariata in WACCMatm, la struttura degli esperimenti permette di attribuire il cambiamento alle SST e alla risposta troposferica. Quando, invece, la risalita a 1 hPa aumenta significativamente anche in WACCMatm, diventa possibile identificare un importante contributo degli aggiustamenti radiativi atmosferici diretti. Quando infine la risposta continua ad aumentare lentamente nel corso dei decenni successivi soltanto nel modello accoppiato, tale componente può essere ricondotta almeno in parte alla progressiva risposta dell’oceano.

La Tabella 1 rappresenta quindi molto più di un riepilogo tecnico delle simulazioni: costituisce la struttura logica attraverso cui l’intero studio riesce a passare dalla semplice constatazione che la Brewer-Dobson Circulation accelera sotto un forcing di CO₂ alla comprensione fisica dei processi che producono tale accelerazione. Attraverso il confronto tra configurazioni accoppiate e atmosphere-only, l’uso di ensemble, la presenza della chimica interattiva e la diversa durata degli esperimenti, Calvo et al. riescono a distinguere le componenti atmosferiche rapide, la risposta dello strato oceanico superficiale e quella molto più lenta dell’oceano profondo. Da questa impostazione emerge un risultato di grande rilevanza: la risposta della BDC non è governata da un unico meccanismo, ma cambia profondamente con la quota. Nella bassa stratosfera il riscaldamento delle SST e la riorganizzazione della circolazione troposferica costituiscono il motore dominante, mentre nella stratosfera superiore il raffreddamento radiativo diretto e gli aggiustamenti atmosferici rapidi assumono un ruolo molto maggiore. È proprio la struttura sperimentale sintetizzata nella Tabella 1 a rendere possibile questa distinzione e a fornire le basi metodologiche per l’intera interpretazione dinamica proposta nello studio.

Figura 1 – Risposta verticale e latitudinale della circolazione di Brewer-Dobson alla quadruplicazione della CO₂

La Figura 1 costituisce una delle rappresentazioni più importanti dello studio di Calvo et al. (2025), poiché permette di osservare simultaneamente la struttura climatologica della circolazione di Brewer-Dobson, la sua risposta rapida e quella più lenta a una quadruplicazione improvvisa della concentrazione atmosferica di CO₂, nonché di distinguere il contributo dell’accoppiamento con l’oceano da quello derivante dagli aggiustamenti atmosferici diretti. La figura deve quindi essere interpretata non semplicemente come una descrizione di come cambia la velocità verticale nella stratosfera, ma come una diagnosi della struttura dinamica della BDC e delle differenti scale temporali attraverso cui il sistema climatico reagisce alla forzante radiativa. Questa prospettiva è centrale nel lavoro di Calvo e collaboratori, che mostra come la maggior parte della risposta della BDC emerga durante i primi due o tre decenni successivi alla perturbazione, ma attraverso meccanismi profondamente differenti nel ramo superficiale e in quello profondo della circolazione. AGU Journals

La figura è costruita mediante sezioni latitudine-pressione della componente verticale della circolazione residua, rappresentata dalle aree colorate, sulle quali viene sovrapposta la funzione di corrente di massa. L’asse orizzontale descrive il passaggio dall’emisfero meridionale a quello settentrionale, mentre quello verticale utilizza la pressione atmosferica come coordinata verticale: la regione attorno a 100 hPa corrisponde alla bassa stratosfera, mentre i livelli prossimi a 1 hPa si collocano in prossimità della stratopausa. I colori caldi identificano la risalita dell’aria e quelli freddi la subsidenza, consentendo di visualizzare immediatamente la caratteristica configurazione della Brewer-Dobson Circulation: ascesa nelle regioni tropicali, trasporto verso le latitudini extratropicali e discesa alle medie e alte latitudini. Le linee della funzione di corrente completano questa rappresentazione mostrando l’organizzazione meridionale del trasporto di massa. Questa struttura è coerente con la moderna interpretazione della BDC come circolazione wave-driven, ossia forzata principalmente dal deposito di momento delle onde planetarie e delle onde di gravità nella stratosfera. La review di Butchart (2014) sottolinea proprio come la circolazione residua della stratosfera e della mesosfera sia strettamente legata alla dissipazione delle onde di Rossby e delle onde di gravità. AGU Journals

Nella climatologia preindustriale WACCM emergono chiaramente due regioni principali di risalita tropicale. La prima si trova attorno a 100 hPa ed è associata al cosiddetto ramo superficiale della BDC; la seconda raggiunge il massimo nella stratosfera superiore, approssimativamente tra 1 e 2 hPa, e identifica il ramo profondo. Questa doppia struttura non è una peculiarità del modello utilizzato da Calvo et al., ma costituisce una caratteristica nota della circolazione residua stratosferica. Le analisi CMIP6 di Abalos et al. (2021), confrontate con differenti rianalisi atmosferiche, hanno mostrato una struttura climatologica molto simile, comprendente un minimo della risalita tropicale nella media stratosfera e un massimo superiore attorno a 1,5-2 hPa. Nel complesso, modelli e rianalisi riproducono quindi una BDC verticalmente articolata, nella quale il trasporto non può essere descritto come una singola cella uniforme. acp.copernicus.org

Il ramo superficiale interessa prevalentemente la bassa stratosfera ed è caratterizzato dalla risalita tropicale seguita da una discesa dell’aria nei subtropici e alle medie latitudini. Il ramo profondo raggiunge invece la stratosfera superiore e completa il proprio percorso attraverso una subsidenza che si estende maggiormente verso le alte latitudini, soprattutto nell’emisfero invernale. Tale distinzione assume un significato dinamico preciso, poiché le differenti regioni della BDC sono controllate da combinazioni diverse di forcing ondulatorio. Nella bassa stratosfera assumono grande importanza le onde esplicitamente risolte dai modelli, incluse le onde planetarie transitorie e quelle associate all’attività sinottica; nella stratosfera superiore diviene invece sempre più rilevante il contributo delle onde di gravità parametrizzate. Le analisi CMIP6 hanno confermato che il ramo superficiale mostra una relazione relativamente robusta con il riscaldamento della superficie, mentre nel ramo profondo la dispersione fra i modelli è molto maggiore e può essere collegata proprio alle differenti rappresentazioni del forcing delle onde di gravità. acp.copernicus.org

La risposta rapida della configurazione WACCM completamente accoppiata mostra un cambiamento immediatamente evidente: sia il ramo superficiale sia quello profondo della circolazione si rafforzano. Nella bassa stratosfera aumenta la risalita tropicale e contemporaneamente si intensifica la subsidenza subtropicale, configurazione che indica un incremento del trasporto meridionale residuo. Nella stratosfera superiore l’aumento della risalita è accompagnato da un ulteriore elemento, ossia uno spostamento verso quote maggiori del massimo della risposta. Nella climatologia preindustriale il massimo superiore è collocato all’incirca tra 1 e 3 hPa, mentre nella risposta rapida l’anomalia più intensa emerge tra circa 0,8 e 1 hPa. Calvo et al. sottolineano che un simile spostamento verso l’alto del ramo profondo era già stato individuato da Palmeiro et al. nelle simulazioni climatiche transitorie con WACCM. Columbia Università

La conseguenza è importante perché dimostra che il cambiamento climatico non provoca soltanto un aumento quantitativo della circolazione già esistente. Cambia anche la sua struttura verticale. Una parte del segnale attribuito al rafforzamento del ramo profondo riflette pertanto una riorganizzazione della posizione verticale della regione di massima risalita. Questo risultato deve essere considerato insieme alla progressiva espansione verticale della troposfera e allo spostamento della tropopausa simulati in condizioni di riscaldamento climatico. L’intero sistema atmosferico tende infatti a modificare la propria struttura verticale quando la troposfera si riscalda e la stratosfera si raffredda, e la BDC si adatta a tali trasformazioni attraverso cambiamenti nella propagazione ondulatoria e nel bilancio del momento.

Nelle regioni extratropicali la risposta rapida mostra contemporaneamente un rafforzamento della subsidenza del ramo profondo, particolarmente evidente nell’emisfero settentrionale, dove il segnale raggiunge anche livelli inferiori rispetto all’emisfero meridionale. L’asimmetria emisferica è coerente con la diversa climatologia dell’attività ondulatoria dei due emisferi. Nell’emisfero boreale, la distribuzione dei continenti e degli oceani e la presenza delle grandi catene montuose generano un’attività delle onde planetarie molto più intensa, rendendo la stratosfera settentrionale maggiormente disturbata e dinamicamente variabile. Hardiman et al. (2014), analizzando le simulazioni CMIP5, avevano già mostrato importanti differenze emisferiche nella struttura della subsidenza extratropicale e nella risposta della Brewer-Dobson Circulation al cambiamento climatico. Wiley Online Library

Un aspetto particolarmente interessante della Figura 1 riguarda le cosiddette latitudini di turnaround. Esse corrispondono ai punti nei quali il moto verticale residuo cambia segno, passando dalla risalita tropicale alla subsidenza extratropicale. Queste latitudini costituiscono quindi un indicatore geometrico dell’ampiezza del cosiddetto tropical pipe, la regione della stratosfera tropicale all’interno della quale domina il trasporto ascendente. Nel complesso, il cambiamento delle latitudini di turnaround rimane relativamente piccolo nella maggior parte della stratosfera, ma rivela una struttura verticale ben definita: nella stratosfera più bassa il tropical pipe tende a restringersi, mentre nella media e alta stratosfera si osserva in generale una tendenza opposta. Tale comportamento è coerente con le proiezioni CMIP5 di Hardiman et al., secondo cui la regione tropicale di risalita tende a restringersi sotto circa 20 hPa e ad ampliarsi al di sopra, suggerendo che differenti meccanismi dinamici governino la risposta alle diverse quote. Columbia Università

La zona prossima alla stratopausa costituisce però un’eccezione particolarmente significativa, poiché qui il restringimento del tropical pipe diventa molto più evidente. A circa 1 hPa, Calvo et al. quantificano nella risposta rapida uno spostamento delle latitudini di turnaround di circa 3,3 gradi nell’emisfero meridionale e 3,8 gradi nell’emisfero settentrionale. Tale restringimento deriva da un aumento particolarmente intenso della risalita nei tropici profondi accompagnato da un relativo indebolimento della risalita nelle regioni subtropicali. Non cambia quindi soltanto l’intensità della BDC: cambia la distribuzione latitudinale del trasporto verticale, che tende a concentrarsi maggiormente attorno all’equatore nella parte superiore della stratosfera. Columbia Università

Questo tipo di cambiamento può avere importanti conseguenze anche per la distribuzione dei traccianti stratosferici. La larghezza della regione tropicale ascendente influenza infatti il grado di isolamento dinamico del tropical pipe rispetto alle regioni extratropicali e contribuisce a determinare il percorso di ozono, vapore acqueo e altre specie chimiche dalla tropopausa tropicale verso la media e alta stratosfera. Una modificazione delle latitudini di turnaround può quindi alterare non soltanto il flusso di massa complessivo ma anche le caratteristiche del mescolamento tra tropici ed extratropici, con implicazioni per l’età dell’aria e per la distribuzione dei costituenti radiativamente attivi.

Il confronto tra la risposta rapida e quella lenta è probabilmente l’elemento più importante della figura dal punto di vista delle scale temporali. La risposta lenta possiede in generale una struttura qualitativamente simile a quella rapida, ma un’ampiezza molto minore. Nel ramo superficiale si osserva ancora un aumento della risalita tropicale, mentre nel ramo profondo permane una certa intensificazione della struttura climatologica; tuttavia, gran parte delle anomalie è sensibilmente più debole. Inoltre, numerose regioni della risposta lenta sono puntinate, indicando che il cambiamento non supera il livello di significatività statistica del 95%. Questa caratteristica rafforza l’interpretazione secondo cui la maggior parte della riorganizzazione della BDC si verifica nei primi decenni successivi alla quadruplicazione della CO₂. Gli autori concludono infatti che il segnale complessivo è dominato dalla risposta rapida, già largamente sviluppata entro i primi 25 anni. Columbia Università

È tuttavia fondamentale comprendere che il termine “rapida” non significa che l’intera risposta sia puramente atmosferica. Nei primi due o tre decenni anche lo strato superficiale ben rimescolato dell’oceano ha già subito un riscaldamento sostanziale. Proprio per distinguere questo contributo da quello atmosferico diretto, gli autori confrontano WACCM con la configurazione WACCMatm, nella quale le SST sono mantenute alle condizioni preindustriali. La climatologia WACCMatm presenta una struttura della BDC molto simile a quella della simulazione accoppiata, elemento metodologicamente importante perché consente di attribuire le differenze delle risposte perturbate alla diversa possibilità dell’oceano di riscaldarsi, piuttosto che a differenze fondamentali dello stato medio iniziale. Columbia Università

Il contrasto più evidente compare nella bassa stratosfera. Mentre WACCM mostra una forte accelerazione della risalita tropicale del ramo superficiale, WACCMatm produce un cambiamento estremamente piccolo. Anche le latitudini di turnaround rimangono sostanzialmente invariate. Il risultato fornisce una dimostrazione molto efficace del fatto che il raffreddamento radiativo diretto della stratosfera prodotto dalla CO₂ non rappresenta il principale motore della risposta della bassa stratosfera. Per sviluppare l’intensa accelerazione osservata nella simulazione accoppiata è necessario che l’oceano possa riscaldarsi, modificando le SST e la struttura termica della troposfera. Calvo et al. quantificano successivamente il contributo degli aggiustamenti rapidi associati al raffreddamento stratosferico a circa il 10% della risposta totale del ramo superficiale a 100 hPa, mentre la maggior parte del segnale è attribuita al riscaldamento dello strato oceanico superficiale ben rimescolato. Columbia Università

Questa conclusione si inserisce in un quadro teorico costruito progressivamente negli ultimi decenni. I modelli climatici mostrano che il riscaldamento della troposfera tende a rafforzare e spostare verso l’alto la parte superiore dei jet subtropicali. Shepherd e McLandress (2011) hanno proposto un meccanismo particolarmente robusto per spiegare come tale cambiamento possa rafforzare la Brewer-Dobson Circulation: lo spostamento verso l’alto dei jet modifica la posizione degli strati critici nei subtropici, consentendo a una quantità maggiore di attività ondulatoria di penetrare nella bassa stratosfera prima di essere assorbita. Il conseguente spostamento del wave drag verso quote superiori intensifica il forcing della circolazione residua tropicale. Questo meccanismo attribuisce un ruolo fondamentale non necessariamente a una maggiore produzione di onde, quanto alla modifica delle condizioni che ne controllano la propagazione e la rottura. American Meteorological Society Journals

Lo stesso studio di Calvo et al. mostra nelle analisi successive che, nella configurazione accoppiata, i jet subtropicali si rafforzano e si estendono verso l’alto sia nella risposta rapida sia in quella lenta. Tali modificazioni risultano collegate al cambiamento del gradiente meridionale di temperatura nella regione comprendente alta troposfera e bassa stratosfera e sono molto più deboli in WACCMatm, dove il riscaldamento troposferico rimane limitato. Gli autori collegano quindi esplicitamente il rafforzamento dei jet alle variazioni delle SST. Nella bassa stratosfera, l’aumento del forcing delle onde risolte nei subtropici fornisce a sua volta gran parte dell’aumento dell’upwelling tropicale. Columbia Università

La situazione cambia radicalmente salendo nella stratosfera. Nel pannello relativo alla risposta rapida WACCMatm, il ramo profondo presenta ancora una marcata intensificazione, accompagnata da uno spostamento verso l’alto della regione di risalita. La risposta risulta più debole rispetto al modello accoppiato, soprattutto nelle regioni tropicali e polari dell’emisfero settentrionale, ma rimane ben riconoscibile nonostante l’assenza di qualsiasi riscaldamento delle SST. Questo costituisce una delle prove più chiare del ruolo degli aggiustamenti radiativi atmosferici nella stratosfera superiore. La maggiore concentrazione di CO₂ raffredda rapidamente la stratosfera, modifica i gradienti termici e la struttura dei venti e, attraverso questi cambiamenti, altera il filtraggio e il deposito di momento delle onde atmosferiche. Columbia Università

Ne deriva una distinzione fisica fondamentale. Nel ramo superficiale domina un percorso indiretto nel quale l’aumento della CO₂ riscalda l’oceano superficiale e la troposfera, riorganizzando successivamente i jet subtropicali e il forcing ondulatorio. Nel ramo profondo esiste invece un percorso atmosferico molto più diretto, nel quale l’aumento della CO₂ produce rapidamente un raffreddamento stratosferico capace di modificare la circolazione prima ancora che la superficie abbia completato una parte sostanziale del proprio riscaldamento. Non bisogna tuttavia interpretare i due meccanismi come perfettamente indipendenti: nella stratosfera superiore la risposta WACCM è maggiore di quella WACCMatm, dimostrando che anche il riscaldamento delle SST fornisce un contributo significativo al ramo profondo.

Le analisi CMIP6 di Abalos et al. (2021) avevano già fornito un’importante indicazione in questa direzione. Gli autori identificarono una relazione molto stretta tra temperatura superficiale e intensità del ramo superficiale della circolazione residua, mentre tale relazione risultava assente o molto più debole nel ramo profondo. Inoltre, la dispersione tra i modelli aumentava sensibilmente nella media e alta stratosfera, dove il forcing associato alle onde di gravità parametrizzate diventa più importante. I risultati di Calvo et al. aggiungono a questo quadro una dimensione temporale e causale: mostrano infatti che il ramo superiore reagisce più rapidamente proprio perché una frazione consistente della sua risposta non deve attendere il riscaldamento della superficie. acp.copernicus.org

L’importanza delle onde di gravità diventa ancora più evidente considerando i risultati dinamici che seguono la Figura 1. Nella climatologia, le onde risolte costituiscono una parte fondamentale del forcing della BDC anche nel ramo profondo; tuttavia, nella risposta alla quadruplicazione della CO₂, Calvo et al. trovano un ruolo dominante delle onde di gravità non orografiche nella parte superiore della stratosfera. In particolare, il rafforzamento dei jet subtropicali prodotto dalle SST modifica il filtraggio delle onde di gravità non orografiche di origine frontale. Questo cambiamento determina una parte consistente della risposta dell’upwelling tropicale sia sulle scale temporali rapide sia su quelle lente. Gli stessi autori sottolineano che le contribuzioni delle onde risolte e delle onde di gravità non devono necessariamente essere considerate semplicemente additive, poiché possono verificarsi processi di compensazione tra le diverse componenti del forcing ondulatorio. Columbia Università

Ciò aiuta a comprendere anche perché la Figura 1 mostri una risposta complessa e non perfettamente sovrapponibile tra WACCM e WACCMatm nella stratosfera superiore. Il riscaldamento delle SST non agisce semplicemente aggiungendo un determinato valore alla risposta radiativa già presente. Cambiando i jet, esso modifica il filtro dinamico attraverso cui differenti componenti dello spettro delle onde possono propagarsi verso l’alto. L’interazione tra onde risolte, onde di gravità e vento medio può quindi produrre risposte non lineari. Questa caratteristica rappresenta uno dei motivi per cui il ramo profondo della BDC rimane più difficile da prevedere quantitativamente rispetto al ramo superficiale.

Anche il diverso comportamento delle latitudini di turnaround tra le due configurazioni è coerente con tale interpretazione. Nella bassa stratosfera WACCMatm non mostra praticamente alcuno spostamento significativo dei confini della risalita tropicale, mentre nella stratosfera superiore compare un restringimento del tropical pipe al di sopra di circa 2 hPa, sebbene meno pronunciato rispetto al modello accoppiato. La risposta residua indica che il forcing radiativo diretto è già sufficiente a riorganizzare la geometria della circolazione nella regione della stratopausa, mentre nella parte inferiore della stratosfera la modifica della geometria dipende soprattutto dal cambiamento della superficie e della troposfera. Columbia Università

La Figura 1 deve inoltre essere letta tenendo conto delle aree puntinate, che identificano le regioni nelle quali la risposta non risulta statisticamente significativa al livello di confidenza del 95%. La presenza di un’anomalia cromatica non significa quindi automaticamente che il cambiamento sia robusto. Questo aspetto è particolarmente rilevante nella risposta lenta, caratterizzata da una maggiore estensione delle aree non significative. Il fatto che numerose anomalie della risposta rapida risultino invece statisticamente robuste rafforza ulteriormente la conclusione principale: la fase iniziale della risposta non rappresenta semplicemente una fluttuazione interna del modello, ma una riorganizzazione sistematica della circolazione associata alla perturbazione della CO₂.

Il confronto con Hardiman et al. (2014) permette di collocare questi risultati nel quadro più generale delle proiezioni climatiche. Nel loro studio multimodello CMIP5, l’upwelling tropicale aumentava a tutte le quote della stratosfera, ma la larghezza della regione ascendente diminuiva nella parte inferiore e aumentava nella parte superiore. Gli autori associavano questo comportamento a differenti modificazioni della propagazione ondulatoria: nella bassa stratosfera, lo spostamento delle linee critiche consentiva alle onde di propagarsi più vicino all’equatore; nella stratosfera superiore, le modificazioni dei venti occidentali extratropicali alteravano la rifrazione delle onde planetarie. La Figura 1 di Calvo et al. conferma quindi che la risposta verticale non può essere ricondotta a un unico meccanismo dinamico. Royal Meteorological Society (RMetS)

Anche la relazione fra la Figura 1 e le successive diagnostiche dell’età dell’aria è scientificamente importante. Un rafforzamento della circolazione residua dovrebbe, in linea generale, ridurre il tempo necessario affinché l’aria percorra la stratosfera, ma questa relazione non è perfettamente locale perché l’età dell’aria dipende sia dalla circolazione media sia dal mescolamento. Abalos et al. (2021) hanno mostrato che nei modelli CMIP6 i trend dell’età dell’aria risultano in molti casi più robusti rispetto a quelli della sola circolazione residua. Nello studio di Calvo et al. la diminuzione dell’età media dell’aria osservata successivamente fornisce quindi una conferma indipendente del quadro suggerito dalla Figura 1: il rafforzamento della risalita e della subsidenza si traduce effettivamente in una circolazione e in un trasporto stratosferico complessivamente più rapidi. acp.copernicus.org

La figura assume inoltre grande importanza per comprendere le possibili conseguenze climatiche e chimiche dell’accelerazione della BDC. Una maggiore risalita tropicale modifica il trasporto dell’ozono e degli altri gas traccia prodotti o immessi nelle regioni tropicali, mentre una maggiore subsidenza alle medie e alte latitudini ne altera la redistribuzione extratropicale. La BDC contribuisce anche a determinare il trasporto del vapore acqueo nella stratosfera e influenza, attraverso il trasporto dell’ozono, la struttura radiativa e termica della media atmosfera. Per questo motivo Abalos et al. sottolineano come una corretta rappresentazione della BDC sia essenziale non soltanto per la chimica stratosferica ma anche per la simulazione della variabilità e del cambiamento climatico. acp.copernicus.org

Il risultato forse più profondo che emerge dalla Figura 1 è quindi che non esiste una singola “scala temporale della Brewer-Dobson Circulation”. La stratosfera superiore può reagire quasi immediatamente a una forte perturbazione radiativa, mentre la bassa stratosfera risponde prevalentemente quando il segnale della CO₂ è stato trasferito all’oceano superficiale e alla troposfera. L’oceano profondo continua a evolvere su tempi molto maggiori, ma aggiunge una componente relativamente più piccola rispetto alla risposta già instaurata nei primi decenni. La BDC deve pertanto essere considerata come un sistema che integra differenti tempi di risposta dell’atmosfera e dell’oceano.

Proprio questa distinzione rende la Figura 1 particolarmente significativa rispetto agli studi precedenti. La letteratura aveva già documentato la tendenza dei modelli a simulare una BDC più intensa sotto concentrazioni crescenti di gas serra e aveva individuato importanti differenze tra la bassa e l’alta stratosfera. Calvo et al. compiono però un passo ulteriore mostrando che queste differenze possiedono anche una precisa struttura temporale e possono essere isolate sperimentalmente attraverso il confronto fra un sistema completamente accoppiato e uno con SST preindustriali prescritte. La figura diventa così una rappresentazione visiva dell’attribuzione dei meccanismi: ciò che quasi scompare nella bassa stratosfera quando l’oceano viene bloccato deve essere principalmente mediato dalle SST; ciò che permane nella stratosfera superiore anche senza il riscaldamento oceanico rivela invece l’importanza dell’aggiustamento atmosferico diretto.

Nel complesso, la Figura 1 mostra quindi una Brewer-Dobson Circulation che, dopo una quadruplicazione improvvisa della CO₂, si intensifica rapidamente ma in maniera verticalmente non uniforme. Il ramo superficiale viene rafforzato principalmente attraverso il riscaldamento dello strato oceanico superficiale, la conseguente risposta termica della troposfera, l’intensificazione e lo spostamento verso l’alto dei jet subtropicali e la riorganizzazione del forcing ondulatorio. Il ramo profondo reagisce invece molto più direttamente al raffreddamento radiativo della stratosfera, pur ricevendo anch’esso un contributo dalle SST attraverso le modificazioni dei jet e del filtraggio delle onde di gravità. Il tropical pipe modifica la propria ampiezza in maniera dipendente dalla quota, la subsidenza extratropicale si intensifica soprattutto nell’emisfero settentrionale e la componente lenta del cambiamento appare nettamente più debole rispetto a quella stabilita nei primi decenni. Questi risultati confermano quindi la previsione generale di una BDC più intensa in un clima con maggiore CO₂, ma mostrano soprattutto che tale rafforzamento rappresenta il risultato finale di una complessa sovrapposizione di processi radiativi, oceanici e dinamici, ciascuno dotato di una propria scala temporale. AGU Journals

In questo senso, la Figura 1 non deve essere letta soltanto come la dimostrazione che la circolazione di Brewer-Dobson “accelera”. Il suo messaggio scientifico è molto più ricco: l’aumento della CO₂ modifica contemporaneamente l’intensità, la posizione verticale, la larghezza latitudinale e i tempi di risposta della BDC, e lo fa attraverso meccanismi differenti nella bassa e nell’alta stratosfera. È questa separazione fra ramo superficiale dominato dal riscaldamento delle SST e ramo profondo caratterizzato da un contributo molto più forte degli aggiustamenti radiativi rapidi a rappresentare uno dei risultati fondamentali dello studio di Calvo et al. e uno degli elementi più utili per comprendere come la circolazione stratosferica possa evolvere in un clima progressivamente più ricco di gas serra.

Figura 2 – Scale temporali della risposta della risalita tropicale della Brewer-Dobson Circulation alla quadruplicazione della CO₂

Figura 2 – Scale temporali della risposta della risalita tropicale della Brewer-Dobson Circulation alla quadruplicazione della CO₂

La Figura 2 costituisce uno dei passaggi più importanti dell’analisi di Calvo et al. (2025), perché permette di passare dalla rappresentazione spaziale della risposta della Brewer-Dobson Circulation mostrata nella Figura 1 alla sua evoluzione temporale. Il problema affrontato non è più soltanto stabilire dove la circolazione si intensifichi in seguito alla quadruplicazione improvvisa della CO₂, ma determinare con quale rapidità ciò avvenga e, soprattutto, se le differenti regioni della stratosfera reagiscano secondo le stesse scale temporali e attraverso gli stessi meccanismi fisici. La risposta che emerge dalla figura è particolarmente significativa: il ramo superficiale e il ramo profondo della BDC accelerano entrambi, ma la loro evoluzione temporale è profondamente differente. Nella bassa stratosfera la risalita tropicale segue molto da vicino il progressivo aumento della temperatura superficiale, rivelando il ruolo dominante delle temperature superficiali del mare e della risposta troposferica; nella stratosfera superiore, invece, la circolazione reagisce molto più rapidamente della superficie, dimostrando l’esistenza di un importante aggiustamento atmosferico diretto alla maggiore concentrazione di CO₂. Questo risultato rappresenta uno degli elementi fondamentali attraverso i quali Calvo e collaboratori riescono a distinguere la risposta radiativa immediata della stratosfera da quella indirettamente mediata dall’oceano. AGU Journals

Il pannello superiore della figura descrive l’evoluzione della risalita tropicale attorno a 100 hPa, un livello rappresentativo della bassa stratosfera e del ramo superficiale della Brewer-Dobson Circulation. La media viene calcolata tra circa 22°N e 22°S, fascia che approssima le latitudini di turnaround a questa quota, cioè i confini tra la regione tropicale caratterizzata da moto ascendente e le regioni subtropicali nelle quali il moto residuo diventa discendente. Il pannello inferiore considera invece la stratosfera superiore a 1 hPa e utilizza una fascia tropicale più ampia, compresa fra circa 30°N e 30°S, coerentemente con la maggiore estensione latitudinale climatologica della regione di risalita alle quote superiori. Questa distinzione non è arbitraria: le analisi CMIP6 di Abalos et al. hanno mostrato che la BDC possiede una struttura verticale chiaramente differenziata, con un massimo della risalita tropicale nella stratosfera superiore attorno a 1,5-2 hPa e una dinamica del ramo superficiale e profondo che risponde in modo diverso sia alla stagionalità sia al forcing climatico. acp.copernicus.org

Le curve nere rappresentano l’evoluzione della risalita tropicale nelle simulazioni WACCM completamente accoppiate atmosfera-oceano, mentre quelle blu corrispondono a WACCMatm, la configurazione nella quale le temperature superficiali del mare vengono mantenute ai valori preindustriali. Le curve rosse descrivono invece la risposta della temperatura superficiale tropicale nel modello accoppiato. La distinzione fra linee sottili e spesse è anch’essa importante: le prime rappresentano i singoli membri dell’ensemble, le seconde la loro media. In questo modo la figura rende visibile non soltanto il segnale forzato, ma anche la variabilità interna che caratterizza le singole realizzazioni del sistema atmosferico. La curva blu tratteggiata rappresenta infine un’ulteriore simulazione atmosphere-only prolungata fino a cento anni, utilizzata dagli autori per verificare se alcune variazioni apparentemente lente della risalita nella stratosfera superiore rappresentino una vera tendenza oppure soltanto variabilità interna.

Il comportamento a 100 hPa fornisce una dimostrazione particolarmente efficace del legame esistente fra riscaldamento della superficie e accelerazione della BDC nella bassa stratosfera. Subito dopo la quadruplicazione della CO₂, la risalita tropicale aumenta rapidamente, ma la sua evoluzione segue con notevole somiglianza quella della temperatura superficiale tropicale. Nei primi anni entrambe crescono rapidamente; successivamente il tasso di incremento rallenta e le due grandezze continuano a evolvere parallelamente durante gran parte del secolo simulato. Questa quasi coincidenza temporale costituisce un’indicazione molto forte del fatto che il ramo superficiale della BDC risponda soprattutto al riscaldamento dell’oceano e della troposfera, piuttosto che al solo raffreddamento radiativo diretto della stratosfera.

La risposta quantitativa conferma questa interpretazione. A 100 hPa, la componente rapida della risalita tropicale raggiunge circa 0,122 millimetri al secondo e rappresenta approssimativamente il 77% della risposta complessiva, pari a circa 0,158 millimetri al secondo. Una frazione sorprendentemente grande della risposta viene quindi costruita entro i primi due o tre decenni. Ancora più significativo è il fatto che circa la metà della variazione finale venga raggiunta già entro i primi cinque anni. Questa rapidità potrebbe apparire inizialmente in contrasto con l’idea che il ramo superficiale sia controllato dall’oceano, poiché l’oceano è generalmente associato a scale temporali lunghe. In realtà, la figura dimostra proprio la necessità di distinguere lo strato oceanico superficiale dall’oceano profondo. Lo strato superficiale ben rimescolato possiede una capacità termica molto inferiore rispetto all’intera colonna oceanica ed è quindi capace di riscaldarsi rapidamente sotto una forte forzante radiativa. È questo riscaldamento relativamente rapido delle SST a modificare la troposfera e a produrre gran parte della risposta iniziale della BDC. AGU Journals

Il ruolo decisivo della superficie oceanica diventa ancora più evidente osservando le curve WACCMatm. Quando le SST vengono mantenute fisse, la risalita tropicale a 100 hPa aumenta soltanto di una quantità molto modesta, con una risposta media dell’ordine di 0,016 millimetri al secondo. Questo valore corrisponde appena a circa il 13% della risposta rapida e a circa il 10% della risposta totale ottenuta nel modello completamente accoppiato. Inoltre, tale piccola risposta atmosphere-only viene raggiunta praticamente entro il primo anno, dopodiché non emerge alcuna tendenza comparabile a quella osservata in WACCM. Il confronto fra le curve nere e blu rappresenta quindi una vera e propria attribuzione dinamica: l’aumento diretto della CO₂ e il conseguente raffreddamento radiativo della stratosfera producono soltanto una frazione minoritaria del rafforzamento del ramo superficiale; la quasi totalità dell’accelerazione richiede invece che l’oceano possa riscaldarsi e modificare il clima troposferico.

Questo risultato è coerente con la letteratura precedente sulla risposta della BDC ai gas serra. Chrysanthou et al. (2020), attraverso esperimenti con quadruplicazione della CO₂, hanno mostrato che la risposta della circolazione stratosferica può essere scomposta in una componente associata agli aggiustamenti atmosferici rapidi e una componente dovuta al cambiamento delle SST, sottolineando il ruolo particolarmente importante del riscaldamento superficiale nella bassa stratosfera. Le analisi multimodello CMIP6 di Abalos et al. hanno successivamente evidenziato una relazione molto robusta tra riscaldamento della superficie e intensificazione del ramo superficiale della BDC, mentre tale relazione diventa molto meno evidente salendo verso il ramo profondo. La Figura 2 di Calvo et al. fornisce quindi una rappresentazione temporale molto diretta di un comportamento già suggerito da differenti generazioni di modelli climatici. WCD

Dal punto di vista dinamico, il legame fra SST e risalita tropicale deve essere interpretato attraverso la risposta della troposfera e del forcing ondulatorio. Il riscaldamento delle SST tropicali produce un aumento della temperatura troposferica che tende a essere particolarmente pronunciato nella parte alta della troposfera tropicale. Cambiano quindi i gradienti termici meridionali, l’altezza della tropopausa e la struttura delle correnti a getto subtropicali. Garcia e Randel avevano già evidenziato come il riscaldamento climatico possa rafforzare e spostare verso l’alto i fianchi superiori dei jet subtropicali. Shepherd e McLandress (2011) hanno successivamente mostrato come questo cambiamento modifichi i livelli critici delle onde di Rossby nei subtropici, permettendo a una maggiore quantità di attività ondulatoria di penetrare nella bassa stratosfera prima di essere assorbita. Poiché il forcing ondulatorio subtropicale costituisce un elemento fondamentale del mantenimento della BDC, lo spostamento del wave drag verso quote superiori produce una circolazione residua più intensa. American Meteorological Society Journals

La Figura 2 consente quindi di interpretare il ramo superficiale attraverso una precisa catena causale: l’aumento della CO₂ riscalda rapidamente lo strato superiore dell’oceano; aumentano le SST tropicali; la troposfera si riscalda e si riorganizza; cambiano i jet subtropicali e le condizioni di propagazione delle onde; il forcing ondulatorio nella bassa stratosfera aumenta; la risalita tropicale della BDC si intensifica. Il fatto che la curva della risalita a 100 hPa segua così da vicino quella della temperatura superficiale rappresenta quasi una firma temporale di questo percorso dinamico.

Il quadro cambia in maniera sostanziale nel pannello inferiore, relativo a 1 hPa. Qui la risalita tropicale reagisce con una velocità nettamente maggiore rispetto alla temperatura superficiale. Dopo l’imposizione del forcing, le curve nere aumentano molto rapidamente, raggiungendo una frazione considerevole del loro valore finale prima che la curva rossa della temperatura superficiale abbia completato una parte analoga della propria evoluzione. È proprio questa differenza temporale a rivelare che il ramo profondo non necessita della mediazione completa dell’oceano superficiale e della troposfera per rispondere alla maggiore concentrazione di CO₂.

La risposta a 1 hPa raggiunge circa 0,37 millimetri al secondo già nella fase rapida, valore che rappresenta approssimativamente l’86% della risposta finale. Dopo un solo anno, la risalita tropicale ha già raggiunto circa il 67% del cambiamento che verrà osservato alla fine dell’esperimento. Il confronto con i 100 hPa è particolarmente eloquente: alla stessa distanza temporale dalla perturbazione, nella bassa stratosfera è stato raggiunto soltanto circa il 37% della risposta finale. La stratosfera superiore reagisce quindi quasi due volte più rapidamente, in termini della frazione della risposta totale costruita nel primo anno. Questo comportamento costituisce una delle prove più importanti del maggiore peso degli aggiustamenti radiativi diretti alle quote superiori.

La spiegazione risiede nelle differenti proprietà termodinamiche di troposfera e stratosfera. Un aumento della CO₂ produce un riscaldamento nella troposfera ma un raffreddamento nella stratosfera. Nella media e alta stratosfera, dove la densità dell’aria è molto inferiore e l’equilibrio radiativo è particolarmente importante, il cambiamento della concentrazione di CO₂ può modificare rapidamente le temperature. Questo rapido raffreddamento altera i gradienti termici, la struttura dei venti zonali e le condizioni attraverso cui differenti categorie di onde riescono a propagarsi e depositare momento. Poiché la Brewer-Dobson Circulation è una circolazione guidata dalle onde, una modifica del wave drag può tradursi quasi immediatamente in una variazione della circolazione residua.

Il ruolo degli aggiustamenti atmosferici diretti è confermato in maniera ancora più evidente dalle curve blu di WACCMatm a 1 hPa. Contrariamente a quanto osservato nella bassa stratosfera, la simulazione con SST bloccate produce una risposta molto ampia, approssimativamente pari alla metà della risposta finale del sistema accoppiato e fino a circa il 70% della componente rapida. In altri termini, impedire all’oceano di riscaldarsi non elimina affatto il segnale della stratosfera superiore. Questo permette di attribuire una grande parte della risposta iniziale del ramo profondo direttamente al cambiamento radiativo e dinamico dell’atmosfera.

La restante differenza fra WACCM e WACCMatm dimostra però che le SST continuano ad avere un ruolo anche a 1 hPa. Il ramo profondo non è quindi controllato esclusivamente dal raffreddamento radiativo. L’aumento della temperatura della superficie modifica infatti la struttura dei jet e, con essa, anche il filtraggio delle onde che raggiungono la media e alta stratosfera. Lo studio di Calvo et al. mostra che una componente particolarmente importante della risposta del ramo profondo è collegata alle onde di gravità non orografiche, soprattutto quelle associate all’attività frontale subtropicale. Il cambiamento del vento medio modifica quali componenti dello spettro di queste onde possono attraversare la stratosfera e dove depositano il loro momento. Si crea così un secondo percorso attraverso cui le SST possono influenzare persino la parte superiore della BDC. AGU Journals

Questa doppia origine della risposta nella stratosfera superiore è coerente con quanto trovato da Chrysanthou et al. (2020), i quali mostrarono che sotto un forcing abrupt-4×CO₂ sia gli aggiustamenti atmosferici rapidi sia il cambiamento della temperatura superficiale contribuiscono alla risposta della circolazione stratosferica. Calvo et al. affinano ulteriormente questa interpretazione mostrando che l’importanza relativa dei due meccanismi dipende fortemente dalla quota: il contributo diretto è molto piccolo nel ramo superficiale, ma diventa decisivo nella stratosfera superiore. WCD

Un altro elemento importante della Figura 2 riguarda la componente lenta della risposta. A 100 hPa, la parte lenta rappresenta circa il 23% della variazione totale; a 1 hPa scende a circa il 14%. Questo gradiente verticale fornisce un’ulteriore indicazione della diversa dipendenza dall’oceano. Più ci si avvicina alla bassa stratosfera, maggiore è l’importanza relativa dell’evoluzione successiva della temperatura superficiale e dell’oceano. Salendo verso la stratopausa, invece, la maggior parte della risposta viene costruita quasi immediatamente e resta relativamente poco spazio per ulteriori cambiamenti associati alla lenta evoluzione del sistema climatico.

Tali valori non significano che l’oceano profondo sia irrilevante. Anche dopo un secolo l’oceano continua ad assorbire calore e il sistema climatico non ha necessariamente raggiunto un completo equilibrio radiativo. Tuttavia, la figura dimostra che il contributo dell’oceano profondo alla BDC è molto più modesto rispetto a quello dello strato oceanico superficiale. La componente che si sviluppa nei primi decenni rappresenta infatti la maggioranza del segnale sia a 100 sia a 1 hPa. Ciò sposta l’attenzione dalla tradizionale contrapposizione tra “atmosfera rapida” e “oceano lento” verso una distinzione più raffinata fra atmosfera, strato oceanico superficiale e oceano profondo, ciascuno caratterizzato da proprie scale temporali.

La separazione proposta da Calvo et al. è particolarmente utile perché dimostra come la parola “rapido” non debba essere automaticamente identificata con “puramente atmosferico”. A 100 hPa, la maggior parte della risposta si sviluppa effettivamente entro i primi 20-25 anni, ma questa componente rapida è dominata dal riscaldamento dello strato oceanico superficiale. Nella stratosfera superiore, al contrario, una grande parte della risposta rapida è veramente riconducibile agli aggiustamenti atmosferici diretti. Due segnali temporalmente simili possono quindi avere origini fisiche completamente differenti. Questo rappresenta uno degli aspetti metodologicamente più importanti dell’intero studio.

Anche la maggiore dispersione delle curve individuali a 1 hPa fornisce informazioni interessanti. La stratosfera superiore è fortemente influenzata dalla variabilità del forcing ondulatorio e dalla dinamica dei vortici polari, per cui i singoli membri dell’ensemble mostrano oscillazioni più pronunciate rispetto alla bassa stratosfera. Tuttavia, nonostante questa variabilità, il segnale medio rimane chiaramente positivo e la differenza tra la risposta WACCM e quella WACCMatm è sistematica. Ciò sottolinea l’importanza dell’approccio ensemble: un singolo esperimento avrebbe potuto rendere più difficile distinguere il cambiamento forzato dalle oscillazioni interne.

Particolarmente interessante è la curva blu tratteggiata della simulazione WACCMatm aggiuntiva della durata di cento anni. Nelle prime integrazioni di 50 anni sembrava emergere, dopo circa il quindicesimo anno, una progressiva riduzione della risalita a 1 hPa. Se tale diminuzione fosse continuata, avrebbe potuto suggerire l’esistenza di un aggiustamento atmosferico lento anche in assenza dell’oceano. Gli autori verificano tuttavia statisticamente che la differenza non è significativa al livello di confidenza del 95% e utilizzano l’esperimento esteso proprio per esaminare questo punto. La prosecuzione fino al centesimo anno mostra che la diminuzione non continua: il segnale oscilla attorno a un valore positivo sostanzialmente stabile. L’apparente calo deve quindi essere interpretato come variabilità interna e non come una componente sistematica della risposta.

Questo dettaglio metodologico è importante perché illustra quanto sia delicato distinguere trend climatici e variabilità naturale nella stratosfera. La BDC è fortemente influenzata dalla variabilità delle onde atmosferiche e può mostrare fluttuazioni sostanziali anche in condizioni di forcing costante. Il ricorso ad ensemble, periodi pluridecadali e test di significatività diventa quindi essenziale per evitare di attribuire un significato fisico a oscillazioni che potrebbero essere puramente casuali.

La Figura 2 deve inoltre essere interpretata alla luce dei risultati multimodello di Abalos et al. (2021). Nei modelli CMIP6, il ramo superficiale della Brewer-Dobson Circulation mostra una relazione molto robusta con l’aumento della temperatura superficiale globale, mentre il ramo profondo presenta una maggiore dispersione intermodellistica e un legame molto meno diretto con il riscaldamento della superficie. Gli autori attribuiscono una parte importante di questa differenza al crescente ruolo delle onde di gravità parametrizzate nella media e alta stratosfera. La Figura 2 fornisce quasi una rappresentazione temporale di questa stessa distinzione: a 100 hPa le curve di upwelling e temperatura superficiale procedono quasi insieme; a 1 hPa la circolazione si allontana nettamente dalla traiettoria termica della superficie e reagisce molto prima. acp.copernicus.org

Questa differenza ha anche implicazioni per l’interpretazione delle proiezioni future della BDC. Se il ramo superficiale è strettamente legato al riscaldamento della superficie, il suo cambiamento dovrebbe dipendere fortemente dall’entità e dalla distribuzione geografica dell’aumento delle SST. Pattern differenti di riscaldamento oceanico possono modificare la convezione tropicale, la posizione dei jet e le sorgenti delle onde, producendo variazioni regionali nell’intensità del forcing stratosferico. Il ramo profondo, invece, risponde in misura maggiore direttamente alla concentrazione atmosferica di CO₂ e alla conseguente struttura radiativa della stratosfera. In questo senso, due scenari climatici caratterizzati da temperature superficiali simili ma differenti concentrazioni o differenti traiettorie radiative potrebbero non produrre necessariamente la stessa risposta in tutte le regioni della BDC.

La Figura 2 contribuisce inoltre a spiegare perché il rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation sia considerato una delle risposte relativamente robuste del sistema stratosferico al cambiamento climatico, pur permanendo grandi incertezze quantitative nella stratosfera superiore. Shepherd e McLandress hanno mostrato che il meccanismo basato sullo spostamento verso l’alto dei livelli critici subtropicali costituisce una risposta dinamica robusta al riscaldamento troposferico, mentre Abalos et al. hanno evidenziato come la risposta del ramo profondo dipenda maggiormente dalle parametrizzazioni delle onde di gravità. La diversa struttura delle due curve in Figura 2 riflette precisamente questa dualità: nella bassa stratosfera emerge un legame relativamente semplice e robusto con la temperatura superficiale; nella parte alta entrano in gioco processi atmosferici più complessi e meno direttamente collegati all’evoluzione delle SST. American Meteorological Society Journals

Dal punto di vista chimico-climatico, le differenti scale temporali della risposta hanno implicazioni non trascurabili. Un’accelerazione relativamente rapida della BDC significa che la distribuzione dei gas traccia potrebbe iniziare a cambiare molto prima che l’intero sistema oceanico abbia raggiunto una nuova condizione termica. Una maggiore risalita tropicale tende ad accelerare il trasporto dell’aria attraverso la stratosfera, riducendone l’età media e modificando la distribuzione di ozono, vapore acqueo e specie a lunga vita. Poiché la risposta del ramo profondo può essere particolarmente rapida, anche il trasporto attraverso la media e alta stratosfera può adattarsi in tempi relativamente brevi alla nuova condizione radiativa. Questo elemento viene confermato nello studio dalla successiva analisi dell’età media dell’aria, che mostra un generale ringiovanimento della massa d’aria stratosferica sotto 4×CO₂.

È inoltre interessante sottolineare che la figura dimostra quanto possa essere fuorviante descrivere la BDC attraverso un unico indice globale. Se si considerasse soltanto la risposta dopo cento anni, sia a 100 sia a 1 hPa si osservarebbe un’accelerazione della circolazione e si potrebbe erroneamente concludere che entrambe le regioni abbiano reagito allo stesso forcing secondo lo stesso meccanismo. L’analisi temporale mostra invece che la similarità dello stato finale nasconde due percorsi fisici sostanzialmente differenti. Nel ramo superficiale domina la mediazione oceano-troposfera; nel ramo profondo domina maggiormente l’aggiustamento atmosferico diretto, al quale si sovrappone un contributo secondario ma comunque rilevante delle SST.

In questo senso, la Figura 2 rappresenta forse la dimostrazione più immediata della tesi centrale dello studio di Calvo et al. La CO₂ non modifica la Brewer-Dobson Circulation attraverso una singola catena causale. Essa agisce direttamente sulla stratosfera attraverso il bilancio radiativo e indirettamente attraverso il riscaldamento dell’oceano e della troposfera. Il peso relativo di questi due percorsi cambia rapidamente con la quota. A 100 hPa, la risposta atmosphere-only è molto piccola e il segnale segue strettamente la temperatura superficiale; a 1 hPa, l’atmosfera reagisce quasi immediatamente e una grande parte della risposta rimane presente anche con SST preindustriali prescritte. AGU Journals

Nel complesso, la Figura 2 mostra quindi che la maggior parte dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation si sviluppa su scale temporali relativamente brevi, ma che il significato fisico della parola “rapido” cambia drasticamente fra la bassa e l’alta stratosfera. Nel ramo superficiale, la risposta dei primi decenni riflette soprattutto il rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale e la conseguente riorganizzazione della troposfera, dei jet subtropicali e del forcing ondulatorio. Nel ramo profondo, invece, gran parte dell’accelerazione viene prodotta quasi immediatamente dal raffreddamento radiativo stratosferico e dai conseguenti aggiustamenti dinamici, mentre le SST forniscono un contributo aggiuntivo. La componente lenta associata all’ulteriore evoluzione dell’oceano rimane presente ma è relativamente modesta, soprattutto nella stratosfera superiore.

La figura fornisce pertanto una dimostrazione molto chiara del carattere multiscala della Brewer-Dobson Circulation. L’atmosfera superiore, la troposfera, lo strato oceanico superficiale e l’oceano profondo reagiscono alla stessa perturbazione radiativa secondo tempi differenti, e la BDC integra questi differenti ritmi in una risposta verticalmente strutturata. È proprio questa separazione temporale che consente a Calvo et al. di andare oltre la semplice conferma di una futura intensificazione della circolazione stratosferica: lo studio identifica infatti quale componente del sistema climatico controlla l’accelerazione alle diverse quote e in quale momento della risposta climatica tale controllo diventa dominante. In questo senso, la Figura 2 rappresenta uno dei risultati più importanti del lavoro, perché mostra che la futura evoluzione della Brewer-Dobson Circulation deve essere interpretata non soltanto in termini di intensità del forcing da CO₂, ma anche considerando la diversa inerzia dell’atmosfera e dell’oceano e il modo in cui queste componenti comunicano attraverso la dinamica delle onde atmosferiche.

3.2. Meccanismo responsabile della risposta della risalita tropicale

3.2. Meccanismo responsabile della risposta della risalita tropicale

La comprensione dei meccanismi che determinano la risposta della risalita tropicale della Brewer-Dobson Circulation all’aumento della concentrazione atmosferica di CO₂ richiede di considerare innanzitutto la natura stessa della circolazione stratosferica. La BDC non è infatti una circolazione termicamente diretta nel senso classico del termine, ma è sostenuta in larga misura dal forcing esercitato dalle onde atmosferiche sul flusso medio. Le onde planetarie di Rossby, le onde sinottiche e le onde di gravità trasportano momento dalla troposfera verso la stratosfera e, quando vengono assorbite, dissipate o vanno incontro a rottura, esercitano un drag sul vento zonale medio. Tale trasferimento di momento induce una risposta della circolazione meridionale residua, caratterizzata da risalita nelle regioni tropicali e subsidenza alle latitudini extratropicali. Di conseguenza, qualunque modificazione climatica capace di alterare la generazione delle onde, la loro propagazione verticale o la regione nella quale esse depositano il proprio momento può determinare una riorganizzazione della Brewer-Dobson Circulation. È proprio all’interno di questo quadro dinamico che Calvo et al. interpretano i cambiamenti della risalita tropicale osservati nelle simulazioni con CO₂ quadruplicata.

Uno dei risultati più importanti dello studio consiste nell’evidenziare che la risposta della BDC non è guidata soltanto dall’intensificazione o dall’indebolimento delle sorgenti ondulatorie, ma dipende in maniera decisiva dalla riorganizzazione della struttura termica e dei venti zonali dell’atmosfera. Il forcing ondulatorio è infatti strettamente collegato alla distribuzione del vento zonale medio, poiché la propagazione delle onde dipende dal profilo verticale e meridionale dei venti attraverso i quali esse si muovono. A sua volta, la struttura del vento zonale è legata ai gradienti meridionali di temperatura attraverso il bilancio termico del vento. Questo collegamento tra temperatura, venti e propagazione ondulatoria costituisce quindi la catena dinamica fondamentale che consente di comprendere la risposta della BDC alla maggiore concentrazione di CO₂.

Nelle simulazioni WACCM completamente accoppiate, la quadruplicazione della CO₂ determina un evidente rafforzamento e una progressiva estensione verso l’alto dei jet subtropicali. Questo comportamento è presente sia nella componente rapida sia in quella lenta della risposta, sebbene risulti molto più intenso nei primi decenni e si estenda maggiormente verso le medie latitudini durante la fase rapida. La modifica dei jet è strettamente associata ai cambiamenti del gradiente meridionale della temperatura nella regione compresa tra alta troposfera e bassa stratosfera. Il riscaldamento indotto dall’aumento delle temperature superficiali del mare modifica infatti la struttura termica della troposfera, soprattutto nelle regioni tropicali e subtropicali, accentuando i contrasti termici alle quote prossime alla tropopausa e provocando una riorganizzazione dei venti occidentali subtropicali.

Il confronto con WACCMatm è particolarmente significativo. In questa configurazione, nella quale le SST rimangono fissate ai valori preindustriali, il riscaldamento troposferico è molto più debole e distribuito in maniera più omogenea con la latitudine. Di conseguenza, il gradiente meridionale di temperatura nella regione UTLS cambia molto meno e i jet subtropicali non mostrano il forte rafforzamento osservato nella simulazione accoppiata. Questa differenza permette di attribuire direttamente alle SST una parte sostanziale della riorganizzazione dei jet subtropicali. In altri termini, non è il solo raffreddamento radiativo della stratosfera a modificare in maniera significativa il ramo superficiale della circolazione, ma soprattutto il riscaldamento della superficie oceanica e della troposfera, che ristruttura il campo termico e quindi il vento zonale.

Questa interpretazione è coerente con numerosi studi precedenti. Garcia e Randel hanno mostrato già nel 2008 come l’aumento dei gas serra possa produrre un rafforzamento e uno spostamento verso l’alto delle parti superiori dei jet subtropicali. Shepherd e McLandress hanno successivamente fornito una spiegazione dinamica particolarmente influente di questo comportamento, evidenziando come uno spostamento verso l’alto dei livelli critici sul lato equatoriale dei jet possa consentire a una maggiore quantità di attività ondulatoria di penetrare nella bassa stratosfera. In tale prospettiva, il cambiamento climatico non deve necessariamente aumentare in maniera sostanziale la quantità totale di onde generate nella troposfera; è sufficiente che modifichi il “filtro dinamico” costituito dal vento medio per alterare il punto in cui le onde vengono assorbite e trasferiscono il loro momento. La risposta della Brewer-Dobson Circulation può quindi emergere anche da una diversa propagazione delle onde già presenti nel sistema atmosferico.

Il rafforzamento dei jet subtropicali osservato in WACCM è accompagnato anche da un piccolo spostamento verso l’alto e verso l’equatore delle linee di vento nullo. Sebbene questa variazione possa sembrare secondaria, essa possiede un significato dinamico importante perché la posizione delle linee di vento nullo contribuisce a definire le regioni attraverso le quali determinate onde possono o non possono propagarsi. Modificare la struttura di questi confini dinamici significa cambiare le traiettorie preferenziali dell’attività ondulatoria e, di conseguenza, il forcing che sostiene la circolazione residua. La quasi assenza di variazioni delle linee di vento nullo in WACCMatm rafforza ulteriormente l’idea che questa riorganizzazione derivi in larga misura dal riscaldamento delle SST.

Nell’emisfero meridionale, tuttavia, emerge anche una componente della risposta che non dipende principalmente dall’oceano. Sia WACCM sia WACCMatm mostrano durante la fase rapida un rafforzamento dei venti occidentali nella troposfera e nella stratosfera extratropicale. Il fatto che il segnale compaia anche quando le SST sono mantenute fisse indica che esso è collegato principalmente agli aggiustamenti atmosferici diretti successivi alla quadruplicazione della CO₂, in particolare al raffreddamento della stratosfera. Un comportamento analogo è stato individuato da Grise e Polvani nella risposta dell’emisfero meridionale, da Ceppi et al. nella circolazione troposferica e da Chrysanthou et al. negli esperimenti climatici con CO₂ quadruplicata. Questi studi hanno mostrato come il raffreddamento stratosferico possa produrre una risposta relativamente rapida dei venti occidentali e del jet extratropicale, prima che il riscaldamento della superficie abbia raggiunto la propria piena espressione.

Calvo et al. individuano inoltre un robusto spostamento verso l’equatore dei venti occidentali nella media e alta stratosfera dell’emisfero meridionale, visibile sia nella risposta rapida sia in quella lenta. Questo comportamento appare particolarmente interessante perché non era stato chiaramente evidenziato nei precedenti studi considerati dagli autori. Nell’emisfero settentrionale, invece, l’intensificazione dei venti occidentali stratosferici compare soprattutto nella configurazione WACCM accoppiata, ma risulta molto più debole o assente in WACCMatm. La differenza suggerisce che, nel settore boreale, l’oceano e il conseguente cambiamento della circolazione troposferica esercitino un controllo maggiore sulla risposta stratosferica.

La componente lenta mostra a sua volta un indebolimento dei venti zonali extratropicali, statisticamente significativo soprattutto nella troposfera e nella bassa stratosfera. Nella media e alta stratosfera il segnale è meno robusto, probabilmente perché l’ampiezza del cambiamento risulta piccola rispetto alla notevole variabilità interna. Questo punto è importante perché la stratosfera superiore è fortemente influenzata dalla variabilità del forcing ondulatorio, dai vortici polari e dalla dinamica interna; pertanto, anche in presenza di una risposta forzata reale, può essere difficile distinguerla statisticamente da oscillazioni naturali su scale pluridecadali.

L’analisi dei venti e della temperatura rappresenta tuttavia soltanto il primo passo. Per stabilire quali categorie di onde siano effettivamente responsabili della risposta della risalita tropicale, gli autori applicano il principio del downward control sviluppato da Haynes et al. nel 1991. Questo principio costituisce uno dei pilastri della moderna dinamica stratosferica perché stabilisce che la circolazione meridionale residua a un determinato livello è controllata dal drag ondulatorio integrato verticalmente al di sopra di quel livello. In altri termini, la risalita tropicale osservata in una determinata regione non dipende soltanto dai processi locali, ma dal forcing esercitato dalle onde su un’ampia colonna atmosferica sovrastante. Tale concetto permette di collegare quantitativamente la risposta della BDC alle differenti componenti del forcing ondulatorio.

Seguendo la metodologia impiegata da Palmeiro et al., Calvo e collaboratori separano il contributo delle onde risolte dal modello, delle onde di gravità orografiche e delle onde di gravità non orografiche. Nella climatologia preindustriale del ramo superficiale, le onde esplicitamente risolte rappresentano chiaramente il contributo dominante. A 100 hPa esse spiegano circa il 78% della risalita tropicale, mentre le onde di gravità orografiche parametrizzate contribuiscono per una frazione molto più piccola, attorno al 12%. Questo risultato è coerente con numerosi studi precedenti, nei quali il ramo superficiale della BDC appare principalmente sostenuto dal forcing prodotto dalle onde risolte, mentre il contributo delle onde di gravità parametrizzate varia maggiormente da modello a modello.

La stessa gerarchia rimane valida nella risposta al forcing 4×CO₂ della bassa stratosfera. Le onde risolte costituiscono infatti il principale contributo sia alla componente rapida sia a quella lenta della risposta. Le onde di gravità orografiche risultano quasi irrilevanti nella risposta iniziale e assumono un peso maggiore soltanto nella componente lenta. Anche in quest’ultimo caso, tuttavia, il loro contributo deve essere ridimensionato considerando che la risposta lenta rappresenta a sua volta soltanto una parte minoritaria del cambiamento totale a 100 hPa. In termini assoluti, quindi, l’accelerazione del ramo superficiale resta largamente controllata dalle onde risolte.

L’analisi del flusso di Eliassen-Palm offre una spiegazione dinamica particolarmente chiara di questo risultato. Il flusso EP viene utilizzato per descrivere la propagazione e il deposito di momento delle onde planetarie all’interno dell’atmosfera. Le regioni di convergenza o divergenza del flusso indicano dove l’attività ondulatoria interagisce con il vento zonale medio, accelerandolo o decelerandolo. Nella risposta rapida di WACCM compaiono due regioni particolarmente evidenti di maggiore convergenza del forcing ondulatorio nella bassa stratosfera subtropicale, approssimativamente attorno a 25°N e 25°S. Tali anomalie rafforzano il pattern climatologico e costituiscono il principale meccanismo attraverso cui aumenta la risalita tropicale nel ramo superficiale.

Il legame con i jet subtropicali è diretto. Il riscaldamento delle SST modifica il gradiente meridionale di temperatura nella regione UTLS; il gradiente termico rafforza e sposta verso l’alto i jet subtropicali; la nuova struttura del vento modifica le condizioni di propagazione delle onde risolte; le onde riescono quindi a depositare una quantità maggiore di momento nella bassa stratosfera subtropicale; il maggiore wave drag produce, attraverso il principio del downward control, una maggiore risalita tropicale. Questa sequenza costituisce una delle catene causali meglio definite dell’intero studio.

La componente lenta sembra seguire lo stesso meccanismo, ma con ampiezza molto inferiore. Il gradiente termico continua a modificarsi, i jet continuano a rispondere e il forcing delle onde risolte aumenta ancora, ma tutti questi cambiamenti sono molto più piccoli rispetto a quelli osservati nei primi decenni. Ciò è coerente con il risultato generale secondo cui la maggior parte dell’accelerazione della BDC viene stabilita durante la fase iniziale della risposta climatica e non durante il successivo lento aggiustamento dell’oceano profondo.

La debole risposta dei jet subtropicali in WACCMatm conferma ulteriormente questo quadro. Poiché il riscaldamento troposferico è molto ridotto e distribuito in maniera più uniforme, non emerge il forte cambiamento del gradiente termico osservato nella simulazione accoppiata. I jet non si intensificano significativamente, la propagazione delle onde risolte cambia poco e la risposta del ramo superficiale rimane minima. Il confronto fra WACCM e WACCMatm fornisce quindi un’evidenza diretta del ruolo delle SST nel sostenere il principale meccanismo di accelerazione della BDC nella bassa stratosfera.

Questi risultati confermano e approfondiscono le conclusioni di Garcia e Randel e di Shepherd e McLandress. L’elemento innovativo di Calvo et al. consiste tuttavia nell’aggiungere la dimensione temporale: gli autori mostrano che il cambiamento del forcing delle onde risolte che sostiene il ramo superficiale avviene per la maggior parte entro i primi 25 anni e che tale risposta è strettamente legata al rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale ben rimescolato. In questo modo viene chiarito che il termine “risposta rapida” non implica necessariamente un processo puramente atmosferico: nella bassa stratosfera, la risposta rapida dipende fortemente da una componente oceanica capace di reagire già su scale decennali.

La situazione cambia profondamente quando si considera il ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation. Nella climatologia preindustriale, anche nella stratosfera superiore le onde risolte costituiscono il contributo principale alla risalita tropicale, mentre le onde di gravità parametrizzate svolgono un ruolo relativamente minore. Tuttavia, in seguito alla quadruplicazione della CO₂ la gerarchia dei contributi cambia drasticamente: la risposta sia rapida sia lenta del ramo profondo diventa dominata dalle onde di gravità non orografiche, soprattutto quelle di origine frontale.

Questo risultato è particolarmente significativo perché mostra che i processi responsabili dello stato climatologico e quelli responsabili del trend climatico non devono necessariamente coincidere. Una determinata categoria di onde può essere secondaria nel sostenere la circolazione media, ma diventare dominante nel determinare il cambiamento della stessa circolazione sotto una perturbazione climatica. È precisamente ciò che avviene nella stratosfera superiore: le onde risolte dominano la climatologia, ma le variazioni del drag delle onde di gravità non orografiche spiegano gran parte della risposta alla CO₂.

Il comportamento di WACCMatm aiuta ancora una volta a identificare l’origine dei differenti contributi. In assenza del riscaldamento delle SST, le onde risolte rimangono la principale componente responsabile della risposta della risalita tropicale nella stratosfera superiore, mentre le onde di gravità non orografiche assumono un ruolo secondario. Questo significa che gli aggiustamenti radiativi atmosferici rapidi influenzano in maniera particolarmente forte la propagazione delle onde risolte. Quando invece l’oceano può riscaldarsi, il forte cambiamento dei jet subtropicali modifica anche il filtraggio delle onde di gravità non orografiche, facendo diventare questa componente predominante nella risposta del ramo profondo.

La differenza può essere compresa analizzando la risposta del flusso EP. Nella simulazione completamente accoppiata, l’intensificazione dei jet subtropicali favorisce una maggiore propagazione delle onde risolte verso le regioni subtropicali della bassa stratosfera. Parallelamente, diminuiscono la propagazione e la dissipazione delle onde di Rossby alle medie e alte latitudini nella media e alta stratosfera. La conseguenza è una minore decelerazione dei venti occidentali in quelle regioni e quindi un rafforzamento del vento zonale medio. In WACCMatm, al contrario, in assenza di una forte intensificazione dei jet subtropicali, le onde risolte riescono a propagarsi più facilmente verso le medie e alte latitudini, soprattutto nell’emisfero settentrionale, dove dissipano il proprio momento nella media e alta stratosfera e rafforzano maggiormente il pattern climatologico.

Questo diverso comportamento delle onde risolte riflette quindi ancora una volta il ruolo centrale della struttura del vento come filtro dinamico. Le onde non si propagano liberamente nell’atmosfera, ma sono selezionate dalla distribuzione del vento zonale medio. Cambiare il jet significa modificare quali onde possono salire, dove possono essere rifratte e a quale quota verranno assorbite. Lo studio mostra che le SST non influenzano soltanto il valore della temperatura superficiale, ma possono modificare indirettamente la dinamica della stratosfera superiore proprio attraverso questa riorganizzazione dei filtri di propagazione.

Un ruolo ancora più evidente emerge dall’analisi delle onde di gravità non orografiche. Queste onde vengono generate da processi differenti rispetto alle grandi onde planetarie e, nel modello, derivano principalmente da sorgenti frontali e convettive. Molte di esse possiedono scale spaziali troppo piccole per essere risolte direttamente dal modello climatico e devono quindi essere parametrizzate. Il loro contributo dinamico diventa particolarmente importante nella media e alta stratosfera, dove la dissipazione delle onde di gravità rappresenta uno dei principali meccanismi di trasferimento di momento al flusso medio.

Nelle simulazioni WACCM, il cambiamento del drag delle onde di gravità non orografiche nella stratosfera superiore presenta una struttura opposta rispetto alla climatologia e raggiunge un’intensità particolarmente elevata nelle regioni subtropicali. I valori del drag associato a queste onde si estendono verso il basso fino alla media stratosfera e diventano sufficientemente grandi da spiegare la maggior parte della risposta media tropicale della risalita nel ramo profondo quando analizzata attraverso il downward control. In WACCMatm la stessa risposta è molto più debole, fornendo un’ulteriore indicazione del ruolo delle SST.

Il meccanismo fondamentale riguarda il filtraggio della componente occidentale dello spettro delle onde di gravità non orografiche nelle fasce subtropicali, approssimativamente tra 20° e 30° di latitudine in entrambi gli emisferi. L’intensificazione dei jet subtropicali modifica la possibilità delle diverse componenti dello spettro di propagarsi verticalmente. Alcune onde vengono assorbite prima, altre riescono a raggiungere quote maggiori; cambia così la distribuzione verticale del momento depositato. Non è quindi necessaria una grande modifica della quantità complessiva di onde generate alla sorgente. È sufficiente una riorganizzazione del vento medio per modificare radicalmente il drag esercitato alle quote superiori.

Calvo et al. mostrano infatti che la riduzione delle sorgenti frontali delle onde di gravità non orografiche è relativamente piccola, dell’ordine di circa il 10%, e contribuisce soltanto in misura secondaria al cambiamento totale. Il fattore dominante è invece il filtraggio. Questa conclusione assume notevole importanza perché dimostra ancora una volta che la risposta della BDC al cambiamento climatico è controllata principalmente da come le onde interagiscono con un ambiente atmosferico in trasformazione, più che da una semplice variazione quantitativa della loro generazione.

Il meccanismo è coerente con quanto già individuato da Palmeiro et al. nelle simulazioni WACCM sotto differenti scenari RCP. Anche in quei lavori, il cambiamento della struttura dei jet e dei venti stratosferici modificava la propagazione delle onde di gravità e contribuiva in maniera sostanziale alla risposta del ramo profondo. Il lavoro di Calvo et al. rafforza questa interpretazione e mostra inoltre che il processo opera sia nella risposta rapida sia in quella lenta, sebbene con intensità differenti.

Il confronto tra ramo superficiale e profondo permette quindi di delineare due percorsi dinamici distinti ma collegati. Nella bassa stratosfera, il riscaldamento delle SST modifica il gradiente termico dell’alta troposfera e della bassa stratosfera, rafforza i jet subtropicali e modifica soprattutto il forcing delle onde risolte. Nella stratosfera superiore, lo stesso cambiamento dei jet altera invece soprattutto il filtraggio delle onde di gravità non orografiche, che diventano il principale contributo alla risposta del ramo profondo. Il medesimo cambiamento della circolazione troposferica può quindi produrre conseguenze differenti a seconda della quota e del tipo di onda considerato.

A questo si sovrappone la componente dovuta agli aggiustamenti radiativi rapidi. Le simulazioni WACCMatm mostrano che, anche senza aumento delle SST, il raffreddamento stratosferico modifica direttamente i venti e la propagazione delle onde risolte, producendo una significativa risposta del ramo profondo. Ciò spiega perché la stratosfera superiore reagisca più rapidamente rispetto alla bassa stratosfera, come già mostrato dalla Figura 2. Il ramo profondo riceve quindi sia un contributo diretto, attraverso gli aggiustamenti radiativi che influenzano soprattutto le onde risolte, sia un contributo indiretto mediato dalle SST, che opera fortemente attraverso il filtraggio delle onde di gravità non orografiche.

Un aspetto particolarmente importante dello studio riguarda il fatto che questi due contributi non devono essere considerati semplicemente additivi. Il sistema atmosferico è fortemente interattivo e il cambiamento di una componente del forcing ondulatorio può indurre compensazioni nella risposta di altre componenti. Sigmond e Shepherd hanno discusso questo tipo di comportamento mostrando come, nei modelli atmosferici, la risposta del drag delle onde risolte possa essere parzialmente compensata da quella delle onde di gravità parametrizzate, o viceversa. Calvo et al. trovano indicazioni compatibili con un simile processo nella stratosfera superiore.

La compensazione tra onde risolte e onde di gravità rappresenta un elemento cruciale per comprendere le incertezze dei modelli climatici. Se le due componenti non agiscono indipendentemente, non è sufficiente migliorare separatamente una singola parametrizzazione per ottenere automaticamente una previsione migliore della BDC. Una modifica del drag delle onde di gravità può infatti alterare il vento medio e, attraverso questo, modificare a sua volta la propagazione delle onde risolte. Il sistema può reagire attraverso aggiustamenti dinamici capaci di ridurre o amplificare l’effetto iniziale. Questo meccanismo aiuta a spiegare perché le simulazioni mostrino una dispersione relativamente ampia nella risposta del ramo profondo, come evidenziato anche dagli studi multimodello CMIP6 di Abalos et al.

Da una prospettiva più generale, la sezione 3.2 mostra quindi che l’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation non deve essere interpretata come conseguenza diretta e lineare dell’aumento della temperatura globale. La catena fisica è molto più complessa. La CO₂ modifica direttamente la temperatura della stratosfera, ma contemporaneamente riscalda l’oceano e la troposfera; cambiano i gradienti termici, la struttura dei jet e i livelli critici; viene modificata la propagazione delle onde planetarie e delle onde di gravità; cambia la distribuzione del drag ondulatorio e, solo attraverso questa sequenza, viene riorganizzata la circolazione meridionale residua.

Il lavoro di Calvo et al. chiarisce inoltre che le stesse componenti dinamiche assumono importanza differente a seconda della scala temporale. Nel ramo superficiale, la maggior parte della risposta delle onde risolte viene stabilita entro i primi 25 anni ed è collegata al rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale. La componente lenta associata all’oceano profondo aggiunge un ulteriore cambiamento, ma molto più debole. Nella stratosfera superiore, invece, una parte molto consistente della risposta emerge immediatamente attraverso gli aggiustamenti radiativi e viene successivamente amplificata dal cambiamento delle SST e dal filtraggio delle onde di gravità.

Questa separazione rappresenta uno degli avanzamenti più significativi dello studio rispetto alla letteratura precedente. Garcia e Randel, Shepherd e McLandress, Palmeiro et al. e numerosi altri lavori avevano già identificato il ruolo della propagazione ondulatoria, dei jet subtropicali e delle onde di gravità nella risposta futura della BDC. Calvo et al. riescono però a collocare questi meccanismi all’interno di una precisa sequenza temporale e a stabilire quali componenti del sistema climatico li attivino. La risposta dei jet subtropicali viene collegata principalmente alle SST; il cambiamento delle onde risolte nella bassa stratosfera viene associato allo strato oceanico superficiale; il contributo delle onde di gravità non orografiche domina invece gran parte della risposta del ramo profondo quando l’oceano è libero di riscaldarsi; gli aggiustamenti radiativi diretti spiegano una quota importante del forcing delle onde risolte nella stratosfera superiore.

Il quadro dinamico complessivo che emerge è quindi estremamente coerente. Nella bassa stratosfera, il cambiamento climatico agisce soprattutto attraverso la troposfera: il riscaldamento delle SST modifica la struttura termica, rafforza e innalza i jet subtropicali, altera la propagazione delle onde risolte e produce una maggiore risalita tropicale. Nella stratosfera superiore, il forcing opera invece attraverso due vie simultanee: il raffreddamento radiativo produce un rapido aggiustamento dei venti e delle onde risolte, mentre il cambiamento dei jet associato al riscaldamento oceanico modifica soprattutto il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. Il ramo profondo rappresenta quindi il risultato dell’interazione fra questi due percorsi.

In termini climatici, il significato di questi risultati è rilevante perché mostra che una Brewer-Dobson Circulation più intensa non è semplicemente il prodotto di un’atmosfera globalmente più calda. La troposfera si riscalda, la stratosfera si raffredda e l’oceano reagisce secondo scale temporali differenti. Le onde atmosferiche traducono queste modificazioni termiche in cambiamenti della circolazione dinamica. È quindi il sistema delle onde, attraverso la loro interazione con il vento medio, a costituire il vero intermediario dinamico tra forcing radiativo e risposta della BDC.

Nel complesso, la sezione 3.2 permette di passare dalla descrizione della risposta osservata nelle Figure 1 e 2 alla comprensione del meccanismo fisico che la produce. Il rafforzamento del ramo superficiale è dominato dalle onde risolte e viene innescato soprattutto dal riscaldamento delle SST e dalla conseguente intensificazione dei jet subtropicali; il ramo profondo presenta invece una forte componente associata alle onde di gravità non orografiche, il cui filtraggio viene modificato dai jet, oltre a una componente derivante dagli aggiustamenti radiativi rapidi e dalle onde risolte. I due tipi di forcing interagiscono e possono compensarsi parzialmente, rendendo la risposta complessiva non semplicemente additiva. La Brewer-Dobson Circulation emerge quindi come il risultato di una complessa interazione tra radiazione, oceano, troposfera, struttura dei venti e differenti categorie di onde atmosferiche.

Il contributo scientifico più rilevante dello studio consiste proprio nel mostrare che il riscaldamento delle SST controlla soprattutto la trasformazione dei jet subtropicali e, attraverso di essi, il forcing ondulatorio che accelera la BDC, mentre il raffreddamento radiativo diretto della stratosfera assume un ruolo crescente salendo di quota. Nel ramo superficiale dominano le onde risolte e il legame con l’oceano superficiale; nel ramo profondo diventano cruciali il filtraggio delle onde di gravità non orografiche e gli aggiustamenti radiativi atmosferici. La diversa importanza di questi processi lungo la verticale spiega perché la Brewer-Dobson Circulation risponda alla stessa perturbazione della CO₂ con velocità, ampiezza e meccanismi differenti nelle varie regioni della stratosfera.

Figura 3 – Evoluzione dell’età media dell’aria stratosferica e accelerazione della Brewer-Dobson Circulation sotto un forcing 4×CO₂

Certo fratello. Ti propongo un testo unico, senza sottosezioni, più ampio e accademico, collegando la Figura 3 alla letteratura sull’età media dell’aria, sul trasporto stratosferico e sulla risposta della Brewer-Dobson Circulation ai gas serra.

Figura 3 – Evoluzione dell’età media dell’aria stratosferica e accelerazione della Brewer-Dobson Circulation sotto un forcing 4×CO₂

La Figura 3 rappresenta un complemento fondamentale alle analisi della circolazione residua mostrate nelle Figure 1 e 2, perché consente di valutare la risposta della Brewer-Dobson Circulation attraverso una grandezza che sintetizza non soltanto il moto meridionale medio dell’atmosfera, ma l’intero trasporto dei costituenti all’interno della stratosfera. La variabile considerata è l’età media dell’aria, comunemente indicata come Mean Age of Air o AOA, espressa in anni. Essa rappresenta, in termini concettuali, il tempo medio trascorso da una massa d’aria dal momento del suo ingresso nella stratosfera fino al raggiungimento di una determinata regione. Il concetto è stato formalizzato in maniera particolarmente importante da Hall e Plumb (1994), i quali hanno mostrato come il trasporto stratosferico non possa essere descritto attraverso un singolo tempo di percorrenza, poiché una massa d’aria osservata in un dato punto è composta da una miscela di particelle che hanno seguito traiettorie differenti e che possiedono quindi tempi di transito diversi. L’età media costituisce dunque la media della cosiddetta distribuzione dei tempi di transito e rappresenta una delle diagnostiche più utili per studiare la circolazione di Brewer-Dobson e la sua capacità di trasportare tracce chimiche dalla troposfera tropicale verso la media e alta stratosfera e successivamente verso le latitudini extratropicali.

Questa distinzione è importante perché l’età dell’aria non deve essere interpretata come una semplice misura locale della velocità verticale. La componente verticale della circolazione residua indica quanto rapidamente l’aria ascende o discende in una determinata regione, mentre l’età media dell’aria riflette il risultato integrato dell’intero percorso atmosferico, comprendendo sia l’avvezione associata alla circolazione meridionale residua sia il mescolamento quasi orizzontale tra differenti masse d’aria. Come sottolineato da Hall e Plumb e successivamente da numerosi studi, tra cui quelli di Waugh e Hall, la relazione tra BDC e age of air è quindi stretta ma non univoca. Una circolazione più intensa tende generalmente a produrre aria più giovane, ma il risultato finale dipende anche dall’intensità del mixing, dalle barriere dinamiche che separano tropici ed extratropici e dalle traiettorie percorse dai traccianti.

La climatologia preindustriale mostrata nel pannello relativo a WACCM presenta una struttura dell’età dell’aria coerente con il quadro fisico classico della Brewer-Dobson Circulation. Nella bassa stratosfera tropicale l’aria è relativamente giovane, poiché è entrata da poco nella stratosfera attraverso la regione tropicale della tropopausa. Spostandosi verso quote più elevate e verso le latitudini extratropicali, l’età aumenta progressivamente fino a raggiungere valori di diversi anni nella media e alta stratosfera. Questa struttura riflette il percorso medio delle masse d’aria: ingresso nella stratosfera ai tropici, lenta risalita, trasporto verso le medie e alte latitudini e successiva subsidenza. La distribuzione climatologica dell’AOA rappresenta quindi una sorta di “memoria integrata” della circolazione stratosferica.

Il fatto che i valori dell’età media aumentino salendo di quota non deve essere interpretato semplicemente come conseguenza di una minore velocità verticale. L’aria che raggiunge la media e alta stratosfera ha infatti attraversato una porzione molto più ampia del dominio stratosferico e ha subito numerosi processi di trasporto e mescolamento. Analogamente, l’aumento dell’età verso le latitudini extratropicali riflette il tempo necessario alle masse d’aria per essere trasferite dai tropici verso le regioni di subsidenza. Questa caratteristica rende l’AOA particolarmente sensibile all’intensità complessiva della BDC e spiega perché venga spesso utilizzata come una delle principali variabili diagnostiche nei modelli chimico-climatici e nelle analisi dei traccianti stratosferici.

Il pannello relativo alla risposta rapida del WACCM accoppiato mostra un cambiamento molto netto: l’età media dell’aria diminuisce in gran parte della stratosfera. Le anomalie negative, rappresentate dai colori blu, indicano che sotto una quadruplicazione improvvisa della CO₂ l’aria raggiunge mediamente le diverse regioni stratosferiche in tempi inferiori rispetto alla climatologia preindustriale. Si tratta quindi di una forte evidenza dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Questo risultato è pienamente coerente con quanto mostrato nella Figura 1, dove la risalita tropicale e la subsidenza extratropicale risultano intensificate, e con la Figura 2, nella quale la maggior parte della risposta del ramo superficiale e di quello profondo emerge entro i primi decenni.

Particolarmente significativo è il fatto che la maggiore diminuzione dell’AOA compaia nella bassa stratosfera subtropicale. Questa regione costituisce una delle zone dinamicamente più importanti per il trasporto stratosferico, perché rappresenta l’area di transizione tra la risalita tropicale e il trasporto verso le regioni extratropicali. È inoltre una regione nella quale il mixing attraverso i confini del tropical pipe può essere particolarmente rilevante. Una diminuzione pronunciata dell’età dell’aria in questa fascia indica quindi non soltanto un’accelerazione del moto ascendente tropicale, ma una più rapida redistribuzione delle masse d’aria dal dominio tropicale verso quello subtropicale ed extratropicale.

La riduzione dell’AOA nella bassa stratosfera risulta coerente con il meccanismo dinamico individuato nelle sezioni precedenti dello studio. L’aumento delle temperature superficiali del mare riscalda la troposfera, modifica il gradiente meridionale di temperatura nella regione dell’alta troposfera e della bassa stratosfera e rafforza i jet subtropicali. La nuova struttura dei venti altera la propagazione delle onde risolte e il loro deposito di momento, intensificando il forcing che sostiene il ramo superficiale della BDC. Una maggiore risalita tropicale e un trasporto meridionale più rapido riducono il tempo necessario alle masse d’aria per raggiungere le regioni subtropicali, producendo quindi un age of air più giovane.

Il confronto con le simulazioni WACCMatm fornisce una conferma particolarmente importante di questa interpretazione. Quando le temperature superficiali del mare vengono mantenute fisse ai valori preindustriali, la diminuzione dell’età dell’aria nella bassa stratosfera risulta molto più piccola, sebbene in alcune regioni sia ancora statisticamente significativa. Questo comportamento rispecchia quasi perfettamente ciò che era emerso dall’analisi della velocità verticale: in assenza del riscaldamento delle SST, il ramo superficiale della Brewer-Dobson Circulation si rafforza solo debolmente. Ne consegue che anche il ringiovanimento dell’aria stratosferica associato al ramo superficiale è fortemente dipendente dall’accoppiamento con l’oceano.

La Figura 3 fornisce quindi una seconda linea di evidenza, indipendente rispetto alla diagnostica della circolazione residua, a sostegno del ruolo dominante delle SST. La Figura 1 mostrava che il moto verticale nella bassa stratosfera aumenta molto più in WACCM che in WACCMatm; la Figura 2 mostrava che la risalita a 100 hPa segue da vicino la temperatura superficiale tropicale; la Figura 3 mostra ora che, quando l’oceano può riscaldarsi, l’intero trasporto stratosferico diventa più rapido, con una diminuzione dell’età dell’aria molto più marcata.

La risposta lenta presenta la stessa tendenza generale, ma con ampiezza sensibilmente inferiore. Anche negli ultimi decenni della simulazione l’età dell’aria continua a diminuire, indicando che la Brewer-Dobson Circulation continua ad accelerare mentre il sistema climatico prosegue il proprio aggiustamento. Tuttavia, il cambiamento aggiuntivo è molto più debole rispetto a quello stabilito nei primi decenni. Questa differenza conferma una delle conclusioni principali dello studio: la maggior parte della risposta della BDC alla quadruplicazione della CO₂ viene costruita relativamente presto, mentre l’ulteriore coinvolgimento dell’oceano profondo produce una componente aggiuntiva più modesta.

La predominanza della risposta rapida è particolarmente significativa perché aiuta a distinguere il ruolo dello strato oceanico superficiale da quello dell’oceano profondo. Il primo può riscaldarsi rapidamente e modificare le SST nell’arco di pochi anni o decenni, mentre il secondo richiede tempi molto più lunghi. Il fatto che l’età dell’aria diminuisca in maniera pronunciata già nella fase iniziale indica quindi che gran parte del ringiovanimento stratosferico è associata alla risposta del sistema atmosfera-oceano superficiale e non necessita del completo aggiustamento dell’oceano profondo.

Anche la distribuzione delle aree puntinate nella figura è importante. Esse rappresentano le regioni nelle quali la risposta non supera il livello di significatività statistica del 95%. Nella risposta rapida WACCM, ampie porzioni della stratosfera mostrano anomalie robuste, mentre nella risposta lenta aumenta notevolmente l’estensione delle regioni nelle quali il segnale non è statisticamente distinguibile dalla variabilità interna. Questo comportamento è coerente con la minore ampiezza della componente lenta e con la forte variabilità naturale della stratosfera, soprattutto alle quote medio-alte.

La relazione tra BDC e age of air è stata ampiamente discussa anche nella letteratura modellistica. Le simulazioni con concentrazioni crescenti di gas serra tendono generalmente a produrre una diminuzione dell’età media dell’aria, coerente con un’accelerazione della circolazione. Butchart e collaboratori hanno mostrato in diversi studi multimodello che una delle firme più ricorrenti del rafforzamento della BDC nel clima futuro è proprio il ringiovanimento dell’aria stratosferica. Abalos et al. (2021), analizzando i modelli CMIP6, hanno inoltre evidenziato che i trend dell’età media dell’aria possono risultare in alcuni casi più coerenti tra i modelli rispetto ai trend della sola circolazione residua, proprio perché l’AOA integra l’effetto sia dell’avvezione sia del mixing.

Questo aspetto è particolarmente importante quando si confrontano modelli e osservazioni. La circolazione residua non può essere osservata direttamente su scala globale con la stessa continuità con cui viene diagnosticata nei modelli, mentre l’età dell’aria può essere stimata utilizzando traccianti atmosferici a lunga vita, come SF₆, CO₂ e altri composti caratterizzati da una crescita troposferica sufficientemente regolare. L’uso di tali traccianti ha permesso di ottenere importanti informazioni sulla circolazione stratosferica reale, ma ha anche mostrato quanto sia complesso individuare trend di lungo periodo, soprattutto a causa della limitata durata delle serie osservative e della forte variabilità interna.

Studi basati su osservazioni di palloni e satelliti, nonché analisi delle rianalisi atmosferiche, hanno infatti prodotto risultati non sempre univoci riguardo all’evoluzione recente dell’età dell’aria. Engel et al., ad esempio, hanno evidenziato in alcune serie osservative cambiamenti meno evidenti di quelli simulati da molti modelli climatici, contribuendo a quella che per anni è stata definita una discrepanza tra modelli e osservazioni della BDC. Lavori successivi hanno però mostrato che tale discrepanza deve essere interpretata con cautela, poiché intervalli osservativi relativamente brevi possono essere fortemente influenzati dalla variabilità decadale e da differenze tra emisferi.

Abalos et al. hanno sottolineato proprio questo punto nelle analisi CMIP6: i trend modellistici e osservativi non sono necessariamente incompatibili una volta considerate le grandi incertezze associate alle serie relativamente brevi e alla forte variabilità della stratosfera. Analogamente, Ploeger e Garny hanno mostrato che l’evoluzione dell’età dell’aria può presentare importanti differenze emisferiche e temporali, con periodi nei quali la variabilità naturale può temporaneamente mascherare il segnale forzato di lungo periodo. La Figura 3 deve quindi essere interpretata come la risposta ideale e statisticamente mediata di un modello sottoposto a un forcing molto forte, piuttosto che come una previsione immediatamente confrontabile anno per anno con le osservazioni reali.

Il confronto fra WACCM e WACCMatm nella media e alta stratosfera evidenzia inoltre una struttura più complessa rispetto a quella della bassa stratosfera. In WACCMatm compaiono alcune anomalie significative dell’AOA nei tropici e nell’emisfero meridionale, associate alle modificazioni della funzione di corrente e della subsidenza nella media stratosfera. Tuttavia, l’ampiezza di questi segnali rimane molto piccola, rappresentando soltanto circa il 2,5% dei valori climatologici. Questo risultato ricorda che un’anomalia statisticamente significativa non coincide necessariamente con un cambiamento dinamicamente dominante: anche variazioni molto piccole possono risultare significative se la variabilità locale è sufficientemente bassa.

La struttura più complessa della risposta nell’alta stratosfera dipende anche dalla maggiore importanza delle onde di gravità e dei cambiamenti nella propagazione ondulatoria. Come mostrato nella sezione 3.2, la risposta del ramo profondo alla quadruplicazione della CO₂ non è controllata dagli stessi meccanismi del ramo superficiale. In particolare, mentre nella bassa stratosfera dominano le onde risolte associate al cambiamento dei jet subtropicali, nella parte superiore della stratosfera diventano fondamentali le variazioni del drag delle onde di gravità non orografiche. Questi processi possono modificare la circolazione residua senza produrre una risposta dell’AOA perfettamente sovrapponibile a quella osservata nella funzione di corrente.

Questo punto aiuta a comprendere perché gli autori sottolineino esplicitamente che il confronto tra cambiamenti della funzione di corrente meridionale e cambiamenti dell’età dell’aria non è immediato. L’AOA dipende infatti dalla storia completa delle particelle d’aria e non soltanto dalle condizioni dinamiche locali. Una massa d’aria può essere accelerata lungo una parte della propria traiettoria ma successivamente mescolarsi con aria più vecchia; analogamente, modificazioni del mixing tra tropici ed extratropici possono cambiare l’età media anche in assenza di grandi variazioni locali della velocità verticale. La risposta dell’AOA rappresenta quindi una sintesi tridimensionale del trasporto stratosferico.

La Figura 3 assume un’importanza particolare anche dal punto di vista della chimica atmosferica. L’età dell’aria controlla infatti il tempo di permanenza e la distribuzione di numerosi gas traccia e specie chimicamente attive. Una BDC più veloce implica un trasporto più rapido di composti dalla troposfera verso la stratosfera e una redistribuzione più rapida verso le latitudini extratropicali. Ciò può modificare le concentrazioni di ozono, vapore acqueo, metano, protossido di azoto e sostanze alogenate, con conseguenze sia per la chimica dell’ozono sia per il bilancio radiativo.

Un ringiovanimento dell’aria stratosferica può, per esempio, ridurre il tempo disponibile affinché determinate specie chimiche vengano processate durante il trasporto attraverso la stratosfera. Allo stesso tempo, una maggiore velocità della BDC può accelerare il trasferimento dell’ozono dalle regioni di produzione tropicali verso quelle extratropicali. Questo contribuisce a spiegare perché i cambiamenti della BDC siano considerati uno dei fattori fondamentali nella futura evoluzione dello strato di ozono, soprattutto durante la fase di recupero successiva alla diminuzione delle sostanze ozono-lesive.

La diminuzione dell’età media dell’aria possiede inoltre importanti implicazioni per il vapore acqueo stratosferico. La quantità di vapore che entra nella stratosfera dipende fortemente dalle temperature della tropopausa tropicale, ma una volta entrato il vapore viene redistribuito proprio dalla BDC. Un cambiamento della velocità di trasporto può quindi alterare sia la distribuzione verticale sia quella latitudinale del vapore acqueo, con potenziali effetti radiativi e climatici. In questo senso, l’age of air non è soltanto una diagnostica dinamica, ma anche un indicatore della velocità con cui differenti componenti chimiche vengono riorganizzate all’interno della stratosfera.

Particolarmente rilevante è la coerenza tra le Figure 1, 2 e 3. La Figura 1 mostra l’intensificazione spaziale della circolazione residua; la Figura 2 ne mostra la rapida evoluzione temporale e il diverso legame con le SST nella bassa e alta stratosfera; la Figura 3 dimostra che questa accelerazione produce effettivamente masse d’aria più giovani. Le tre diagnostiche descrivono quindi aspetti differenti ma complementari dello stesso processo. Non si osserva soltanto un aumento locale della velocità verticale: cambia l’intero tempo di transito dell’aria attraverso la stratosfera.

Questo rafforza notevolmente la conclusione secondo cui la risposta della BDC a una maggiore concentrazione di CO₂ rappresenta una vera riorganizzazione del trasporto stratosferico e non una semplice variazione di una singola componente dinamica. Il fatto che l’AOA diminuisca in gran parte della stratosfera indica che l’accelerazione simulata possiede conseguenze concrete per il percorso e per la permanenza dei traccianti atmosferici.

È inoltre interessante osservare come la risposta dell’età dell’aria rifletta la diversa importanza delle scale temporali. La componente rapida domina chiaramente il cambiamento, soprattutto nel ramo superficiale. Questo risultato concorda con l’evoluzione temporale della risalita tropicale mostrata nella Figura 2, dove gran parte della risposta è già presente entro i primi 20-25 anni. La componente lenta aggiunge un ulteriore ringiovanimento, ma di ampiezza molto inferiore. Anche per l’AOA, quindi, l’oceano profondo esercita un’influenza secondaria rispetto a quella dello strato oceanico superficiale.

La Figura 3 fornisce inoltre un’importante indicazione sulla natura multiscala del sistema atmosferico. Nella bassa stratosfera, il ringiovanimento dell’aria dipende fortemente dal riscaldamento delle SST e dalla risposta della troposfera; nella parte superiore della stratosfera, gli aggiustamenti radiativi diretti assumono un peso maggiore, ma l’età dell’aria risponde comunque attraverso la combinazione di avvezione e mixing. Ciò conferma ancora una volta che non esiste un unico meccanismo valido a tutte le quote.

Nel complesso, la Figura 3 mostra che una quadruplicazione improvvisa della CO₂ produce un generale ringiovanimento dell’aria stratosferica, coerente con un’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Il cambiamento più intenso si verifica durante la fase rapida e coinvolge in maniera particolarmente marcata la bassa stratosfera subtropicale, mentre la componente lenta risulta molto più debole. Il confronto tra WACCM e WACCMatm dimostra che il forte ringiovanimento del ramo superficiale necessita del riscaldamento delle temperature superficiali del mare, confermando il ruolo dominante dell’accoppiamento oceano-atmosfera. Nella media e alta stratosfera, invece, emergono anche risposte riconducibili agli aggiustamenti atmosferici diretti, ma generalmente di ampiezza inferiore in termini relativi.

La figura consente quindi di estendere la conclusione principale dello studio dal semplice moto residuo al trasporto stratosferico nel suo complesso. Non è soltanto la velocità verticale a cambiare: l’intera stratosfera viene attraversata più rapidamente dalle masse d’aria, con potenziali conseguenze per ozono, vapore acqueo, gas a lunga vita e bilancio radiativo. Proprio per questo l’età media dell’aria rappresenta una delle diagnostiche più potenti per interpretare la risposta futura della BDC. Considerata insieme alle precedenti figure, essa rafforza l’idea di una circolazione che, sotto un forte aumento della CO₂, non solo si intensifica, ma modifica concretamente la velocità con cui l’atmosfera stratosferica viene ventilata, confermando il ruolo centrale della Brewer-Dobson Circulation come collegamento dinamico tra cambiamento climatico, composizione atmosferica e struttura termica della stratosfera.

Figura 4 – Riorganizzazione del vento zonale, rafforzamento dei jet subtropicali e risposta dinamica della Brewer-Dobson Circulation alla quadruplicazione della CO₂

Figura 4 – Riorganizzazione del vento zonale, rafforzamento dei jet subtropicali e risposta dinamica della Brewer-Dobson Circulation alla quadruplicazione della CO₂

La Figura 4 rappresenta uno dei passaggi dinamici più importanti dello studio di Calvo et al., perché consente di comprendere in che modo la risposta termica prodotta dalla quadruplicazione della CO₂ venga trasformata in una modifica della circolazione atmosferica e, successivamente, del forcing ondulatorio responsabile dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Se le Figure 1-3 hanno mostrato che la risalita tropicale aumenta, che tale risposta avviene prevalentemente nei primi decenni e che l’età media dell’aria diminuisce, la Figura 4 permette di risalire a uno dei meccanismi fisici che collegano questi risultati: la riorganizzazione del vento zonale medio e, in particolare, il rafforzamento e lo spostamento verticale dei jet subtropicali. Questo elemento è fondamentale perché la BDC è una circolazione sostanzialmente guidata dalle onde atmosferiche e le condizioni che determinano la propagazione, la rifrazione e l’assorbimento di tali onde dipendono fortemente dalla struttura del vento zonale attraverso cui esse si muovono.

La climatologia preindustriale simulata da WACCM mostra una struttura del vento zonale medio coerente con le caratteristiche fondamentali della circolazione atmosferica globale. Nella stratosfera extratropicale prevalgono ampie regioni di venti occidentali, particolarmente intensi nell’emisfero invernale, mentre nella fascia tropicale e in alcune regioni della media atmosfera compaiono venti orientali. Alla scala troposferica emergono chiaramente i jet subtropicali ed extratropicali, la cui posizione e intensità derivano dal bilancio tra distribuzione della temperatura, gradiente meridionale di temperatura e conservazione del momento angolare. Le linee di vento nullo, che separano le regioni caratterizzate da flussi occidentali e orientali, possiedono un’importanza dinamica molto maggiore di quanto possa suggerire la loro semplice rappresentazione grafica, poiché costituiscono veri e propri confini per la propagazione di alcune categorie di onde atmosferiche. Le onde di Rossby, in particolare, possono essere fortemente influenzate dalla posizione delle linee critiche e dalle regioni nelle quali la velocità di fase delle onde si avvicina al vento medio zonale.

La risposta rapida simulata da WACCM mostra un netto rafforzamento dei jet subtropicali e una loro estensione verso quote maggiori. Questo segnale rappresenta uno degli elementi più importanti dell’intera analisi. Il cambiamento è particolarmente evidente nella regione dell’alta troposfera e della bassa stratosfera, ma si estende anche verso le medie latitudini. La struttura della risposta suggerisce quindi che l’aumento della CO₂ non determini semplicemente un rafforzamento uniforme dei venti occidentali, bensì una riorganizzazione verticale e latitudinale del sistema dei jet. Tale comportamento è strettamente collegato alle modificazioni del gradiente meridionale di temperatura che si sviluppano nella regione UTLS, ossia quella compresa tra alta troposfera e bassa stratosfera.

Il legame fra temperatura e vento zonale è uno dei principi fondamentali della dinamica atmosferica. Quando cambia il gradiente termico fra tropici ed extratropici, cambia anche la variazione verticale del vento zonale. Nel caso delle simulazioni con CO₂ quadruplicata, il riscaldamento della troposfera non è uniforme nello spazio. Le regioni tropicali mostrano una forte risposta nella parte alta della troposfera, mentre la stratosfera si raffredda in conseguenza dell’aumentata efficienza radiativa della CO₂. Si crea quindi una nuova configurazione dei gradienti termici che modifica l’intensità e la struttura verticale dei venti occidentali subtropicali. Questo rappresenta il primo anello della catena dinamica attraverso cui il riscaldamento della superficie oceanica può influenzare la Brewer-Dobson Circulation.

Il confronto tra WACCM e WACCMatm è particolarmente istruttivo perché permette di distinguere la componente mediata dall’oceano da quella dovuta agli aggiustamenti atmosferici diretti. Nella configurazione WACCMatm, dove le temperature superficiali del mare vengono mantenute ai valori preindustriali, il riscaldamento troposferico è molto più debole e presenta una distribuzione latitudinale più uniforme. Di conseguenza, la variazione del gradiente meridionale di temperatura nella regione UTLS risulta fortemente ridotta e i jet subtropicali non mostrano il marcato rafforzamento e spostamento verso l’alto osservati nella simulazione completamente accoppiata.

Questa differenza fornisce una prova importante del ruolo delle SST. L’intensificazione dei jet subtropicali non è quindi principalmente una conseguenza diretta del raffreddamento stratosferico prodotto dalla CO₂, ma emerge soprattutto attraverso il riscaldamento della superficie oceanica e della troposfera. Il percorso fisico può essere descritto come una sequenza concatenata: l’aumento della CO₂ modifica il bilancio radiativo; lo strato oceanico superficiale si riscalda; aumentano le SST; la troposfera tropicale e subtropicale modifica la propria struttura termica; cambia il gradiente meridionale di temperatura; i jet subtropicali si intensificano e si estendono verso l’alto. La Figura 4 rende visibile proprio questa trasformazione della risposta termica in risposta dinamica.

Un meccanismo di questo tipo era già stato evidenziato da Garcia e Randel, che nel 2008 mostrarono con WACCM come l’aumento dei gas serra producesse un rafforzamento e uno spostamento verso l’alto della parte superiore dei jet subtropicali, associato a un’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Il loro lavoro contribuì a consolidare l’idea secondo cui l’aumento dell’upwelling tropicale non dovesse essere attribuito semplicemente a un aumento delle sorgenti troposferiche delle onde, ma anche e soprattutto a cambiamenti delle condizioni di propagazione ondulatoria prodotti dalla riorganizzazione del vento medio.

Questa interpretazione è stata sviluppata in maniera particolarmente elegante da Shepherd e McLandress nel 2011. Gli autori mostrarono che il rafforzamento dei venti occidentali nella parte superiore dei jet subtropicali può spostare verso quote maggiori i livelli critici delle onde di Rossby sul lato equatoriale del jet. In condizioni climatiche più calde, alcune onde che nel clima di riferimento verrebbero assorbite o dissipate più in basso possono quindi penetrare maggiormente nella bassa stratosfera prima di depositare il proprio momento. Il risultato è uno spostamento verticale del forcing ondulatorio che rafforza la circolazione residua e aumenta la risalita tropicale.

La Figura 4 di Calvo et al. si inserisce perfettamente in questo quadro teorico. Nella simulazione accoppiata, l’intensificazione dei jet è accompagnata da un piccolo spostamento verso l’alto e verso l’equatore delle linee di vento nullo. Questo dettaglio è dinamicamente molto significativo, perché modifica la geometria delle regioni attraverso le quali le onde possono propagarsi. La struttura del vento zonale agisce infatti come un filtro selettivo: non tutte le onde generate nella troposfera riescono a raggiungere la stratosfera e la possibilità di propagarsi dipende dalla velocità di fase, dalla struttura verticale del vento e dalla posizione delle linee critiche. Anche un cambiamento relativamente modesto della posizione di tali linee può quindi produrre una modifica sostanziale nella distribuzione verticale e latitudinale del wave drag.

Il fatto che uno spostamento analogo non compaia in maniera significativa in WACCMatm conferma che il cambiamento è legato soprattutto alla risposta dell’oceano e della troposfera, più che al solo forcing radiativo stratosferico. Questo punto è essenziale per interpretare correttamente la differenza tra ramo superficiale e ramo profondo della BDC. Nel ramo superficiale, infatti, le Figure 1 e 2 hanno mostrato che la risposta della risalita tropicale scompare quasi completamente quando le SST vengono mantenute fisse. La Figura 4 spiega il perché: senza riscaldamento oceanico non si sviluppa il forte rafforzamento dei jet subtropicali, non cambia in misura significativa il filtro per le onde risolte e quindi non emerge il forcing aggiuntivo necessario a intensificare la risalita tropicale nella bassa stratosfera.

La risposta dell’emisfero meridionale aggiunge però un elemento di complessità. Nelle regioni extratropicali australi, sia WACCM sia WACCMatm mostrano durante la fase rapida un rafforzamento dei venti occidentali nella troposfera e nella stratosfera. Poiché questo segnale compare anche quando le SST sono mantenute fisse, esso deve essere attribuito almeno in larga parte agli aggiustamenti atmosferici rapidi successivi alla quadruplicazione della CO₂. Il raffreddamento stratosferico rappresenta qui un candidato naturale: modificando la struttura termica verticale e meridionale, esso altera direttamente i venti occidentali senza richiedere un preventivo riscaldamento dell’oceano.

Risultati analoghi sono stati ottenuti da Grise e Polvani, che hanno analizzato la risposta rapida della circolazione dell’emisfero meridionale agli esperimenti abrupt-4×CO₂, mostrando come una parte sostanziale della risposta dei jet possa svilupparsi prima del pieno riscaldamento della superficie. Ceppi et al. hanno a loro volta evidenziato come l’evoluzione della circolazione troposferica sotto forcing da CO₂ comprenda componenti rapide e lente distinte, mentre Chrysanthou et al. hanno mostrato che nella risposta della stratosfera sia gli aggiustamenti atmosferici immediati sia le variazioni delle SST contribuiscono alla riorganizzazione dei venti e della circolazione residua. Il quadro ottenuto da Calvo et al. è quindi coerente con una letteratura che tende sempre più a distinguere esplicitamente gli effetti radiativi diretti dalla risposta mediata dalla superficie.

Particolarmente interessante è lo spostamento verso l’equatore dei venti occidentali nella media e alta stratosfera dell’emisfero meridionale. Il segnale compare sia nella risposta rapida sia in quella lenta e viene descritto dagli autori come particolarmente robusto. Questo comportamento indica che la stratosfera australe non subisce soltanto un cambiamento dell’intensità dei venti, ma anche una riorganizzazione della loro posizione latitudinale. Una traslazione equatorward del flusso occidentale modifica la regione nella quale le onde planetarie possono propagarsi e rifrangersi, con possibili conseguenze sulla distribuzione del forcing ondulatorio e quindi sulla circolazione residua.

Questa riorganizzazione è particolarmente importante perché la propagazione delle onde di Rossby dipende dalla struttura del cosiddetto indice di rifrazione planetario, che a sua volta è fortemente influenzato dai gradienti del vento zonale. Spostando i venti occidentali verso l’equatore si modificano le regioni preferenziali di propagazione delle onde e quindi il pattern di convergenza del flusso di Eliassen-Palm. Il risultato può essere una redistribuzione del wave drag tra subtropici, medie latitudini e regioni polari.

Nell’emisfero settentrionale il quadro è differente. L’intensificazione dei venti occidentali stratosferici compare chiaramente in WACCM ma non in WACCMatm. Questo suggerisce che nel settore boreale il cambiamento dei venti dipenda maggiormente dalla risposta dell’oceano e della troposfera. La differenza fra i due emisferi può essere collegata anche alla diversa climatologia dell’attività ondulatoria. Nell’emisfero boreale, la presenza delle grandi catene montuose e la distribuzione asimmetrica fra continenti e oceani generano onde planetarie molto più intense rispetto all’emisfero australe. La circolazione stratosferica settentrionale è quindi più sensibile alle modificazioni delle sorgenti e della propagazione delle onde, nonché alle variazioni del vortice polare.

La risposta lenta aggiunge un ulteriore elemento. Nella troposfera e nella bassa stratosfera extratropicale si osserva un indebolimento dei venti zonali medi, mentre nella media e alta stratosfera il segnale risulta meno robusto e in molte regioni non statisticamente significativo. Questo comportamento può derivare dal fatto che le anomalie lente sono relativamente piccole rispetto alla grande variabilità interna della media atmosfera. La stratosfera superiore è infatti caratterizzata da una forte variabilità interannuale e decadale legata all’attività ondulatoria, alla variabilità del vortice polare e agli scambi dinamici con la troposfera. Una risposta lenta di modesta ampiezza può quindi risultare difficile da separare statisticamente dal “rumore” interno.

Nella bassa troposfera polare dell’emisfero settentrionale compare inoltre un riscaldamento marcato, che gli autori collegano probabilmente a cambiamenti della copertura nevosa sulla Siberia e alla conseguente amplificazione della risposta termica. La riduzione della neve modifica infatti l’albedo superficiale: una superficie meno innevata assorbe una frazione maggiore della radiazione solare e tende a riscaldarsi ulteriormente. Questo tipo di retroazione può contribuire a modificare il gradiente termico meridionale alle basse quote e, indirettamente, anche la struttura del vento zonale.

La Figura 4 assume però un significato ancora maggiore quando viene collegata alla dinamica delle onde discussa nella sezione 3.2. Il rafforzamento dei jet subtropicali in WACCM modifica il modo in cui le onde risolte si propagano dalla troposfera alla stratosfera. Nella bassa stratosfera, il cambiamento favorisce una maggiore propagazione verso le regioni subtropicali e rafforza la convergenza del flusso di Eliassen-Palm attorno a circa 25°N e 25°S. Questo aumento del forcing ondulatorio sostiene una maggiore risalita tropicale attraverso il principio del downward control. La Figura 4 rappresenta quindi il collegamento intermedio tra il riscaldamento delle SST mostrato indirettamente dalla risposta termica e il cambiamento del wave drag che verrà evidenziato nelle figure successive.

Il meccanismo può essere descritto in maniera sequenziale. Le SST aumentano, la troposfera tropicale si riscalda, cambia il gradiente meridionale di temperatura, i jet subtropicali si rafforzano e si innalzano, i livelli critici delle onde vengono spostati e la propagazione delle onde risolte nella bassa stratosfera viene modificata. La maggiore convergenza del forcing ondulatorio subtropicale induce quindi una circolazione residua più intensa, con maggiore risalita ai tropici e maggiore subsidenza alle latitudini extratropicali.

Questo quadro è pienamente coerente con il meccanismo proposto da Shepherd e McLandress, ma lo studio di Calvo et al. aggiunge un elemento temporale particolarmente importante: gran parte della modifica dei jet e del forcing delle onde risolte emerge già nei primi 25 anni successivi alla quadruplicazione della CO₂. Ciò indica che il processo è strettamente collegato al rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale, piuttosto che alla risposta lenta dell’oceano profondo.

La risposta lenta dei jet, pur essendo qualitativamente simile, risulta infatti molto più debole. Anche questo è coerente con quanto osservato nella Figura 2, dove la componente lenta rappresenta soltanto una frazione minoritaria dell’aumento totale dell’upwelling. Il lento riscaldamento dell’oceano profondo continua a modificare il sistema, ma la maggior parte della riorganizzazione dinamica necessaria ad accelerare la BDC si è già verificata durante la risposta iniziale.

Nella stratosfera superiore, il ruolo della Figura 4 è ancora più complesso. Qui il cambiamento del vento zonale non agisce soltanto sulla propagazione delle grandi onde risolte, ma modifica anche il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. Queste onde, spesso generate da sistemi frontali e convezione, vengono selezionate dal vento medio mentre si propagano verso l’alto. Alcune componenti dello spettro vengono assorbite a quote più basse, altre riescono a raggiungere la media e alta stratosfera. Cambiare il jet subtropicale significa quindi cambiare il filtro attraverso cui passa l’intero spettro delle onde di gravità.

Calvo et al. mostrano infatti che, nella risposta del ramo profondo, le onde di gravità non orografiche diventano una componente dominante del cambiamento, nonostante nella climatologia preindustriale il contributo principale provenga dalle onde risolte. Questo è un risultato dinamicamente molto interessante: il tipo di onda che sostiene maggiormente la circolazione media non è necessariamente lo stesso che controlla il suo trend climatico. La Figura 4 aiuta a comprenderne la ragione, perché il cambiamento dei jet altera il filtro dinamico per le onde di gravità molto più di quanto modifichi necessariamente le sorgenti delle onde stesse.

Una piccola riduzione delle sorgenti frontali delle onde di gravità contribuisce alla risposta, ma gli autori mostrano che il meccanismo dominante è la modifica del filtraggio. L’intensificazione dei jet subtropicali cambia soprattutto la propagazione della componente occidentale dello spettro delle onde di gravità nelle fasce subtropicali. Il conseguente cambiamento del drag nella media e alta stratosfera contribuisce in maniera sostanziale alla risposta del ramo profondo della BDC.

Questo risultato collega la Figura 4 anche ai lavori di Palmeiro et al., che avevano già mostrato in WACCM come la risposta del ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation sotto differenti scenari di forcing climatico fosse fortemente sensibile alla modifica del filtraggio delle onde di gravità. Calvo et al. confermano quel meccanismo, ma riescono a separarne anche la componente temporale, mostrando che l’intensificazione dei jet determinata dalle SST esercita un forte controllo tanto sulla risposta rapida quanto su quella lenta del forcing delle onde di gravità.

La differenza fra WACCM e WACCMatm è ancora una volta decisiva. In WACCMatm i jet subtropicali cambiano molto meno, quindi anche il filtraggio delle onde di gravità viene modificato in misura minore. Tuttavia, nella stratosfera superiore permane una risposta significativa dei venti e della circolazione, prodotta dagli aggiustamenti radiativi diretti. Questo spiega perché il ramo profondo continui a mostrare una forte risposta anche senza riscaldamento delle SST, come già osservato nella Figura 2.

La Figura 4 permette quindi di distinguere due tipi di controllo dinamico che coesistono nella stratosfera. Il primo è mediato dall’oceano e dalla troposfera e passa attraverso il rafforzamento dei jet subtropicali; il secondo deriva dagli aggiustamenti radiativi diretti della stratosfera e modifica rapidamente i venti extratropicali. I due processi interagiscono e la loro importanza relativa cambia con la quota e con l’emisfero.

Questo aspetto è fondamentale per comprendere perché la risposta della Brewer-Dobson Circulation non sia semplicemente proporzionale al riscaldamento globale medio. La stessa variazione della temperatura media superficiale può infatti produrre differenti risposte dinamiche a seconda della distribuzione geografica del riscaldamento, della struttura dei jet, della circolazione troposferica e del modo in cui questi fattori modificano la propagazione delle onde. La BDC è quindi sensibile non soltanto alla quantità totale di riscaldamento, ma alla struttura tridimensionale della risposta climatica.

La Figura 4 rafforza inoltre il concetto secondo cui i cambiamenti del vento zonale nella bassa e alta stratosfera possiedono origini fisiche differenti. Nella regione UTLS, il segnale principale emerge attraverso la risposta delle SST e del gradiente termico. Nella media e alta stratosfera, invece, il raffreddamento radiativo diretto assume maggiore importanza e produce variazioni del vento anche quando l’oceano non può riscaldarsi. La transizione fra questi due regimi rappresenta uno degli aspetti più interessanti dell’intero studio.

Nel complesso, la Figura 4 deve essere letta come la rappresentazione dinamica del ponte che collega la risposta termica della CO₂ al cambiamento della Brewer-Dobson Circulation. Il riscaldamento delle SST modifica la temperatura della troposfera e i gradienti meridionali nella regione UTLS; i jet subtropicali si rafforzano e si estendono verso l’alto; cambiano le linee di vento nullo e le condizioni di propagazione delle onde; viene riorganizzato il flusso di Eliassen-Palm e il drag associato alle onde risolte; nella stratosfera superiore cambia anche il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. Attraverso questa sequenza il forcing radiativo iniziale viene trasformato in una risposta della circolazione meridionale residua.

Il contributo scientifico della figura consiste quindi nel mostrare che il vento zonale non rappresenta una semplice risposta collaterale al riscaldamento climatico, ma costituisce il principale intermediario dinamico tra cambiamento termico e accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Il forte rafforzamento dei jet subtropicali osservato soltanto quando l’oceano è libero di riscaldarsi identifica le SST come elemento essenziale del ramo superficiale della risposta; il rafforzamento dei venti extratropicali che compare anche in WACCMatm rivela invece il ruolo degli aggiustamenti radiativi diretti, soprattutto nell’emisfero meridionale e nella stratosfera superiore.

Considerata insieme alle Figure 1-3, la Figura 4 completa quindi un quadro estremamente coerente: l’aumento della CO₂ modifica la struttura termica del sistema atmosfera-oceano, questa modifica riorganizza i venti zonali e i jet subtropicali, la nuova configurazione dei venti altera la propagazione e il deposito di momento delle onde e, attraverso questo processo, la Brewer-Dobson Circulation accelera e l’età media dell’aria diminuisce. È proprio questa concatenazione tra temperatura, vento zonale, forcing ondulatorio e circolazione residua a costituire uno dei risultati dinamicamente più importanti dello studio di Calvo et al.

Figura 5 – Struttura termica dell’atmosfera, risposta alla CO₂ e ruolo dei gradienti di temperatura nel rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation

Figura 5 – Struttura termica dell’atmosfera, risposta alla CO₂ e ruolo dei gradienti di temperatura nel rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation

La Figura 5 rappresenta un passaggio fondamentale per comprendere la catena fisica che collega l’aumento della concentrazione atmosferica di CO₂ alla riorganizzazione della circolazione stratosferica. Se la Figura 4 ha mostrato il rafforzamento e lo spostamento verticale dei jet subtropicali, la Figura 5 permette di risalire alla causa termodinamica di tali cambiamenti, mostrando come la temperatura media zonale risponda alla quadruplicazione della CO₂ nelle differenti configurazioni modellistiche. Il quadro che emerge è caratterizzato da una marcata contrapposizione verticale: la troposfera tende a riscaldarsi, soprattutto quando l’oceano è libero di reagire, mentre la stratosfera va incontro a un forte raffreddamento radiativo. Questa struttura termica non costituisce soltanto una conseguenza passiva del forcing da gas serra, ma modifica i gradienti meridionali di temperatura e, attraverso il bilancio del vento termico, la struttura del vento zonale e quindi le condizioni di propagazione delle onde atmosferiche che sostengono la Brewer-Dobson Circulation.

La climatologia preindustriale simulata da WACCM presenta innanzitutto una struttura verticale della temperatura coerente con le caratteristiche fondamentali dell’atmosfera terrestre. Nella troposfera, la temperatura diminuisce mediamente con la quota fino a raggiungere i valori più bassi in prossimità della tropopausa. Quest’ultima si trova a quote più elevate nelle regioni tropicali, dove la convezione profonda e la struttura termica della troposfera determinano una tropopausa particolarmente fredda, e progressivamente più in basso spostandosi verso le alte latitudini. Salendo nella stratosfera, la temperatura torna invece ad aumentare a causa dell’assorbimento della radiazione ultravioletta solare da parte dell’ozono. Questa inversione termica costituisce uno degli elementi distintivi della stratosfera e determina una forte stabilità verticale che influenza profondamente la propagazione delle onde e la dinamica della media atmosfera.

La struttura climatologica osservata nella figura è inoltre strettamente collegata alla distribuzione dell’ozono. La presenza dello strato di ozono nella media e alta stratosfera determina un assorbimento significativo della radiazione ultravioletta e produce il riscaldamento responsabile dell’aumento della temperatura con la quota. Ciò implica che temperatura, composizione chimica e circolazione stratosferica siano intimamente connesse. La Brewer-Dobson Circulation trasporta infatti ozono dalle regioni tropicali di produzione fotochimica verso quelle extratropicali, mentre la distribuzione dell’ozono modifica a sua volta il campo termico e quindi il vento zonale. La climatologia della Figura 5 deve pertanto essere vista come il risultato di un equilibrio tra radiazione, chimica e dinamica.

La risposta rapida alla quadruplicazione della CO₂ mostra una configurazione verticale tipica e ben nota nella letteratura climatica: un marcato riscaldamento della troposfera accompagnato da un forte raffreddamento della stratosfera. Questa opposizione di segno rappresenta una delle firme più caratteristiche della risposta atmosferica all’aumento dei gas serra. Nella troposfera la maggiore concentrazione di CO₂ riduce l’efficienza con cui il sistema superficie-troposfera perde energia verso lo spazio, producendo un accumulo di calore e quindi un aumento della temperatura. Nella stratosfera, invece, la situazione radiativa è differente: l’aumento della CO₂ favorisce una maggiore emissione infrarossa verso lo spazio e determina una diminuzione della temperatura.

Il raffreddamento stratosferico associato all’aumento della CO₂ è stato documentato da numerosi studi osservativi e modellistici ed è considerato una delle risposte più robuste al forcing antropogenico. Le analisi della temperatura stratosferica condotte negli ultimi decenni hanno mostrato come la diminuzione delle temperature nella media e alta stratosfera sia legata sia all’aumento dei gas serra sia, soprattutto nei decenni passati, alla diminuzione dell’ozono stratosferico. Nei modelli climatici, tuttavia, l’aumento della CO₂ produce autonomamente un raffreddamento molto marcato, particolarmente evidente alle quote superiori. La Figura 5 riproduce precisamente questa struttura: le anomalie negative diventano progressivamente più intense salendo verso la stratopausa.

Questa forte risposta radiativa della stratosfera aiuta a comprendere un risultato già emerso nella Figura 2: il ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation reagisce alla quadruplicazione della CO₂ molto più rapidamente rispetto al ramo superficiale. Nella stratosfera superiore non è infatti necessario attendere che l’oceano si riscaldi significativamente. La maggiore concentrazione di CO₂ modifica quasi immediatamente il bilancio radiativo, raffredda l’ambiente stratosferico e cambia la struttura dei venti. Tali modificazioni possono alterare rapidamente la propagazione delle onde e il loro deposito di momento, producendo una risposta quasi immediata della circolazione residua.

La troposfera presenta però un comportamento altrettanto importante. Nella configurazione WACCM completamente accoppiata, il riscaldamento non è distribuito uniformemente con la latitudine e con la quota. Esso risulta particolarmente pronunciato nella troposfera tropicale e subtropicale, e si estende verso la parte superiore della troposfera. Questa configurazione è coerente con la risposta termodinamica attesa in una troposfera tropicale governata in larga misura dalla convezione umida: quando la superficie si riscalda, il profilo termico tende a seguire approssimativamente un gradiente adiabatico umido, con una risposta che può risultare amplificata alle quote superiori.

L’amplificazione del riscaldamento nell’alta troposfera tropicale assume un’importanza dinamica fondamentale perché modifica il gradiente meridionale di temperatura tra tropici e regioni extratropicali. Il vento zonale medio è strettamente collegato proprio a questi gradienti termici attraverso il bilancio del vento termico. Una variazione del contrasto meridionale di temperatura produce quindi una variazione del gradiente verticale del vento zonale. È questa relazione che permette di interpretare la Figura 5 insieme alla Figura 4: il riscaldamento differenziale nella regione UTLS modifica il gradiente termico e produce il rafforzamento e l’estensione verticale dei jet subtropicali.

Garcia e Randel avevano già evidenziato in WACCM questo legame tra riscaldamento troposferico, modificazione dei jet e accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. I loro risultati mostrarono che, in un clima caratterizzato da maggiori concentrazioni di gas serra, il rafforzamento della parte superiore dei jet subtropicali modifica le condizioni di propagazione delle onde verso la bassa stratosfera. Shepherd e McLandress svilupparono successivamente una spiegazione dinamica più completa, mostrando come lo spostamento verso l’alto dei livelli critici associato al rafforzamento dei jet permetta a una maggiore quantità di attività ondulatoria di propagarsi nella bassa stratosfera prima di essere dissipata.

La Figura 5 fornisce quindi la base termodinamica del meccanismo proposto da questi studi. Non è il jet a cambiare in maniera autonoma: esso risponde alla variazione della struttura termica dell’atmosfera. E la struttura termica, nella bassa stratosfera e nell’alta troposfera, risponde in larga misura al riscaldamento delle SST.

Il confronto con WACCMatm è, da questo punto di vista, particolarmente istruttivo. Nella configurazione atmosphere-only, le temperature superficiali del mare sono mantenute ai valori preindustriali anche dopo la quadruplicazione della CO₂. Il risultato è una troposfera che si riscalda molto meno rispetto al modello completamente accoppiato. La risposta termica è inoltre più omogenea con la latitudine e produce quindi variazioni molto più deboli del gradiente meridionale di temperatura.

La stratosfera, al contrario, continua a raffreddarsi in maniera marcata anche in WACCMatm. Questo comportamento permette di separare con notevole chiarezza i due percorsi attraverso cui la CO₂ influenza la circolazione atmosferica. Il raffreddamento stratosferico è principalmente un aggiustamento radiativo diretto e compare anche quando l’oceano non può riscaldarsi. Il forte riscaldamento troposferico e la conseguente variazione dei gradienti termici, invece, richiedono la risposta delle SST.

Questo contrasto è probabilmente uno degli elementi più importanti della Figura 5. Se si osservasse soltanto WACCM, sarebbe difficile separare gli effetti diretti della CO₂ da quelli mediati dall’oceano. Il confronto con WACCMatm mostra invece che le forti modificazioni della struttura termica della troposfera e della regione UTLS sono principalmente conseguenza del riscaldamento oceanico. Al contrario, gran parte del raffreddamento della stratosfera superiore può essere attribuita direttamente alla presenza della maggiore concentrazione di CO₂.

Una simile separazione era stata già individuata negli studi di Chrysanthou et al., che hanno analizzato esperimenti con quadruplicazione della CO₂ distinguendo gli aggiustamenti atmosferici rapidi dalla risposta associata alle SST. Anche Grise e Polvani, concentrandosi sulla circolazione dell’emisfero meridionale, hanno mostrato come il raffreddamento stratosferico possa produrre una risposta dei venti prima che il riscaldamento della superficie sia pienamente sviluppato. Ceppi et al. hanno inoltre evidenziato come la risposta della circolazione troposferica contenga componenti rapide e lente caratterizzate da meccanismi differenti.

La Figura 5 si inserisce quindi in una letteratura più ampia che ha progressivamente abbandonato l’idea di una risposta climatica monolitica alla CO₂. Il sistema atmosferico reagisce attraverso differenti scale temporali e differenti regioni verticali. La stratosfera risponde rapidamente sul piano radiativo, mentre l’oceano e la troposfera sviluppano una risposta più progressiva. La Brewer-Dobson Circulation integra queste diverse componenti, mostrando una risposta che dipende fortemente dalla quota.

La componente lenta della temperatura, rappresentata nel pannello dedicato agli ultimi decenni della simulazione, conferma questa interpretazione. La troposfera continua a riscaldarsi mentre il sistema oceano-atmosfera procede verso uno stato più caldo, ma l’ampiezza del cambiamento aggiuntivo risulta inferiore rispetto alla risposta sviluppatasi nelle prime decadi. Nella stratosfera persistono anomalie negative, ma anch’esse sono generalmente più deboli e in molte regioni non raggiungono la significatività statistica al 95%.

Questo comportamento indica che gran parte della riorganizzazione termica necessaria a modificare i jet e il forcing ondulatorio è già stata stabilita relativamente presto. L’oceano profondo continua ad accumulare calore e a modificare il clima per molti decenni, ma la risposta della BDC non deve attendere il pieno equilibrio del sistema. Lo strato oceanico superficiale e la troposfera reagiscono sufficientemente rapidamente da produrre una forte risposta della circolazione già nei primi 20-25 anni.

La distribuzione verticale del raffreddamento stratosferico è altrettanto importante. Le anomalie negative aumentano progressivamente salendo di quota, raggiungendo valori molto maggiori nella stratosfera superiore rispetto alla regione della tropopausa. Questo gradiente verticale della risposta termica modifica la struttura dei venti attraverso il bilancio termico e contribuisce a riorganizzare il flusso zonale nella media atmosfera.

Nella stratosfera superiore, inoltre, la temperatura non dipende soltanto dalla risposta radiativa diretta della CO₂. La circolazione residua stessa esercita un controllo termodinamico attraverso il riscaldamento e raffreddamento adiabatico. Una maggiore risalita tropicale produce raffreddamento adiabatico, mentre una maggiore subsidenza extratropicale produce riscaldamento adiabatico. Per questo motivo una parte della struttura delle anomalie termiche può riflettere anche il cambiamento della Brewer-Dobson Circulation. La relazione tra temperatura e circolazione è dunque bidirezionale: il forcing radiativo modifica la temperatura e quindi i venti e le onde, ma la risposta della BDC modifica a sua volta il campo termico.

Questo tipo di interazione dinamico-radiativa è ben noto nella stratosfera. Le temperature stratosferiche reali differiscono notevolmente da quelle che si avrebbero in puro equilibrio radiativo proprio perché il forcing ondulatorio induce una circolazione residua capace di produrre riscaldamento e raffreddamento adiabatico. Nel clima perturbato da 4×CO₂, la nuova BDC contribuisce quindi ad adattare il campo termico alla nuova configurazione dinamica.

Un aspetto interessante della figura riguarda anche la regione tropicale attorno alla tropopausa. Qui il contrasto tra forte riscaldamento troposferico e raffreddamento stratosferico produce gradienti verticali estremamente pronunciati. La tropopausa tropicale costituisce una regione cruciale per il passaggio dell’aria e del vapore acqueo dalla troposfera alla stratosfera. Modificazioni della sua temperatura e della sua altezza possono quindi avere importanti conseguenze sulla quantità di vapore acqueo che entra nella stratosfera attraverso il processo di freeze-drying tropicale.

Questo elemento si collega agli studi di Randel, Fueglistaler, Dessler e altri autori sul ruolo della tropopausa tropicale e della circolazione di Brewer-Dobson nella regolazione del vapore acqueo stratosferico. Una BDC più intensa può modificare il raffreddamento adiabatico nella bassa stratosfera tropicale, mentre il riscaldamento climatico modifica simultaneamente la struttura della tropopausa. Il risultato finale sul vapore acqueo dipende quindi da un delicato equilibrio tra dinamica e temperatura.

La risposta termica della Figura 5 ha inoltre conseguenze per l’ozono. L’ozono stratosferico è fortemente sensibile alla temperatura perché molte reazioni chimiche responsabili della sua produzione e distruzione possiedono una marcata dipendenza termica. Il raffreddamento della stratosfera può rallentare alcune reazioni di distruzione dell’ozono in fase gassosa, mentre una BDC più intensa modifica contemporaneamente il trasporto dell’ozono dalle regioni tropicali verso quelle extratropicali. Per questa ragione i cambiamenti della temperatura e della circolazione non possono essere trattati separatamente quando si analizzano le proiezioni future dell’ozono.

Anche questo aspetto è coerente con il fatto che WACCM utilizzi una chimica interattiva. La risposta dell’ozono può quindi adattarsi alle modificazioni della temperatura e della circolazione, mentre a sua volta influenza il bilancio radiativo della stratosfera. La Figura 5 rappresenta pertanto il risultato di un sistema climatico nel quale dinamica e chimica sono pienamente interattive.

Nell’emisfero settentrionale, il riscaldamento relativamente pronunciato della troposfera polare vicino alla superficie può essere collegato anche alle variazioni della neve e del ghiaccio. Calvo et al. suggeriscono che parte del segnale possa derivare dai cambiamenti della copertura nevosa sulla Siberia. La riduzione della neve diminuisce l’albedo superficiale e consente un maggiore assorbimento della radiazione solare, amplificando il riscaldamento locale. Questo tipo di feedback superficiale modifica ulteriormente i gradienti meridionali di temperatura e può quindi contribuire indirettamente alla risposta dei venti.

La differenza tra emisfero settentrionale e meridionale osservata nella Figura 5 deve essere interpretata anche alla luce della diversa dinamica ondulatoria dei due emisferi. Nell’emisfero boreale, le grandi asimmetrie orografiche e termiche producono onde planetarie molto più intense e una maggiore variabilità stratosferica. Le anomalie termiche risultanti possono quindi incorporare una componente dinamica più forte associata ai cambiamenti del vortice polare e della subsidenza della BDC. Nell’emisfero australe, la maggiore zonalità della circolazione tende invece a produrre una struttura differente della risposta.

Il collegamento con la Figura 4 è particolarmente diretto. Dove la Figura 5 mostra un rafforzamento del gradiente termico meridionale nella regione UTLS, la Figura 4 mostra un aumento dei venti occidentali subtropicali. Questa corrispondenza costituisce una verifica qualitativa del bilancio del vento termico. Il cambiamento della temperatura precede concettualmente quello del vento: la distribuzione del riscaldamento modifica il gradiente termico e il sistema atmosferico si adatta attraverso una variazione del vento zonale.

A sua volta, il cambiamento del vento modifica la propagazione delle onde, come viene mostrato dalle analisi del flusso di Eliassen-Palm. La Figura 5 si trova quindi al centro di una catena causale estremamente coerente: variazione della temperatura, cambiamento del vento, modifica della propagazione ondulatoria, variazione del wave drag, accelerazione della circolazione residua.

Nella bassa stratosfera questa catena è dominata dall’effetto delle SST. Nella stratosfera superiore, invece, il raffreddamento radiativo diretto assume un peso crescente e può modificare rapidamente i venti anche senza un significativo riscaldamento della superficie. Proprio questa differenza spiega perché la risposta del ramo profondo della BDC sia molto più rapida rispetto a quella del ramo superficiale, come mostrato dalla Figura 2.

La Figura 5 permette inoltre di comprendere perché la risposta WACCMatm del ramo superficiale sia così debole. In assenza di riscaldamento delle SST, la troposfera non sviluppa il forte contrasto termico necessario a rafforzare i jet subtropicali. Senza un jet significativamente modificato, le condizioni di propagazione delle onde risolte nella bassa stratosfera cambiano poco e il forcing aggiuntivo della circolazione rimane ridotto. Nonostante il forte raffreddamento stratosferico, quindi, il ramo superficiale della BDC accelera soltanto modestamente.

Nella stratosfera superiore avviene il contrario. Il raffreddamento radiativo è sufficientemente forte da alterare la struttura dei venti e quindi il forcing delle onde anche in WACCMatm. Ciò permette al ramo profondo di rispondere rapidamente. Quando l’oceano è libero di riscaldarsi, come in WACCM, si aggiunge poi il contributo derivante dai jet subtropicali e dalla modifica del filtraggio delle onde di gravità non orografiche.

Da questo punto di vista, la Figura 5 costituisce una delle prove più chiare della natura verticalmente differenziata della risposta della BDC. La stessa perturbazione della CO₂ produce contemporaneamente riscaldamento in basso e raffreddamento in alto; queste due risposte termiche attivano differenti percorsi dinamici che convergono nell’accelerazione della circolazione stratosferica.

La figura aiuta anche a comprendere perché l’uso della sola temperatura media globale sia insufficiente per descrivere la risposta della BDC. Ciò che conta dinamicamente non è soltanto quanto aumenta la temperatura media, ma come il riscaldamento e il raffreddamento sono distribuiti in latitudine e in quota. Due configurazioni climatiche con lo stesso aumento medio globale potrebbero teoricamente produrre risposte differenti della BDC se presentassero differenti pattern di SST, differenti gradienti meridionali di temperatura o differenti strutture della tropopausa.

Questa considerazione è importante anche per le proiezioni climatiche future. I pattern regionali del riscaldamento oceanico, la risposta dell’ENSO, la distribuzione dell’amplificazione artica e le variazioni del ghiaccio marino possono modificare i gradienti termici in modi differenti e quindi influenzare la circolazione stratosferica. La Figura 5 mostra quindi perché la BDC debba essere studiata all’interno dell’intero sistema clima-oceano e non come una componente isolata della stratosfera.

Nel complesso, la Figura 5 fornisce la base termodinamica necessaria per interpretare i cambiamenti dinamici descritti nelle figure precedenti e successive. La quadruplicazione della CO₂ produce un rapido raffreddamento della stratosfera e, quando l’oceano può reagire, un forte riscaldamento troposferico. La distribuzione non uniforme di questi cambiamenti modifica i gradienti meridionali di temperatura nella regione UTLS, rafforza e innalza i jet subtropicali, sposta le linee critiche e cambia la propagazione delle onde. Nella stratosfera superiore, il raffreddamento radiativo diretto modifica inoltre rapidamente i venti e il filtraggio ondulatorio anche in assenza del riscaldamento delle SST.

La principale conclusione scientifica che emerge dalla Figura 5 è quindi che la risposta termica costituisce il collegamento fondamentale tra forcing radiativo e risposta dinamica della Brewer-Dobson Circulation. Il forte raffreddamento della stratosfera spiega la rapidità degli aggiustamenti del ramo profondo, mentre il riscaldamento della troposfera mediato dalle SST produce i gradienti termici necessari a riorganizzare i jet subtropicali e a rafforzare il ramo superficiale. Le differenti scale temporali della risposta oceanica e atmosferica vengono così tradotte in differenti scale temporali della circolazione stratosferica.

Considerata insieme alle Figure 1-4, la Figura 5 completa una catena causale estremamente coerente: la CO₂ modifica il bilancio radiativo, il bilancio radiativo modifica la temperatura, la temperatura modifica i venti, i venti modificano la propagazione delle onde e le onde modificano la Brewer-Dobson Circulation. È proprio questa concatenazione di processi a spiegare perché la BDC acceleri sotto un forcing 4×CO₂ e perché tale accelerazione presenti caratteristiche così differenti fra la bassa e l’alta stratosfera.

Figura 6 – Contributo delle diverse onde atmosferiche alla risalita tropicale della Brewer-Dobson Circulation

Figura 6 – Contributo delle diverse onde atmosferiche alla risalita tropicale della Brewer-Dobson Circulation

La Figura 6 rappresenta uno dei passaggi più significativi dello studio di Calvo et al. perché consente di compiere un salto interpretativo rispetto alle figure precedenti: non si limita più a mostrare che la Brewer-Dobson Circulation si intensifica in seguito alla quadruplicazione della CO₂, ma permette di identificare quali categorie di onde atmosferiche contribuiscano effettivamente a sostenere la risalita tropicale e, soprattutto, quali di esse siano responsabili della risposta climatica nei differenti strati della stratosfera. La figura mette quindi in relazione diretta la circolazione residua con il forcing ondulatorio attraverso il principio del downward control, fornendo una diagnosi verticale del contributo delle onde risolte, delle onde di gravità orografiche e delle onde di gravità non orografiche. Questo approccio è particolarmente importante perché la BDC è una circolazione wave-driven: la sua intensità dipende dal trasferimento di momento associato alla propagazione e alla dissipazione delle onde atmosferiche, e non semplicemente da differenze meridionali di riscaldamento. American Meteorological Society Journals

Il principio del downward control, formalizzato da Haynes et al. (1991), costituisce la base teorica dell’analisi. In termini fisici, esso stabilisce che la circolazione meridionale residua a una determinata quota è controllata dal forcing zonale medio prodotto dalle onde al di sopra di quel livello. Ciò significa che la risalita tropicale osservata in una certa regione della stratosfera può essere ricondotta all’effetto integrato della dissipazione ondulatoria che avviene più in alto. Questo concetto ha modificato profondamente il modo di interpretare la dinamica stratosferica, perché ha mostrato che la BDC non deve essere considerata come una risposta puramente locale: il forcing delle onde planetarie o di gravità nella media e alta stratosfera può controllare la circolazione residua a quote inferiori. American Meteorological Society Journals

Nella Figura 6, la linea nera tratteggiata rappresenta la velocità verticale residua tropicale direttamente simulata dal modello, mentre la linea nera continua mostra la stessa grandezza ricostruita attraverso il downward control includendo tutti i contributi ondulatori. La buona corrispondenza fra le due curve in gran parte della colonna stratosferica rappresenta di per sé una verifica importante della diagnosi: dimostra che il forcing delle onde riesce a spiegare gran parte della struttura della risalita tropicale simulata dal modello. Le curve colorate separano invece i diversi contributi: le onde risolte dal modello, principalmente onde planetarie e sinottiche, le onde di gravità orografiche parametrizzate e le onde di gravità non orografiche di origine frontale e convettiva.

Nella climatologia preindustriale WACCM emerge innanzitutto una chiara predominanza delle onde risolte nel ramo superficiale della BDC. A circa 100 hPa, queste ultime spiegano all’incirca il 78% della risalita tropicale complessiva, mentre le onde di gravità orografiche contribuiscono per circa il 12%. Questo risultato è coerente con una vasta parte della letteratura precedente. Garcia e Randel (2008), ad esempio, mostrarono con WACCM che il rafforzamento futuro della BDC nella bassa stratosfera è legato soprattutto a un aumento della propagazione e dissipazione delle onde risolte nei subtropici. Analogamente, Shepherd e McLandress (2011) individuarono nel cambiamento della posizione dei livelli critici delle onde di Rossby subtropicali uno dei meccanismi più robusti attraverso cui il riscaldamento troposferico può rafforzare il ramo superficiale della BDC. American Meteorological Society Journals

La climatologia mostra però anche che il contributo relativo delle differenti categorie di onde cambia con la quota. Salendo verso la media e alta stratosfera, le onde di gravità assumono progressivamente una maggiore rilevanza, anche se le onde risolte continuano a rappresentare una componente importante dello stato medio. Questo comportamento è in linea con il quadro generale descritto da Butchart (2014), secondo cui la BDC è sostenuta da una combinazione di onde planetarie e onde di gravità, con una crescente importanza delle seconde nella parte superiore della stratosfera e nella mesosfera. La stessa review sottolinea come la ripartizione quantitativa dei contributi resti comunque fortemente dipendente dal modello e dalle parametrizzazioni adottate. DOI

La risposta rapida di WACCM mostra un primo risultato molto netto: nella bassa stratosfera il rafforzamento della risalita tropicale continua a essere dominato dalle onde risolte. Ciò significa che il ramo superficiale della BDC non soltanto è climatologicamente sostenuto principalmente da queste onde, ma anche la sua risposta iniziale al forcing 4×CO₂ deriva soprattutto da una modifica del loro forcing. Questa conclusione collega direttamente la Figura 6 alle Figure 4 e 5: il riscaldamento delle SST modifica il gradiente meridionale di temperatura nella regione UTLS, rafforza e innalza i jet subtropicali e, attraverso questa nuova configurazione del vento zonale, altera la propagazione delle onde risolte nella bassa stratosfera.

Il meccanismo è perfettamente coerente con quanto proposto da Shepherd e McLandress. Il rafforzamento della parte superiore dei jet subtropicali sposta verso quote maggiori i livelli critici delle onde di Rossby, consentendo a una maggiore quantità di attività ondulatoria di penetrare nella stratosfera subtropicale. Il conseguente aumento del drag ondulatorio produce una maggiore risalita tropicale attraverso il downward control. La Figura 6 mostra quindi la firma quantitativa del processo che le Figure 4 e 5 avevano suggerito dal punto di vista termico e dinamico. American Meteorological Society Journals

Il confronto con WACCMatm rafforza ulteriormente questa interpretazione. Nella configurazione atmosphere-only, in cui le SST sono mantenute fisse, la risposta rapida del ramo superficiale è estremamente piccola. Anche il contributo delle onde risolte rimane molto debole. Questo dimostra che il raffreddamento radiativo diretto della stratosfera non è sufficiente a generare un forte aumento del wave drag subtropicale nella bassa stratosfera. È necessario il riscaldamento dell’oceano superficiale, la conseguente risposta della troposfera e la modifica dei jet. In altre parole, la Figura 6 conferma che il ramo superficiale è dinamicamente controllato da una catena causale mediata dalle SST.

La situazione cambia radicalmente quando si passa al ramo profondo. Nella climatologia preindustriale, anche nella parte alta della stratosfera le onde risolte continuano a fornire un contributo importante. Tuttavia, nella risposta a 4×CO₂ il quadro si rovescia: le onde di gravità non orografiche, in particolare quelle di origine frontale, diventano uno dei contributi principali alla variazione dell’upwelling tropicale. Questo è uno dei risultati più interessanti dell’intero studio perché mostra che il tipo di onda che sostiene maggiormente la climatologia non coincide necessariamente con quello che controlla il trend climatico.

Una conclusione simile era già emersa nello studio di Palmeiro et al. (2014) con WACCM4. In quel lavoro, le onde risolte dominavano la climatologia della risalita tropicale sia nella bassa sia nell’alta stratosfera, ma i cambiamenti futuri del ramo profondo erano fortemente influenzati dalle onde di gravità parametrizzate. Gli autori mostrarono inoltre che il ramo superficiale e quello profondo reagivano attraverso meccanismi ondulatori differenti, anticipando in larga parte il quadro confermato ora da Calvo et al. American Meteorological Society Journals

La Figura 6 permette però di andare oltre quella conclusione, perché distingue anche le scale temporali della risposta. Nel ramo profondo, le onde di gravità non orografiche contribuiscono in maniera sostanziale tanto alla risposta rapida quanto a quella lenta. Questo implica che la modifica del loro drag non sia un semplice effetto transitorio iniziale, ma un elemento persistente della riorganizzazione della BDC sotto forcing da CO₂. La differenza tra fase rapida e fase lenta sta soprattutto nell’intensità: il segnale iniziale è molto più forte, mentre quello successivo rappresenta una correzione più modesta.

La predominanza delle onde di gravità non orografiche nel ramo profondo deve essere interpretata soprattutto in termini di filtraggio. Il rafforzamento dei jet subtropicali modifica infatti quali componenti dello spettro delle onde di gravità riescono a propagarsi verso la media e alta stratosfera. Le onde di gravità non orografiche possono essere generate da fronti, convezione e altri processi troposferici, ma il loro impatto alle alte quote dipende in modo cruciale dal vento medio che incontrano lungo il percorso. Cambiando il jet, cambia quindi la selezione dinamica delle onde che sopravvivono alla propagazione e il livello al quale depositano il loro momento.

Questo aspetto era già stato evidenziato da Garcia e Randel (2008), i quali mostrarono che l’accelerazione della BDC nella media e alta stratosfera era collegata al filtraggio delle onde di gravità parametrizzate da parte di venti subtropicali occidentali più intensi. La Figura 6 conferma e approfondisce quel meccanismo: sotto 4×CO₂, il filtraggio delle onde di gravità non orografiche diventa una componente chiave della risposta del ramo profondo. American Meteorological Society Journals

La distinzione fra onde frontali e convettive è particolarmente utile. Nel modello, le onde di gravità non orografiche vengono parametrizzate in funzione delle loro sorgenti e la componente frontale mostra una risposta più marcata rispetto a quella convettiva. Questo suggerisce che i cambiamenti del jet subtropicale e della struttura frontale esercitino un controllo più diretto sulla parte dello spettro responsabile del trend della BDC. Non è quindi necessario postulare un enorme aumento della generazione delle onde stesse: una parte importante del cambiamento deriva dal fatto che il filtro atmosferico viene modificato.

La risposta lenta del ramo superficiale presenta invece un contributo maggiore delle onde di gravità orografiche rispetto alla fase rapida, ma questo risultato deve essere interpretato con cautela. A 100 hPa, le OGW rappresentano circa un quarto della risposta lenta, ma la risposta lenta stessa costituisce soltanto una frazione relativamente piccola della risposta totale. Di conseguenza, il peso assoluto delle onde di gravità orografiche nel cambiamento complessivo della BDC rimane modesto. La gran parte dell’accelerazione totale del ramo superficiale resta attribuibile alle onde risolte e alla loro risposta al riscaldamento delle SST.

Questo risultato è coerente con la letteratura multimodello. Abalos et al. (2021) hanno mostrato che il ramo superficiale della BDC nei modelli CMIP6 presenta un legame molto stretto con la temperatura superficiale e che i trend della circolazione residua nella bassa stratosfera sono relativamente robusti. Nella media e alta stratosfera, invece, la dispersione tra i modelli aumenta significativamente e una parte di tale incertezza sembra essere associata proprio al forcing delle onde di gravità parametrizzate. ACP

La Figura 6 aiuta quindi a comprendere perché la risposta del ramo profondo sia più incerta nei modelli climatici rispetto a quella del ramo superficiale. Le onde risolte dipendono dalla dinamica su scale relativamente grandi, che viene rappresentata direttamente dal modello. Le onde di gravità, invece, hanno spesso scale spaziali inferiori alla risoluzione della griglia e devono essere parametrizzate. Differenti modelli adottano schemi differenti per le sorgenti, lo spettro, la propagazione e la dissipazione di queste onde. Ne consegue che la risposta futura del ramo profondo può variare sensibilmente da un modello all’altro.

Oberlander et al. hanno mostrato quanto la configurazione verticale del modello possa influenzare questo bilancio: in alcune configurazioni, il rafforzamento della BDC nella bassa stratosfera era dominato dal drag delle onde risolte, mentre in configurazioni high-top il contributo delle onde parametrizzate diventava molto più importante. Ciò evidenzia che la corretta rappresentazione dell’alta stratosfera e della mesosfera può influenzare la diagnosi dell’intera circolazione. American Meteorological Society Journals

La presenza di WACCMatm nella Figura 6 rende ancora più chiaro il significato di questa distinzione. Nella stratosfera superiore della configurazione atmosphere-only, le onde risolte rimangono il contributo principale alla risposta rapida, mentre le onde di gravità non orografiche forniscono un contributo secondario. Questo suggerisce che gli aggiustamenti radiativi diretti della stratosfera alla quadruplicazione della CO₂ agiscano soprattutto attraverso una modifica della propagazione e della dissipazione delle onde risolte. Quando invece l’oceano è libero di riscaldarsi, il forte cambiamento dei jet subtropicali altera anche il filtraggio delle NOGW, rendendole dominanti nella risposta del ramo profondo.

Il confronto fra WACCM e WACCMatm permette quindi di separare due percorsi dinamici differenti. Il primo è quasi interamente atmosferico e radiativo: la CO₂ raffredda rapidamente la stratosfera, modifica i venti e altera la propagazione delle onde risolte. Il secondo è mediato dall’oceano: le SST aumentano, la troposfera si riscalda, i jet subtropicali si rafforzano e cambia il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. Nella stratosfera superiore, la risposta finale nasce dall’interazione di entrambi.

Questa interazione non è necessariamente lineare. Un aspetto particolarmente importante sottolineato dagli autori è che i contributi delle diverse categorie di onde non possono essere semplicemente sommati come se fossero indipendenti. Esistono infatti processi di compensazione dinamica. Sigmond e Shepherd (2014) hanno mostrato che, modificando il drag delle onde di gravità orografiche in un modello climatico, il sistema può rispondere con una variazione opposta del drag delle onde risolte, riducendo l’impatto della perturbazione iniziale sulla BDC. Questo tipo di compensazione dimostra che onde risolte e parametrizzate interagiscono attraverso il vento medio e non costituiscono sorgenti indipendenti di forcing. American Meteorological Society Journals

Il significato di questo processo per la Figura 6 è notevole. Se un aumento del drag delle NOGW modifica il vento zonale, esso può a sua volta cambiare le condizioni di propagazione delle onde planetarie e sinottiche. Viceversa, un cambiamento delle onde risolte può alterare il vento medio e quindi il filtraggio delle onde di gravità. La BDC rappresenta quindi il risultato di un sistema interattivo nel quale ogni componente ondulatoria può influenzare indirettamente le altre.

Questo aiuta a spiegare perché la linea nera ottenuta dal downward control non possa essere interpretata come una semplice somma meccanica di processi completamente indipendenti. Dal punto di vista diagnostico, la scomposizione in DELF, OGW e NOGW è estremamente utile, ma fisicamente le componenti sono collegate da feedback dinamici. La risposta complessiva della circolazione emerge dall’equilibrio risultante tra tutte queste interazioni.

La Figura 6 fornisce anche una conferma importante della robustezza del principio del downward control nel contesto delle simulazioni climatiche. La vicinanza tra la curva nera continua e quella tratteggiata mostra che il forcing integrato delle onde ricostruisce in modo soddisfacente la risalita tropicale direttamente simulata. Questo rafforza l’interpretazione causale secondo cui i cambiamenti della BDC devono essere ricercati principalmente nei cambiamenti del wave drag.

La presenza di alcune discrepanze tra le due curve non invalida la diagnosi. Esse possono derivare dalla natura approssimata della formulazione, dalla media annuale, dalla definizione delle latitudini di turnaround e da processi dinamici non perfettamente rappresentati nella decomposizione. L’importante è che la struttura verticale generale e i principali massimi della risposta siano riprodotti.

Anche l’indicazione della significatività statistica attraverso lo spessore delle linee è importante. I segmenti spessi identificano i livelli nei quali il cambiamento supera il test t al 95%. Questo evita di attribuire eccessivo significato a piccole oscillazioni verticali che potrebbero derivare dalla variabilità interna. La risposta rapida mostra generalmente segnali più robusti rispetto a quella lenta, coerentemente con il fatto che la maggior parte dell’accelerazione della BDC viene stabilita nei primi decenni.

La Figura 6 permette inoltre di mettere in prospettiva i risultati della letteratura più ampia. Butchart (2014) ha sottolineato come i modelli climatici siano sorprendentemente coerenti nel prevedere un’accelerazione della BDC sotto aumento dei gas serra, ma molto meno concordi nell’attribuire tale accelerazione ai differenti tipi di onde. La ragione principale è proprio la dipendenza dalla configurazione del modello e dalle parametrizzazioni delle onde di gravità. DOI

Il lavoro di Calvo et al. contribuisce a ridurre almeno in parte questa incertezza mostrando che il problema deve essere affrontato separatamente per il ramo superficiale e per quello profondo. Nel ramo superficiale, il segnale appare relativamente semplice e robusto: le onde risolte dominano sia la climatologia sia la risposta, e il loro aumento è collegato al riscaldamento delle SST e alla modifica dei jet. Nel ramo profondo, invece, la situazione è molto più complessa: le onde risolte dominano la climatologia, ma le NOGW diventano cruciali nel trend sotto forcing da CO₂.

Questo risultato aiuta anche a interpretare l’ampia dispersione dei trend della BDC nella media e alta stratosfera osservata nei modelli CMIP6. Abalos et al. hanno mostrato che l’accelerazione della BDC sotto aumento della CO₂ è un risultato robusto, ma la sua ampiezza nella parte alta della stratosfera varia significativamente da modello a modello, probabilmente proprio a causa delle differenze nel forcing delle onde di gravità parametrizzate. ACP

Da un punto di vista climatico, il significato della Figura 6 va oltre la pura dinamica delle onde. Una diversa ripartizione del forcing ondulatorio modifica infatti la velocità del trasporto stratosferico, l’età dell’aria, la distribuzione dell’ozono e dei gas traccia e la struttura termica della stratosfera. Le conseguenze possono quindi propagarsi alla chimica atmosferica e al bilancio radiativo. È per questo che la corretta rappresentazione delle onde di gravità e del loro filtraggio costituisce una delle principali sfide per i modelli high-top.

Nel complesso, la Figura 6 mostra che la risposta della Brewer-Dobson Circulation alla quadruplicazione della CO₂ non è il risultato di una semplice intensificazione uniforme del forcing ondulatorio. Nella bassa stratosfera, il ramo superficiale continua a essere dominato dalle onde risolte e la sua accelerazione riflette soprattutto la riorganizzazione della propagazione ondulatoria indotta dal riscaldamento delle SST e dal rafforzamento dei jet subtropicali. Nella stratosfera superiore, invece, le onde di gravità non orografiche, in particolare quelle di origine frontale, assumono un ruolo dominante nella risposta del modello accoppiato, mentre gli aggiustamenti radiativi diretti continuano a influenzare soprattutto il contributo delle onde risolte.

La figura completa quindi una catena fisica molto coerente con quelle precedenti: l’aumento della CO₂ modifica la temperatura, la temperatura modifica i venti, i venti modificano il filtraggio e la propagazione delle onde, e il wave drag risultante determina la risposta della Brewer-Dobson Circulation. Ciò che rende la Figura 6 particolarmente preziosa è che identifica finalmente quali onde sostengono questa catena alle differenti quote: onde risolte nel ramo superficiale, onde di gravità non orografiche sempre più importanti nella risposta del ramo profondo e un sistema di compensazioni dinamiche che impedisce di considerare i singoli contributi come indipendenti. In questo senso, la figura costituisce una delle prove più dirette del fatto che la futura evoluzione della BDC dipenderà non soltanto dall’entità del riscaldamento climatico, ma anche dalla capacità dei modelli di rappresentare correttamente il complesso sistema di propagazione, filtraggio e interazione delle onde atmosferiche.

Figura 7 – Flusso di Eliassen-Palm, forcing delle onde risolte e accelerazione della Brewer-Dobson Circulation sotto un forcing 4×CO₂

Figura 7 – Flusso di Eliassen-Palm, forcing delle onde risolte e accelerazione della Brewer-Dobson Circulation sotto un forcing 4×CO₂

La Figura 7 costituisce uno dei passaggi dinamicamente più importanti dello studio di Calvo et al. (2025), perché permette di osservare direttamente in che modo la propagazione e la dissipazione delle onde atmosferiche risolte dal modello vengano riorganizzate in seguito alla quadruplicazione improvvisa della concentrazione di CO₂. Se le Figure 4 e 5 hanno mostrato rispettivamente la risposta del vento zonale medio e della struttura termica dell’atmosfera, la Figura 7 rappresenta il collegamento necessario tra questi cambiamenti e l’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. In altre parole, la figura permette di seguire la sequenza fisica attraverso la quale il riscaldamento delle temperature superficiali del mare modifica i gradienti termici e i jet subtropicali, questi ultimi alterano le condizioni di propagazione delle onde e la conseguente redistribuzione del forcing ondulatorio determina infine una risposta della circolazione meridionale residua. Lo studio di Calvo et al. identifica proprio nella riorganizzazione del forcing ondulatorio uno dei meccanismi fondamentali attraverso i quali la risposta della BDC differisce tra bassa e alta stratosfera e tra simulazioni con oceano interattivo e simulazioni con SST preindustriali prescritte. AGU Journals

Il flusso di Eliassen-Palm, comunemente indicato come EP flux, costituisce uno degli strumenti diagnostici più importanti della moderna dinamica atmosferica. Nella formulazione Transformed Eulerian Mean, esso consente di descrivere in maniera compatta la propagazione dell’attività ondulatoria e la sua interazione con il vento zonale medio. In una sezione latitudine-altitudine, i vettori del flusso EP possono essere interpretati qualitativamente come un indicatore della direzione nella quale l’attività ondulatoria si propaga: una componente rivolta verso l’alto segnala propagazione verticale delle onde dalla troposfera verso la stratosfera, mentre la componente meridionale fornisce informazioni sulla propagazione verso il polo o verso l’equatore. La divergenza del flusso è ancora più importante, perché identifica le regioni nelle quali le onde trasferiscono momento al flusso medio. Una divergenza negativa, cioè una convergenza del flusso EP, corrisponde generalmente a un drag ondulatorio che tende a decelerare i venti occidentali e a forzare la circolazione meridionale residua.

È proprio questa relazione che lega la Figura 7 al principio del downward control discusso nella Figura 6. Haynes et al. (1991) mostrarono che la circolazione residua sotto una determinata superficie può essere interpretata in funzione del forcing ondulatorio integrato al di sopra di essa. Ne consegue che una variazione del deposito di momento delle onde nella stratosfera subtropicale o extratropicale può produrre una risposta sistematica della risalita tropicale e della subsidenza extratropicale anche a quote inferiori. Il concetto di downward control rappresenta quindi il ponte teorico tra la distribuzione della divergenza del flusso EP osservata nella Figura 7 e la variazione della velocità verticale residua mostrata nelle figure precedenti. acp.copernicus.org

La climatologia preindustriale di WACCM mostra innanzitutto una struttura della propagazione ondulatoria coerente con il comportamento atteso della stratosfera. Le frecce indicano un’intensa propagazione ascendente dell’attività ondulatoria dalle latitudini extratropicali, mentre ampie regioni di divergenza negativa del flusso EP compaiono nella stratosfera alle medie e alte latitudini. Il quadro riflette il ruolo fondamentale delle onde di Rossby generate nella troposfera, che riescono a propagarsi verticalmente quando la struttura del vento zonale è favorevole e depositano successivamente il loro momento quando vengono assorbite o dissipate. Questo drag delle onde contribuisce a decelerare il flusso occidentale stratosferico e, attraverso l’equilibrio dinamico della media atmosfera, sostiene la circolazione residua con risalita tropicale e subsidenza extratropicale.

La presenza di un forte forcing ondulatorio alle medie e alte latitudini è particolarmente importante durante l’inverno, quando i venti occidentali stratosferici permettono alle onde planetarie troposferiche di propagarsi verticalmente. La differenza fra emisfero settentrionale e meridionale riflette inoltre la diversa climatologia delle sorgenti ondulatorie: la distribuzione molto più irregolare di continenti, oceani e grandi sistemi montuosi nell’emisfero boreale genera onde planetarie più intense e una maggiore variabilità della stratosfera. L’emisfero australe, caratterizzato da una struttura più zonale, mostra invece una propagazione e dissipazione generalmente più regolare. Sebbene la Figura 7 utilizzi medie annuali e quindi attenui fortemente questa stagionalità, la struttura media conserva l’impronta delle differenze dinamiche tra i due emisferi.

Il pannello relativo alla risposta rapida di WACCM rappresenta tuttavia l’elemento centrale della figura. Nella bassa stratosfera subtropicale emergono due regioni ben definite di aumento della divergenza negativa del flusso EP, centrate approssimativamente attorno a 25°N e 25°S. Questi due massimi costituiscono una delle firme più importanti del meccanismo responsabile dell’accelerazione del ramo superficiale della Brewer-Dobson Circulation. Il maggior drag ondulatorio nei subtropici rafforza il forcing dinamico della circolazione residua e produce quindi una maggiore risalita tropicale.

La posizione di queste anomalie non è casuale. Coincide con la regione nella quale le Figure 4 e 5 mostrano la maggiore riorganizzazione dei jet subtropicali e dei gradienti di temperatura dell’alta troposfera e della bassa stratosfera. Il riscaldamento delle SST nella simulazione completamente accoppiata modifica la struttura termica troposferica, accentua il gradiente meridionale di temperatura nella regione UTLS e determina un rafforzamento e uno spostamento verso l’alto dei jet subtropicali. Il vento medio modificato cambia a sua volta le condizioni attraverso cui le onde di Rossby possono propagarsi verso la stratosfera, consentendo a una parte maggiore dell’attività ondulatoria di raggiungere quote superiori prima di essere dissipata.

Questo meccanismo è strettamente collegato a quello proposto da Shepherd e McLandress (2011). Gli autori mostrarono che il rafforzamento del fianco superiore dei jet subtropicali in risposta al riscaldamento troposferico indotto dai gas serra sposta verso l’alto i livelli critici che regolano la rottura delle onde di Rossby. In un clima più caldo, una parte dell’attività ondulatoria che in condizioni climatiche di riferimento sarebbe assorbita più in basso riesce quindi a penetrare maggiormente nella bassa stratosfera subtropicale. Ne deriva uno spostamento verso l’alto del drag delle onde e, conseguentemente, un’intensificazione della circolazione di Brewer-Dobson. La Figura 7 fornisce una manifestazione molto chiara di questo meccanismo nella risposta rapida del modello WACCM. Centaur

L’importanza di questo processo è stata confermata anche dalle analisi multimodello CMIP6. Abalos et al. (2021) hanno mostrato che, nel ramo superficiale della BDC, le onde risolte costituiscono il contributo dominante tanto alla climatologia quanto ai trend prodotti dall’aumento della CO₂. Nel multimodel mean CMIP6, il contributo delle onde risolte al trend dell’upwelling nella bassa stratosfera risulta nettamente superiore a quello delle onde di gravità parametrizzate. Gli autori collegano direttamente tale comportamento al rafforzamento e allo spostamento verso l’alto dei jet subtropicali e delle relative linee critiche, in accordo con i risultati di Garcia e Randel e con il meccanismo elaborato da Shepherd e McLandress. acp.copernicus.org

La Figura 7 di Calvo et al. aggiunge tuttavia una componente temporale fondamentale a questa interpretazione. La maggior parte dell’aumento del forcing delle onde risolte nei subtropici si verifica infatti già negli anni 6-25 successivi alla quadruplicazione della CO₂. Ciò significa che il processo non necessita del lento adattamento dell’oceano profondo, ma viene attivato dal rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale ben rimescolato. È quindi possibile associare in modo relativamente diretto la risposta del forcing EP alla fase iniziale del riscaldamento delle SST.

Il quadro dinamico può essere letto come una sequenza fisica continua. La CO₂ aumenta e modifica il bilancio radiativo; lo strato oceanico superficiale si riscalda; le SST più elevate aumentano la temperatura della troposfera, soprattutto nella regione tropicale superiore; cambia il gradiente termico meridionale della regione UTLS; i jet subtropicali diventano più intensi e si estendono verso l’alto; vengono modificate le linee critiche e la propagazione delle onde di Rossby; aumenta il drag delle onde risolte nella bassa stratosfera subtropicale; attraverso il downward control aumenta infine la risalita tropicale del ramo superficiale della BDC. È proprio questa catena causale ad essere distribuita, passo dopo passo, tra le Figure 2, 4, 5, 6 e 7 dello studio.

Un’altra caratteristica importante della risposta rapida WACCM riguarda la media e alta stratosfera. Qui la Figura 7 suggerisce una riduzione della propagazione e della dissipazione delle onde risolte alle medie e alte latitudini rispetto alla climatologia preindustriale. Questo comportamento è coerente con il rafforzamento dei venti zonali occidentali osservato nella Figura 4. Se il drag esercitato dalle onde di Rossby diminuisce in una determinata regione, il vento occidentale viene decelerato meno efficacemente e può quindi diventare più intenso. Si crea pertanto una redistribuzione verticale e latitudinale del forcing: maggiore interazione delle onde con il flusso medio nei subtropici della bassa stratosfera e minore dissipazione in alcune regioni della media e alta stratosfera.

Questo aspetto è essenziale perché mostra che il forcing climatico non produce semplicemente “più onde” o un aumento uniforme del drag. La risposta consiste piuttosto in una riorganizzazione della traiettoria delle onde e delle regioni nelle quali esse trasferiscono momento. È la posizione del drag, oltre alla sua intensità, a determinare la risposta della circolazione residua. Tale distinzione costituisce uno dei principi fondamentali della dinamica wave-mean flow interaction: la stessa quantità complessiva di attività ondulatoria può produrre effetti molto differenti sulla BDC se viene dissipata a quote o latitudini diverse.

Il comportamento della risposta lenta conferma questa interpretazione, ma mostra contemporaneamente quanto la maggior parte dell’aggiustamento avvenga precocemente. Anche negli ultimi decenni della simulazione sono presenti anomalie coerenti con una modifica della propagazione delle onde e del forcing subtropicale, ma il segnale è generalmente molto più debole rispetto alla risposta rapida. Numerose aree risultano inoltre statisticamente non significative. Ciò è coerente con le Figure 1 e 2, nelle quali la componente lenta rappresentava soltanto una frazione minoritaria della risposta complessiva della BDC.

Il fatto che la risposta lenta segua qualitativamente la stessa struttura di quella rapida suggerisce che il meccanismo fisico rimanga essenzialmente invariato. L’ulteriore riscaldamento dell’oceano continua a modificare i gradienti termici, i jet e la propagazione ondulatoria, ma l’ampiezza delle modifiche aggiuntive è molto inferiore rispetto a quella stabilita durante i primi decenni. Il ramo superficiale della BDC si trova quindi già in gran parte riorganizzato prima che l’oceano profondo abbia raggiunto una nuova condizione termica.

Il confronto tra WACCM e WACCMatm fornisce forse la dimostrazione più forte dell’origine oceanica del meccanismo subtropicale. Le climatologie preindustriali delle due configurazioni sono molto simili, indicando che la struttura di base della propagazione ondulatoria è comparabile. Quando però viene applicato il forcing 4×CO₂, la risposta cambia profondamente. In WACCMatm, dove le SST non possono aumentare, non compare nella bassa stratosfera subtropicale lo stesso intenso rafforzamento della convergenza del flusso EP osservato in WACCM.

La ragione è coerente con le figure precedenti: in assenza di riscaldamento oceanico, il riscaldamento troposferico è molto più debole e distribuito più uniformemente con la latitudine, il gradiente meridionale di temperatura nella regione UTLS cambia poco e i jet subtropicali non si rafforzano significativamente. Di conseguenza, non si verifica lo stesso spostamento dei livelli critici e le onde risolte non vengono ridistribuite verso la bassa stratosfera subtropicale nella stessa misura.

Il risultato costituisce un’importante conferma sperimentale della natura indiretta della risposta del ramo superficiale alla CO₂. Il forcing radiativo diretto della stratosfera può modificare rapidamente temperature e venti alle quote superiori, ma non è sufficiente a produrre il forte incremento del forcing EP necessario a spiegare l’accelerazione osservata nella bassa stratosfera. È necessario che il segnale passi prima attraverso l’oceano superficiale e la troposfera.

Il comportamento della media e alta stratosfera in WACCMatm è invece molto diverso. Qui le onde risolte tendono a propagarsi maggiormente verso le medie e alte latitudini e a dissiparsi nella media e alta stratosfera, soprattutto nell’emisfero settentrionale. In assenza della forte intensificazione dei jet subtropicali, le onde seguono quindi percorsi più simili alla struttura climatologica e rafforzano in parte il pattern di forcing già presente nel controllo preindustriale.

Questa differenza fra WACCM e WACCMatm è cruciale per comprendere perché il ramo profondo della BDC possieda una risposta molto più complessa rispetto a quello superficiale. Gli aggiustamenti radiativi diretti modificano già la propagazione delle onde risolte nella stratosfera superiore, mentre il riscaldamento delle SST introduce successivamente una riorganizzazione aggiuntiva del vento medio che sposta le traiettorie delle onde e cambia il loro contributo alla circolazione.

La Figura 7 deve quindi essere letta insieme alla Figura 6. Quest’ultima mostrava che nel ramo superficiale le onde risolte costituiscono il contributo principale sia alla climatologia sia alla risposta 4×CO₂, mentre nella risposta del ramo profondo diventano particolarmente importanti le onde di gravità non orografiche. La Figura 7 isola la componente delle onde risolte e permette di vedere spazialmente perché il loro contributo cambi con la quota.

Questo quadro è coerente con le analisi CMIP6. Abalos et al. hanno mostrato che il forcing delle onde risolte domina chiaramente i trend del ramo superficiale, mentre nella stratosfera superiore aumenta notevolmente l’importanza delle onde di gravità non orografiche. A circa 1,5 hPa, nel multimodel mean, i contributi delle onde risolte e delle NOGW diventano comparabili, sebbene esista una grande dispersione tra i diversi modelli. Tale dispersione rappresenta una delle principali fonti di incertezza nelle proiezioni del ramo profondo della BDC. acp.copernicus.org

La Figura 7 mostra anche perché non sia corretto identificare automaticamente un aumento del forcing delle onde con un aumento della loro generazione. Il cambiamento può derivare semplicemente da una differente propagazione di onde generate in maniera simile. Questo punto era già emerso nei lavori di Garcia e Randel e di Shepherd e McLandress e costituisce una distinzione centrale nella comprensione della BDC. Le SST possono modificare le sorgenti ondulatorie attraverso variazioni della convezione e dell’attività baroclina, ma una parte molto importante della risposta sembra derivare dal cambiamento del “canale” attraverso cui le onde si propagano.

Questo canale dinamico è definito dalla struttura del vento zonale. Un jet subtropicale più intenso modifica l’indice di rifrazione per le onde planetarie, sposta le regioni critiche e cambia le traiettorie preferenziali dell’attività ondulatoria. Il forcing EP osservato nella Figura 7 costituisce quindi la manifestazione finale di un processo che inizia molto più in basso, nel riscaldamento dell’oceano e della troposfera.

La relazione tra divergenza EP e vento zonale deve inoltre essere interpretata come un’interazione bidirezionale. Le onde modificano il vento depositando momento, ma il vento modifica contemporaneamente la propagazione delle onde. Ciò introduce importanti feedback: un cambiamento iniziale del jet può deviare le onde verso una determinata regione; il drag prodotto dalle onde modifica successivamente il jet, alterando ulteriormente le condizioni di propagazione. La risposta finale rappresenta quindi un equilibrio dinamico tra flusso medio e attività ondulatoria, non una catena puramente unidirezionale.

Questo tipo di interazione aiuta anche a comprendere perché le differenze tra WACCM e WACCMatm possano diventare molto ampie nonostante una parte del forcing radiativo diretto sia identica nei due esperimenti. Piccole differenze iniziali nella struttura dei jet possono essere amplificate dalla diversa risposta delle onde e dal feedback sul vento medio. La circolazione stratosferica costituisce quindi un sistema altamente interattivo nel quale il forcing radiativo viene trasformato in una risposta dinamica attraverso molteplici passaggi.

Un altro elemento importante è rappresentato dalle zone puntinate, che segnalano le regioni nelle quali la risposta della divergenza del flusso EP non raggiunge il livello di significatività statistica del 95%. Questo dettaglio è essenziale soprattutto quando si analizza la media e alta stratosfera, dove la variabilità interna dell’attività ondulatoria è molto grande. Le onde planetarie sono infatti fortemente influenzate dalla variabilità troposferica, dalle condizioni del vortice polare e da oscillazioni interannuali e decadali. Piccoli cambiamenti della divergenza EP possono quindi risultare difficili da distinguere dal rumore dinamico interno.

Al contrario, la presenza di anomalie relativamente robuste nelle regioni subtropicali della bassa stratosfera durante la risposta rapida rafforza la conclusione che il meccanismo sia una risposta sistematica al forcing 4×CO₂. Questo segnale non rappresenta semplicemente un evento occasionale o una fluttuazione di un singolo membro dell’ensemble, ma emerge dal comportamento medio delle simulazioni.

Dal punto di vista della Brewer-Dobson Circulation, la conseguenza dinamica è particolarmente chiara. Una maggiore convergenza del flusso EP nella bassa stratosfera subtropicale produce un drag più intenso che, attraverso l’equilibrio zonale medio e il downward control, richiede una maggiore circolazione meridionale residua. L’aria sale quindi più rapidamente ai tropici e discende più intensamente alle latitudini extratropicali. La Figura 7 fornisce pertanto la spiegazione dinamica del segnale osservato nella Figura 1 e dell’evoluzione temporale mostrata nella Figura 2.

La connessione con l’età dell’aria della Figura 3 è altrettanto importante. Un forcing ondulatorio più intenso accelera la circolazione residua e riduce i tempi necessari alle masse d’aria per percorrere la stratosfera. Ne consegue il ringiovanimento dell’age of air osservato nel modello accoppiato. Si costruisce così una sequenza estremamente coerente: cambiamento del forcing EP, accelerazione della BDC, trasporto più rapido e diminuzione dell’età media dell’aria.

La letteratura multimodello conferma la solidità di questa interpretazione per il ramo superficiale. Nei modelli CMIP6, l’aumento dell’upwelling nella bassa stratosfera è strettamente legato alla temperatura superficiale, mentre il forcing delle onde risolte rappresenta la componente dominante del trend. Abalos et al. hanno inoltre mostrato che la sensibilità del ramo superficiale al riscaldamento della superficie è molto più robusta rispetto a quella del ramo profondo, dove intervengono in maniera crescente le onde di gravità parametrizzate e la dispersione fra modelli diventa molto più ampia. acp.copernicus.org

Questo punto è importante anche per valutare l’affidabilità delle proiezioni future. Il meccanismo rappresentato nella Figura 7 per il ramo superficiale poggia su processi di grande scala direttamente risolti dai modelli: cambiamento dei jet, propagazione delle onde planetarie e divergenza EP. Nonostante le inevitabili differenze quantitative tra modelli, la struttura fisica del meccanismo risulta quindi relativamente robusta. Il ramo profondo, invece, dipende maggiormente da onde di gravità di scala sub-grid, che devono essere parametrizzate, aumentando l’incertezza.

Esiste inoltre una sottigliezza metodologica che merita di essere ricordata quando si interpretano trend della velocità verticale residua su coordinate di pressione. Eichinger et al. hanno evidenziato che il raffreddamento stratosferico modifica lo spessore atmosferico e che alcune diagnostiche della BDC formulate in coordinate logaritmiche di pressione possono sovrastimare in certa misura l’accelerazione advettiva se non si tiene conto correttamente della contrazione della scala verticale. Ciò non elimina il segnale di rafforzamento né il meccanismo ondulatorio discusso da Calvo et al., ma ricorda che la quantificazione precisa dei trend della BDC richiede particolare attenzione alla coordinata verticale utilizzata. Royal Meteorological Society (RMetS)

Nel caso della Figura 7, tuttavia, l’obiettivo principale non è soltanto quantificare il valore assoluto dell’upwelling, ma individuare la riorganizzazione del forcing che lo produce. Da questo punto di vista il segnale è molto chiaro: la risposta rapida del modello accoppiato presenta un incremento del drag delle onde risolte nella bassa stratosfera subtropicale che è quasi assente quando le SST vengono mantenute fisse.

La figura contribuisce pertanto a chiarire una questione dibattuta da tempo nella letteratura sulla Brewer-Dobson Circulation: se il rafforzamento futuro della BDC derivi soprattutto da cambiamenti delle sorgenti delle onde oppure da cambiamenti nella loro propagazione. I risultati di Calvo et al. sostengono con forza, almeno per il ramo superficiale e per questa configurazione WACCM, un ruolo predominante della modifica della propagazione associata ai cambiamenti del vento medio. Ciò non significa che le sorgenti ondulatorie rimangano necessariamente invariate, ma che il principale segnale responsabile dell’aumento del forcing subtropicale può essere interpretato attraverso il cambiamento dei jet e dei livelli critici.

La Figura 7 acquista infine ulteriore significato se collegata al ruolo delle onde di gravità discusso nella Figura 8. Mentre il forcing delle onde risolte spiega gran parte della risposta del ramo superficiale, nella stratosfera superiore la risposta totale della BDC non può essere compresa considerando il solo flusso EP. Il cambiamento dei jet modifica infatti anche il filtraggio delle onde di gravità non orografiche, soprattutto quelle associate ai sistemi frontali, che diventano una componente fondamentale del forcing del ramo profondo. La riorganizzazione del vento produce quindi due effetti simultanei: modifica la propagazione delle grandi onde di Rossby mostrate nella Figura 7 e altera la selezione dello spettro delle onde di gravità rappresentata nella figura successiva.

Ne deriva un quadro in cui il forcing ondulatorio della BDC è verticalmente stratificato. Nella bassa stratosfera, il riscaldamento delle SST e l’innalzamento dei jet aumentano il drag delle onde risolte nei subtropici. Nella media e alta stratosfera, la stessa riorganizzazione del vento modifica il comportamento tanto delle onde di Rossby quanto delle onde di gravità. Parallelamente, il raffreddamento radiativo diretto da CO₂ produce ulteriori cambiamenti dei venti e della propagazione ondulatoria che possono manifestarsi anche in assenza di una risposta oceanica.

Nel complesso, la Figura 7 rappresenta quindi una delle evidenze più chiare del fatto che l’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation non derivi da un aumento uniforme dell’attività ondulatoria, ma da una profonda redistribuzione spaziale del wave drag. La risposta rapida di WACCM concentra maggiormente il forcing delle onde risolte nella bassa stratosfera subtropicale, in connessione con il rafforzamento e l’innalzamento dei jet prodotti dal riscaldamento delle SST. La contemporanea riduzione della propagazione e della dissipazione alle medie e alte latitudini della stratosfera superiore contribuisce invece alla riorganizzazione dei venti occidentali. Quando le SST vengono mantenute fisse, come in WACCMatm, il meccanismo subtropicale risulta fortemente attenuato e le onde riescono maggiormente a propagarsi verso latitudini elevate, mostrando quanto il riscaldamento oceanico sia determinante per la nuova configurazione dinamica.

Considerata insieme alle figure precedenti, la Figura 7 permette dunque di completare una catena causale particolarmente solida: l’aumento della CO₂ produce il riscaldamento dell’oceano superficiale e contemporaneamente il raffreddamento della stratosfera; il cambiamento termico riorganizza i jet e il vento zonale; la nuova struttura del vento modifica la propagazione, la rifrazione e la dissipazione delle onde; il forcing ondulatorio viene redistribuito nella stratosfera; attraverso il downward control cambia infine la Brewer-Dobson Circulation. È questa concatenazione dinamica, più che un semplice aumento generale dell’energia delle onde, a spiegare perché il ramo superficiale della BDC acceleri rapidamente nel modello accoppiato e perché tale risposta risulti invece molto debole quando all’oceano viene impedito di riscaldarsi.

4. Discussione e conclusioni

4. Discussione e conclusioni

Lo studio di Calvo et al. (2025) offre un contributo particolarmente rilevante alla comprensione della risposta della Brewer-Dobson Circulation all’aumento della concentrazione atmosferica di anidride carbonica, perché sposta l’attenzione da una domanda ormai relativamente consolidata — se la BDC tenda o meno ad accelerare in un clima più ricco di gas serra — a una questione fisicamente più profonda: quali componenti della circolazione rispondono per prime, quali meccanismi producono tale risposta e quale ruolo rivestono rispettivamente il raffreddamento radiativo diretto della stratosfera, il riscaldamento delle temperature superficiali del mare e l’inerzia termica dell’oceano. L’elemento innovativo risiede pertanto nell’analisi esplicita delle scale temporali. La maggior parte degli studi precedenti aveva confrontato stati climatici distinti oppure esperimenti time-slice e aveva quindi fornito soprattutto una stima della risposta complessiva o quasi di equilibrio; Calvo e collaboratori sfruttano invece simulazioni transitorie accoppiate atmosfera-oceano e configurazioni atmosphere-only con SST preindustriali prescritte per ricostruire il percorso attraverso il quale il sistema raggiunge progressivamente la propria nuova configurazione dinamica. I risultati mostrano che gran parte dell’accelerazione sia del ramo superficiale sia del ramo profondo della BDC viene stabilita nelle prime due o tre decadi, ma che la somiglianza delle scale temporali nasconde meccanismi profondamente differenti alle diverse quote. AGU Journals

Questa distinzione è essenziale perché la risposta della Brewer-Dobson Circulation non può essere considerata come un semplice aumento uniforme della velocità con cui l’aria viene trasportata attraverso la stratosfera. La BDC è un sistema dinamico verticalmente articolato, nel quale il ramo superficiale, concentrato prevalentemente nella bassa stratosfera, risponde in misura molto forte alla struttura termica della troposfera e dei jet subtropicali, mentre il ramo profondo, che raggiunge la stratosfera superiore, è maggiormente sensibile agli aggiustamenti radiativi diretti e al forcing esercitato dalle onde di gravità. Le analisi multimodello CMIP6 di Abalos et al. (2021) avevano già indicato una relazione particolarmente stretta tra temperatura superficiale e ramo superficiale della circolazione residua, mentre una relazione analoga risultava molto meno evidente nella media e alta stratosfera, dove la dispersione intermodellistica cresce e il contributo delle onde di gravità parametrizzate diventa più importante. Lo studio di Calvo et al. fornisce una chiave meccanicistica per comprendere tale differenza, mostrando che le due regioni non soltanto dipendono da forcing differenti, ma sviluppano la propria risposta secondo tempi differenti. acp.copernicus.org

Nel ramo superficiale, uno dei risultati più robusti riguarda il ruolo dominante delle temperature superficiali del mare. A circa 100 hPa, la componente rapida rappresenta circa il 77% della risposta raggiunta alla fine delle simulazioni, ma ciò non significa che tale risposta sia principalmente un aggiustamento atmosferico diretto. Il confronto fra WACCM completamente accoppiato e WACCMatm con SST preindustriali mostra infatti che soltanto una frazione molto piccola dell’accelerazione può essere attribuita direttamente al raffreddamento radiativo stratosferico conseguente all’aumento della CO₂. Gli autori stimano tale contributo attorno al 10% della risposta totale. La gran parte dell’aumento della risalita tropicale deriva invece dal rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale ben rimescolato, che modifica le SST già nei primi anni e decenni dopo l’imposizione della perturbazione. AGU Journals

Questa conclusione è particolarmente importante perché modifica in modo sostanziale il significato del termine “risposta rapida”. Nel linguaggio degli esperimenti climatici, una risposta che si sviluppa nei primi decenni potrebbe essere intuitivamente interpretata come un adattamento principalmente atmosferico, mentre in realtà lo strato superiore dell’oceano possiede tempi di risposta sufficientemente brevi da partecipare in maniera determinante alla fase iniziale. Il ramo superficiale della BDC mostra quindi una risposta rapida perché l’oceano superficiale reagisce rapidamente, non perché l’oceano sia irrilevante. L’oceano profondo, al contrario, caratterizzato da una capacità termica molto maggiore, contribuisce alla componente lenta ma soltanto in misura relativamente secondaria rispetto a quanto già stabilito nei primi decenni.

Il meccanismo attraverso cui le SST controllano il ramo superficiale emerge con grande coerenza dall’insieme delle diagnostiche analizzate. Il riscaldamento della superficie oceanica induce un aumento della temperatura troposferica, particolarmente importante nella troposfera tropicale superiore, e modifica il gradiente meridionale di temperatura nella regione compresa tra alta troposfera e bassa stratosfera. Attraverso il bilancio del vento termico, tale riorganizzazione termica rafforza e sposta verso l’alto i jet subtropicali. La nuova configurazione dei venti modifica quindi le condizioni di propagazione delle onde di Rossby e il luogo nel quale esse vengono assorbite o dissipate. Il risultato è un aumento del forcing delle onde risolte nella bassa stratosfera subtropicale, che attraverso il principio del downward control sostiene una maggiore risalita tropicale.

Questo quadro è pienamente coerente con i risultati di Garcia e Randel e con il meccanismo elaborato da Shepherd e McLandress, secondo cui l’intensificazione della parte superiore dei jet subtropicali sposta verso quote maggiori gli strati critici delle onde di Rossby, consentendo a una quota maggiore dell’attività ondulatoria di raggiungere la bassa stratosfera. Calvo et al. aggiungono tuttavia un’informazione fondamentale: gran parte di questo aumento del forcing delle onde risolte si sviluppa già nei primi 25 anni ed è direttamente collegato al rapido riscaldamento delle SST dello strato oceanico rimescolato. La risposta della BDC diventa quindi non soltanto dinamicamente attribuibile, ma anche temporalmente attribuibile. AGU Journals

Il ramo profondo presenta una situazione significativamente diversa. A circa 1 hPa, la componente rapida costituisce circa l’86% della risposta finale, valore superiore al 77% osservato a 100 hPa. La risposta lenta rappresenta soltanto circa il 14% del cambiamento complessivo, contro circa il 23% nel ramo superficiale. Il significato di questi numeri non è soltanto quantitativo. Essi indicano che la stratosfera superiore reagisce al forcing da CO₂ in modo più immediato rispetto alla bassa stratosfera e che la sua evoluzione dipende meno dalla lenta risposta dell’oceano. Il motivo risiede nel maggiore peso degli aggiustamenti radiativi diretti: il raffreddamento stratosferico conseguente alla quadruplicazione della CO₂ si manifesta quasi immediatamente, modifica la struttura dei venti e il filtraggio ondulatorio e può quindi accelerare il ramo profondo prima che l’oceano abbia raggiunto una parte consistente del proprio riscaldamento. AGU Journals

La quantificazione fornita dallo studio rende questo punto particolarmente convincente. A 1 hPa, circa il 70% della risposta rapida dell’upwelling tropicale viene attribuito agli aggiustamenti radiativi atmosferici diretti e soltanto circa il 30% alle SST più calde. Inoltre, gran parte della componente radiativa compare già nel primo anno e successivamente rimane approssimativamente stabile. Il contributo delle SST, invece, continua ad aumentare progressivamente. È proprio questa diversa evoluzione temporale a spiegare perché, considerando la risposta finale dopo circa 80-100 anni, i pesi relativi dei due meccanismi diventino molto più simili: circa il 55% della risposta finale a 1 hPa può essere attribuito agli aggiustamenti radiativi e circa il 45% alle SST. AGU Journals

Questo risultato permette anche di riconciliare almeno in parte le differenze fra studi precedenti. Oberlander et al. avevano attribuito circa due terzi del cambiamento della circolazione nella stratosfera superiore al forcing radiativo diretto e circa un terzo al riscaldamento della superficie, mentre Chrysanthou et al. avevano trovato contributi più comparabili nelle loro simulazioni 4×CO₂. La discrepanza non implica necessariamente un’incompatibilità fra i risultati: esperimenti differenti possono campionare fasi diverse della risposta climatica. Un’analisi limitata allo stato finale non rivela infatti quanto rapidamente i singoli contributi siano emersi. Lo studio di Calvo et al. dimostra che il peso relativo del raffreddamento radiativo e delle SST evolve nel tempo, per cui il rapporto fra i due dipende anche dal momento nel quale il sistema viene analizzato. AGU Journals

La diversa risposta verticale della BDC riflette inoltre una diversa gerarchia dei meccanismi ondulatori. Nel ramo superficiale, il cambiamento è dominato dalle onde risolte dal modello, coerentemente con il rafforzamento del flusso di Eliassen-Palm nella bassa stratosfera subtropicale. Nel ramo profondo, invece, il forcing 4×CO₂ produce una risposta in cui assumono un ruolo centrale le onde di gravità non orografiche, soprattutto quelle di origine frontale. Il meccanismo principale non consiste tanto in una enorme variazione delle loro sorgenti quanto in una modifica del loro filtraggio da parte dei venti subtropicali. I jet più intensi selezionano in modo diverso lo spettro delle onde di gravità che riesce a propagarsi verso la media e alta stratosfera e modificano quindi la quota e la latitudine alle quali viene depositato il momento.

Questo risultato è particolarmente significativo perché mostra che le onde che dominano la climatologia non sono necessariamente quelle che dominano il cambiamento climatico. Nella climatologia preindustriale, le onde risolte forniscono una parte molto importante del forcing anche nel ramo profondo, ma sotto una perturbazione 4×CO₂ il cambiamento delle onde di gravità non orografiche assume un peso molto maggiore. Tale distinzione aiuta a comprendere perché le proiezioni del ramo profondo mostrino una dispersione intermodellistica più ampia rispetto a quelle del ramo superficiale: la parametrizzazione delle onde di gravità varia sensibilmente da un modello all’altro, sia per quanto riguarda lo spettro delle sorgenti sia per il trattamento della propagazione e della dissipazione. Abalos et al. hanno individuato proprio nel forcing parametrizzato delle onde di gravità una delle possibili cause dell’ampia dispersione dei trend CMIP6 nella media e alta stratosfera. acp.copernicus.org

Le simulazioni WACCMatm permettono inoltre di isolare un secondo percorso dinamico. Quando le SST vengono mantenute preindustriali, i jet subtropicali della bassa stratosfera cambiano poco, il filtraggio delle onde di gravità non orografiche viene quindi modificato in misura minore e la risposta del ramo profondo è sostenuta soprattutto dai cambiamenti delle onde risolte associati agli aggiustamenti radiativi diretti. Nel sistema completamente accoppiato, invece, la risposta oceanica modifica fortemente i jet e introduce una componente aggiuntiva attraverso le NOGW. Il ramo profondo rappresenta pertanto il risultato della sovrapposizione e dell’interazione fra un percorso radiativo diretto e uno mediato dalle SST.

Un aspetto particolarmente importante è che questi contributi non devono essere considerati semplicemente additivi. Il forcing esercitato dalle onde risolte modifica il vento medio, il quale a sua volta controlla il filtraggio delle onde di gravità; contemporaneamente, il drag delle onde di gravità modifica anch’esso il vento medio e può quindi retroagire sulla propagazione delle grandi onde planetarie. Sigmond e Shepherd hanno mostrato come possano esistere compensazioni tra il drag delle onde parametrizzate e quello delle onde risolte. Di conseguenza, separare formalmente i contributi attraverso il downward control è estremamente utile dal punto di vista diagnostico, ma dal punto di vista fisico le diverse componenti appartengono a un sistema dinamico interattivo.

La sezione conclusiva assume inoltre grande importanza perché richiama esplicitamente i limiti dell’esperimento abrupt-4×CO₂. La quadruplicazione istantanea della CO₂ non costituisce una previsione del percorso reale delle concentrazioni atmosferiche, ma un esperimento idealizzato progettato per separare chiaramente le differenti scale temporali. Nel mondo reale, l’evoluzione della BDC sarà determinata da una combinazione di forcing che cambiano gradualmente e che possono agire anche in direzioni opposte. Per questo motivo le conclusioni meccanicistiche dello studio non devono essere trasformate direttamente in una previsione quantitativa della BDC nei prossimi decenni. Gli stessi autori sottolineano la necessità di utilizzare scenari transitori realistici per valutare la futura evoluzione della circolazione. AGU Journals

Particolarmente importante è il ruolo delle sostanze responsabili della distruzione dell’ozono stratosferico. Le ODS non hanno rappresentato soltanto un forcing chimico dell’ozono, ma hanno avuto conseguenze dinamiche profonde sulla stratosfera. Abalos et al. (2019) hanno mostrato che, nelle ultime decadi del XX secolo, una parte sostanziale dell’accelerazione simulata della BDC era dovuta alle ODS e che il principale meccanismo passava attraverso la perdita di ozono antartico, piuttosto che attraverso l’effetto radiativo diretto delle sostanze stesse. Lo studio ha inoltre evidenziato come le ODS abbiano influenzato non soltanto la circolazione residua ma anche il mescolamento isentropico e, di conseguenza, i trend dell’età dell’aria. AGU Journals

Il Protocollo di Montreal modifica però progressivamente il segno di questo contributo. Polvani et al. (2018) hanno mostrato che la diminuzione delle ODS nel XXI secolo tende ad attenuare fortemente il trend di accelerazione della BDC dovuto ai gas serra, poiché il recupero dell’ozono antartico agisce in senso opposto rispetto alla perdita di ozono che aveva caratterizzato la fine del XX secolo. Un successivo studio multimodello di Polvani et al. (2019), basato su 20 modelli, ha rafforzato questa conclusione: più della metà del trend simulato della BDC nel periodo 1980-2000 risultava attribuibile alle ODS e la loro futura diminuzione, conseguente al Protocollo di Montreal, è prevista ridurre fortemente l’accelerazione della circolazione fino a circa il 2080, attenuando in maniera sostanziale l’effetto della crescente CO₂. AGU Journals

Questo punto mostra chiaramente perché una previsione realistica della BDC futura non possa basarsi sulla sola CO₂. I forcing antropogenici possono interagire in modo non lineare e presentare firme stagionali ed emisferiche differenti. La CO₂ tende generalmente ad accelerare la BDC, mentre il recupero dell’ozono antartico derivante dalla diminuzione delle ODS può contrastarne temporaneamente una parte del trend. Il risultato netto osservabile dipenderà quindi dall’evoluzione relativa dei diversi forcing e dalla variabilità interna della stratosfera.

L’ozono rappresenta inoltre una componente ancora più complessa perché non è semplicemente un forcing esterno: è contemporaneamente un tracciante trasportato dalla BDC, una specie chimica sensibile alla temperatura e un agente radiativamente attivo capace di modificare la stessa circolazione che lo trasporta. Chiodo et al. (2018), studiando la risposta dell’ozono a una quadruplicazione della CO₂ in quattro modelli chimico-climatici, hanno individuato una diminuzione dell’ozono nella bassa stratosfera tropicale e un aumento nella stratosfera superiore e alle alte latitudini. Parte delle differenze fra modelli nella risposta dell’ozono tropicale era collegata proprio alle differenze nell’upwelling. Ciò dimostra la natura bidirezionale del legame: la CO₂ modifica la BDC, la BDC modifica l’ozono e l’ozono, attraverso il riscaldamento radiativo, può a sua volta modificare temperatura e dinamica stratosferiche. American Meteorological Society Journals

Questa interazione rende particolarmente importante il fatto che WACCM utilizzi chimica interattiva. Nello studio di Calvo et al., le variazioni dell’ozono indotte dal forcing 4×CO₂ sono quindi presenti e possono retroagire sul clima simulato. Tuttavia, il loro contributo non viene separato esplicitamente dagli altri meccanismi. Di conseguenza, quando si attribuisce la risposta della BDC al raffreddamento radiativo diretto della CO₂ o alle SST, bisogna ricordare che nel sistema completo sono presenti anche feedback chimico-radiativi dell’ozono. Questa non è una debolezza accidentale del modello, ma il riflesso della reale complessità del sistema stratosferico.

Una seconda limitazione cruciale riguarda l’assenza di una QBO internamente generata nelle simulazioni utilizzate. La Quasi-Biennial Oscillation costituisce la principale modalità di variabilità della stratosfera tropicale e modifica temperatura, vento zonale, propagazione delle onde, circolazione meridionale secondaria e distribuzione dell’ozono. La sua assenza riduce certamente una fonte di variabilità interna e rende più agevole isolare la risposta forzata dalla CO₂, ma impedisce contemporaneamente di rappresentare i feedback tra QBO e BDC che operano nell’atmosfera reale.

Gli studi più recenti mostrano inoltre che la QBO stessa potrebbe cambiare in un clima più caldo. Le analisi CMIP6 e QBOi indicano una tendenza relativamente robusta verso una diminuzione dell’ampiezza della QBO, mentre il comportamento del periodo è molto meno concorde fra i modelli. Butchart et al. hanno evidenziato che il rafforzamento della BDC tende di per sé a contrastare la discesa delle shear zones della QBO, mentre eventuali cambiamenti del forcing ondulatorio possono agire in senso opposto; proprio questa competizione contribuisce all’incertezza nella risposta del periodo. La diminuzione dell’ampiezza appare invece una caratteristica molto più robusta delle proiezioni modellistiche. AGU Journals

DallaSanta et al. hanno ulteriormente mostrato che l’aumento della CO₂ può indebolire l’ampiezza della QBO e che tale risposta è collegata, almeno in parte, all’aumento dell’upwelling tropicale; hanno inoltre evidenziato che i feedback dell’ozono possono modulare sia l’ampiezza sia il periodo della QBO. Ciò rende evidente l’esistenza di un circuito di feedback potenzialmente molto importante: l’aumento della CO₂ accelera la BDC, una BDC più intensa modifica la QBO, la QBO modifica a sua volta la circolazione meridionale e il trasporto dell’ozono, e l’ozono retroagisce sulla temperatura e sulla dinamica. AGU Journals

Da questo punto di vista è particolarmente interessante osservare come la comunità scientifica stia già sviluppando esperimenti progettati proprio per affrontare le limitazioni identificate da Calvo et al. Nel 2026 è stato pubblicato il protocollo della nuova attività APARC QUOCA, dedicata alle interazioni fra QBO, ozono e chimica atmosferica. Gli esperimenti proposti includono esplicitamente configurazioni presenti e future con quadruplicazione della CO₂, chimica interattiva o ozono prescritto e differenti condizioni delle SST, con l’obiettivo di separare il contributo del raffreddamento stratosferico diretto da quello del riscaldamento oceanico e di quantificare i feedback ozono-QBO sulla Brewer-Dobson Circulation. Si tratta, in pratica, di una prosecuzione naturale delle domande aperte dalla sezione conclusiva dello studio di Calvo et al. gmd.copernicus.org

L’esistenza di QUOCA sottolinea quanto sia ormai necessario superare esperimenti nei quali ozono, QBO, SST e CO₂ vengano considerati separatamente senza una strategia coordinata. Il protocollo propone infatti confronti fra simulazioni con chimica interattiva e non interattiva e fra configurazioni con differenti combinazioni di SST e CO₂ proprio per identificare i feedback fra ozono, temperatura e circolazione. La possibilità di eseguire questi esperimenti in più modelli dovrebbe inoltre aiutare a determinare quanto i risultati ottenuti con un singolo sistema, come WACCM, siano robusti rispetto alle differenti parametrizzazioni delle onde di gravità e della chimica. gmd.copernicus.org

La prospettiva che emerge è quindi quella di una BDC futura controllata da un insieme di processi interdipendenti. L’aumento della CO₂ produce direttamente un raffreddamento della stratosfera e indirettamente un riscaldamento dell’oceano e della troposfera; le SST modificano i jet subtropicali e la propagazione delle onde; il forcing delle onde risolte e delle onde di gravità altera la circolazione residua; la BDC modifica il trasporto dell’ozono e l’età dell’aria; il recupero dell’ozono dovuto alla riduzione delle ODS modifica a sua volta temperatura e venti; la QBO cambia sotto il nuovo forcing climatico e può retroagire sia sul trasporto tropicale sia sulle teleconnessioni extratropicali. Considerare uno solo di questi processi isolatamente rischia quindi di fornire una descrizione incompleta della futura evoluzione della stratosfera.

In questo contesto, il risultato principale dello studio di Calvo et al. non è semplicemente che la BDC accelera sotto 4×CO₂, ma che la sua risposta possiede una struttura verticale e temporale molto precisa. Nel ramo superficiale, il motore principale è il rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale e la conseguente riorganizzazione della troposfera e delle onde di Rossby. Nel ramo profondo, il raffreddamento radiativo diretto assume invece un’importanza maggiore e produce una risposta molto rapida, alla quale si aggiunge progressivamente il contributo delle SST attraverso il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. AGU Journals

Questa distinzione ha anche conseguenze per l’interpretazione delle osservazioni. Se la parte alta della BDC può reagire rapidamente a cambiamenti radiativi mentre il ramo superficiale segue più strettamente l’evoluzione delle SST, non è necessariamente lecito attendersi trend verticalmente uniformi o simultanei nella stratosfera reale. Inoltre, ODS, ozono, QBO, variabilità interna e attività vulcanica possono mascherare o modificare temporaneamente il segnale antropogenico. Le discrepanze fra trend osservativi e modellistici nella media e alta stratosfera, evidenziate da Abalos et al. nei modelli CMIP6, devono quindi essere interpretate alla luce della grande variabilità interna e della limitata lunghezza delle serie osservative, oltre che delle incertezze nelle parametrizzazioni delle onde di gravità. acp.copernicus.org

Un’altra implicazione importante riguarda l’età dell’aria e la composizione stratosferica. Una BDC più veloce tende a produrre masse d’aria mediamente più giovani e a modificare la distribuzione di ozono, vapore acqueo e altri gas traccia. Abalos et al. hanno mostrato che nei modelli CMIP6 i trend dell’età media dell’aria risultano in alcuni casi più robusti rispetto a quelli della sola circolazione residua, proprio perché l’AOA integra sia l’avvezione sia il mixing. La diminuzione dell’età dell’aria osservata da Calvo et al. rappresenta quindi una conferma indipendente che il cambiamento non consiste soltanto in un’anomalia locale della velocità verticale, ma in una trasformazione complessiva dei tempi di ventilazione della stratosfera. acp.copernicus.org

Dal punto di vista della chimica dell’ozono, questa accelerazione può avere effetti regionalmente differenti. Un trasporto più rapido nella bassa stratosfera tropicale può contribuire a ridurre localmente l’ozono, mentre una maggiore redistribuzione verso le latitudini extratropicali può favorire aumenti in altre regioni. Chiodo et al. hanno mostrato proprio una risposta robusta caratterizzata da diminuzione dell’ozono tropicale nella bassa stratosfera e aumenti nella stratosfera superiore e alle alte latitudini in esperimenti 4×CO₂. Questo significa che la BDC non è soltanto una conseguenza del cambiamento climatico, ma anche un elemento che ne modula la risposta radiativa attraverso la redistribuzione dell’ozono. American Meteorological Society Journals

Nel complesso, la sezione conclusiva dello studio suggerisce quindi una visione della Brewer-Dobson Circulation come componente centrale di un sistema di feedback che coinvolge oceano, troposfera, stratosfera, onde atmosferiche e composizione chimica. La BDC reagisce alla CO₂, ma contemporaneamente modifica il trasporto dell’ozono e dei traccianti; l’ozono modifica la temperatura; la temperatura modifica i venti; i venti controllano la propagazione delle onde; le onde determinano la BDC. L’aggiunta della QBO e delle ODS rende questo sistema ancora più interconnesso.

Il valore dello studio di Calvo et al. risiede proprio nell’aver isolato, all’interno di questa complessità, alcune relazioni causali fondamentali. Il ramo superficiale appare dominato dal percorso che passa attraverso SST, riscaldamento troposferico, jet subtropicali e onde risolte. Il ramo profondo possiede invece una forte componente direttamente radiativa, immediatamente attiva nella stratosfera superiore, alla quale si sovrappone l’effetto del riscaldamento oceanico attraverso il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. La maggior parte di entrambi i segnali emerge nei primi decenni, mentre la risposta lenta dell’oceano profondo aggiunge un contributo relativamente più piccolo.

Questi risultati permettono di comprendere meglio anche perché sia difficile parlare di una singola “sensibilità della BDC al riscaldamento globale”. Una relazione di questo tipo è relativamente significativa per il ramo superficiale, dove la connessione con la temperatura della superficie è forte, ma risulta molto meno adatta a descrivere la stratosfera superiore. Nella parte alta dell’atmosfera, infatti, la concentrazione stessa della CO₂, la struttura radiativa, le parametrizzazioni delle onde di gravità e le interazioni fra diversi tipi di onde possono risultare altrettanto o più importanti della sola temperatura superficiale.

In definitiva, lo studio dimostra che l’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation sotto un forte forcing da CO₂ rappresenta il risultato di più percorsi fisici che agiscono contemporaneamente ma con pesi e tempi differenti. La bassa stratosfera risponde prevalentemente al rapido riscaldamento dell’oceano superficiale e alla conseguente trasformazione della troposfera; la stratosfera superiore reagisce molto più direttamente al raffreddamento radiativo, mentre le SST continuano successivamente ad amplificare la risposta attraverso i cambiamenti dei jet e del filtraggio delle onde di gravità. Gli effetti dell’oceano profondo risultano più limitati, mentre ozono, ODS e QBO rappresentano elementi essenziali per trasferire questi risultati idealizzati verso una descrizione realistica del futuro.

Per questo motivo, la principale eredità scientifica della sezione conclusiva non consiste tanto in una previsione numerica definitiva dell’evoluzione futura della BDC, quanto nella definizione di un quadro causale che consente di interpretare le future simulazioni climatiche. Per ottenere proiezioni realmente quantitative sarà necessario utilizzare esperimenti transitori con forcing multipli, chimica interattiva, QBO realisticamente simulata e rappresentazioni più accurate delle onde di gravità. Il nuovo protocollo QUOCA del 2026 mostra che la ricerca sta già procedendo precisamente in questa direzione, cercando di separare in maniera sistematica i feedback tra CO₂, SST, ozono e QBO e di determinarne l’impatto sulla Brewer-Dobson Circulation. gmd.copernicus.org

Nel suo insieme, quindi, il lavoro di Calvo et al. rappresenta un passaggio importante nella comprensione della BDC perché sostituisce alla semplice nozione di una “circolazione che accelera con il cambiamento climatico” una rappresentazione molto più articolata: una circolazione che accelera a velocità differenti lungo la verticale, attraverso differenti categorie di onde, sotto l’azione combinata di aggiustamenti radiativi atmosferici e risposta oceanica, e all’interno di un sistema chimico-dinamico nel quale ozono e QBO possono modificare ulteriormente il segnale. È questa visione multiscala e interattiva a costituire il contributo più rilevante dello studio e a fornire una base teorica particolarmente utile per interpretare la futura evoluzione della stratosfera in un clima soggetto a forcing antropogenici molteplici.

Figura 8 – Ruolo delle onde di gravità non orografiche e del loro filtraggio nella risposta del ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation

La Figura 8 rappresenta uno dei passaggi più importanti dello studio di Calvo et al., perché permette di comprendere in maniera più dettagliata il meccanismo attraverso cui le onde di gravità non orografiche contribuiscono alla risposta della Brewer-Dobson Circulation in seguito a una quadruplicazione improvvisa della concentrazione atmosferica di CO₂. Se le figure precedenti hanno mostrato l’accelerazione della risalita tropicale, la modifica della struttura termica, il rafforzamento dei jet subtropicali e la riorganizzazione della propagazione delle onde risolte, la Figura 8 concentra l’attenzione sulla componente del forcing ondulatorio che diventa particolarmente importante nella media e alta stratosfera: il drag esercitato dalle onde di gravità non orografiche, comunemente indicato come NOGWD, Non-Orographic Gravity Wave Drag. Tale risultato assume un significato particolare perché mostra come i processi responsabili della risposta climatica della Brewer-Dobson Circulation non siano necessariamente gli stessi che dominano la sua climatologia. Nel ramo profondo, infatti, le onde risolte costituiscono una componente fondamentale dello stato medio, mentre sotto un forte forcing da CO₂ la variazione del drag delle onde di gravità non orografiche, soprattutto di origine frontale, diventa uno dei principali contributi al cambiamento della risalita tropicale.

Le onde di gravità costituiscono una componente essenziale della dinamica della media atmosfera. A differenza delle grandi onde planetarie di Rossby, esse possiedono generalmente scale spaziali molto più piccole e possono essere generate da numerosi processi, tra cui il flusso atmosferico sopra rilievi montuosi, la convezione profonda, i sistemi frontali, i jet e altre forme di squilibrio dinamico troposferico. Quando la loro origine non è direttamente collegata all’orografia, vengono definite onde di gravità non orografiche. Una parte rilevante di queste onde possiede scale inferiori alla risoluzione dei modelli climatici globali e non può quindi essere rappresentata esplicitamente. Per questo motivo il loro effetto deve essere parametrizzato, cioè descritto attraverso schemi che rappresentano statisticamente la generazione, la propagazione verticale, il filtraggio e la dissipazione dello spettro ondulatorio.

Nonostante le piccole dimensioni individuali, il loro effetto integrato sul flusso atmosferico può essere molto grande. Le onde di gravità trasportano quantità di moto verticalmente e, quando la loro ampiezza cresce durante la propagazione verso regioni di densità atmosferica minore, possono raggiungere condizioni di instabilità, andare incontro a rottura oppure incontrare livelli critici ai quali la loro velocità di fase relativa al vento medio tende a zero. In tali circostanze depositano il proprio momento nel flusso zonale. Questo trasferimento di quantità di moto produce un’accelerazione o una decelerazione del vento medio e può modificare profondamente la circolazione stratosferica e mesosferica. Il gravity wave drag costituisce pertanto uno dei principali termini dinamici attraverso cui processi troposferici relativamente piccoli possono esercitare un’influenza sulla circolazione della media atmosfera.

Il ruolo delle onde di gravità nella Brewer-Dobson Circulation è stato evidenziato da numerosi studi. Garcia e Randel hanno mostrato con WACCM che, mentre nella bassa stratosfera i cambiamenti della BDC sotto aumento dei gas serra sono fortemente legati alle onde risolte, nella media e alta stratosfera le onde di gravità parametrizzate assumono un ruolo progressivamente maggiore. Palmeiro et al. hanno successivamente dimostrato che la risposta del ramo profondo della BDC nelle simulazioni WACCM può dipendere fortemente dalla modificazione del filtraggio delle onde di gravità da parte dei venti subtropicali. Anche le valutazioni multimodello più recenti, come quella di Abalos et al. sui modelli CMIP6, hanno evidenziato che la dispersione tra i modelli nella risposta della BDC aumenta sensibilmente salendo verso la stratosfera superiore, proprio dove il contributo delle onde di gravità parametrizzate diventa maggiormente importante.

La climatologia mostrata nella Figura 8 evidenzia innanzitutto che il drag delle onde di gravità non orografiche possiede una struttura verticale e latitudinale molto diversa da quella associata alle onde planetarie risolte. Il segnale diventa particolarmente evidente nella parte superiore della stratosfera, dove le onde di gravità che sono riuscite a propagarsi attraverso gli strati inferiori depositano progressivamente il proprio momento. La distribuzione del drag è fortemente condizionata dalla struttura del vento zonale: onde dotate di differenti velocità di fase vengono filtrate selettivamente durante la loro propagazione, cosicché lo spettro che raggiunge la stratosfera superiore è molto diverso da quello originariamente generato nella troposfera.

Questo concetto di filtraggio è essenziale per comprendere la figura. L’atmosfera non consente infatti a tutte le onde di gravità di propagarsi indisturbate verso l’alto. Se una determinata componente dello spettro incontra un vento zonale simile alla propria velocità di fase, può raggiungere un livello critico ed essere assorbita. Altre componenti, aventi velocità di fase differenti, possono attraversare quella regione e continuare a propagarsi verso quote superiori. La struttura verticale e meridionale del vento medio funziona quindi come un filtro dinamico che seleziona quali onde raggiungeranno la media e alta stratosfera e quali invece depositeranno il proprio momento più in basso.

È proprio attraverso questo meccanismo che il rafforzamento dei jet subtropicali osservato nelle simulazioni WACCM diventa determinante per il ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation. Le Figure 4 e 5 hanno mostrato che il riscaldamento delle temperature superficiali del mare modifica il gradiente meridionale di temperatura nella regione dell’alta troposfera e della bassa stratosfera e determina un rafforzamento e un’estensione verso l’alto dei jet subtropicali. La Figura 8 mostra la conseguenza di tale cambiamento sulla componente non orografica delle onde di gravità: modificando i venti subtropicali si modifica il filtraggio dello spettro e quindi cambia la distribuzione verticale del drag nella stratosfera.

Nella risposta rapida della configurazione WACCM completamente accoppiata, la struttura del NOGWD nella stratosfera superiore presenta in molte regioni un segno opposto rispetto alla climatologia preindustriale. Questo aspetto è particolarmente significativo. Non ci troviamo di fronte a una semplice intensificazione della distribuzione climatologica, come se le stesse onde esercitassero un drag maggiore esattamente negli stessi punti. Il forcing climatico produce invece una vera riorganizzazione dello spettro che riesce a propagarsi verso l’alto e delle quote alle quali il momento viene depositato. Il vento modificato filtra diversamente le onde e sposta quindi le regioni di accelerazione e decelerazione del flusso medio.

Il segnale risulta particolarmente marcato nelle fasce subtropicali, approssimativamente tra 20° e 30° di latitudine in entrambi gli emisferi. Proprio in queste regioni il rafforzamento dei jet subtropicali è più importante e modifica significativamente il filtraggio della componente occidentale dello spettro delle onde di gravità non orografiche. Nelle simulazioni accoppiate il drag presenta variazioni più intense rispetto a WACCMatm e i valori negativi si estendono verso il basso fino alla media stratosfera. Questa struttura spiega perché, nella diagnosi mediante downward control presentata nella Figura 6, le NOGW diventino il principale contributo alla risposta del ramo profondo della risalita tropicale.

Il significato dinamico di questa estensione verticale è notevole. Attraverso il principio del downward control, un cambiamento del drag nella media e alta stratosfera non produce soltanto una risposta locale del vento, ma può forzare una modifica della circolazione residua al di sotto della regione nella quale il momento viene depositato. Un aumento o una redistribuzione del NOGWD alle quote superiori può quindi contribuire a intensificare la risalita tropicale del ramo profondo e la corrispondente subsidenza extratropicale. È attraverso questa relazione che una variazione apparentemente confinata alla propagazione delle piccole onde di gravità può produrre una risposta organizzata della circolazione meridionale stratosferica.

Uno degli aspetti più importanti dello studio consiste nel mostrare che il cambiamento del NOGWD non deriva principalmente da un forte aumento delle sorgenti. Calvo et al. trovano infatti soltanto una riduzione relativamente modesta, dell’ordine del 10%, delle sorgenti frontali delle onde di gravità non orografiche. Tale variazione contribuisce alla risposta complessiva, ma non rappresenta il meccanismo dominante. Il fattore decisivo è invece il filtraggio prodotto dal cambiamento dei venti zonali subtropicali.

Questa conclusione è particolarmente rilevante perché riprende una distinzione fondamentale già emersa negli studi sulla risposta delle onde di Rossby: il cambiamento della Brewer-Dobson Circulation può derivare non tanto da una maggiore o minore produzione di onde, quanto dal fatto che un’atmosfera con struttura termica e venti differenti permette alle onde già generate di propagarsi in modo diverso. La troposfera può produrre uno spettro ondulatorio relativamente simile, ma il filtro costituito dal vento medio cambia. Di conseguenza, cambiano le quote raggiunte dalle onde e il luogo nel quale viene trasferita la quantità di moto.

Palmeiro et al. avevano già identificato un meccanismo analogo nelle proiezioni WACCM associate a differenti scenari RCP. Il cambiamento del vento subtropicale modificava la selezione delle onde di gravità capaci di raggiungere la stratosfera superiore e contribuiva in maniera sostanziale all’accelerazione del ramo profondo della BDC. Lo studio di Calvo et al. conferma tale meccanismo ma aggiunge una dimensione temporale molto importante, mostrando che esso opera sia nella risposta rapida sia in quella lenta alla quadruplicazione della CO₂.

Nella fase rapida, l’intensificazione dei jet viene prodotta principalmente dal rapido riscaldamento dello strato oceanico superficiale. Ciò significa che anche il cambiamento del filtraggio delle NOGW può svilupparsi già durante i primi due o tre decenni. Non è quindi necessario attendere la risposta dell’oceano profondo affinché si manifesti una forte riorganizzazione del drag delle onde di gravità. Ancora una volta emerge l’importanza di distinguere tra lo strato oceanico superficiale, capace di reagire rapidamente, e l’enorme inerzia termica dell’oceano profondo.

La risposta lenta mantiene qualitativamente una struttura simile, ma con ampiezza inferiore. Anche negli ultimi decenni il progressivo riscaldamento continua a modificare i jet e quindi il filtraggio delle NOGW, ma la maggior parte della riorganizzazione si è già prodotta durante la fase iniziale. Questo comportamento è perfettamente coerente con il risultato generale dello studio secondo cui il ramo profondo presenta una risposta ancora più rapida di quello superficiale e soltanto una piccola frazione della variazione complessiva viene aggiunta durante la fase lenta.

Il confronto con WACCMatm rappresenta però probabilmente l’elemento più importante per attribuire il meccanismo. In questa configurazione le SST rimangono fissate ai valori preindustriali e quindi manca il forte riscaldamento troposferico che, in WACCM, modifica il gradiente termico e rafforza i jet subtropicali. Di conseguenza, anche il filtraggio delle onde di gravità non orografiche viene alterato in misura molto minore.

La climatologia di WACCMatm appare sostanzialmente simile a quella della configurazione accoppiata, indicando che il sistema parte da uno stato medio confrontabile. Tuttavia, la risposta rapida 4×CO₂ presenta differenze evidenti. Le variazioni del NOGWD subtropicale risultano generalmente meno intense e manca quella forte estensione del drag verso la media stratosfera che caratterizza il modello accoppiato. Questa differenza permette di attribuire una quota importante della risposta delle NOGW proprio al riscaldamento delle SST e alla conseguente riorganizzazione dei jet.

Ciò non significa che WACCMatm sia privo di una risposta nella stratosfera superiore. Al contrario, le Figure 1, 2 e 6 hanno mostrato che il ramo profondo accelera significativamente anche in assenza di riscaldamento oceanico. La differenza fondamentale riguarda però il tipo di forcing ondulatorio responsabile. In WACCMatm, dove domina l’aggiustamento radiativo diretto alla CO₂, le onde risolte rappresentano il contributo principale alla risposta della risalita tropicale. Quando l’oceano può invece riscaldarsi, il cambiamento dei jet modifica fortemente il filtraggio delle NOGW e queste ultime diventano dominanti in una parte rilevante del ramo profondo.

La Figura 8 aiuta quindi a distinguere due vie attraverso le quali la CO₂ può modificare la BDC nella stratosfera superiore. La prima è relativamente diretta: l’aumento della CO₂ raffredda rapidamente la stratosfera, modifica i venti e altera la propagazione delle onde risolte. La seconda passa attraverso l’oceano: la CO₂ riscalda le SST, la troposfera si riscalda, i jet subtropicali cambiano struttura e questo nuovo vento modifica il filtraggio delle onde di gravità non orografiche. La risposta finale del ramo profondo deriva dall’interazione fra questi due percorsi.

La distinzione acquista particolare importanza quando si confrontano il ramo superficiale e quello profondo. Nella bassa stratosfera le onde risolte dominano chiaramente sia lo stato climatologico sia la risposta al forcing climatico. Il rafforzamento del ramo superficiale è pertanto spiegato soprattutto dall’aumento del forcing associato alle onde di Rossby nei subtropici. Nella stratosfera superiore, invece, la risposta climatica cambia gerarchia: le NOGW assumono un peso molto maggiore e possono superare le onde risolte come contributo alla variazione dell’upwelling tropicale.

Questo risultato concorda con le valutazioni multimodello di Abalos et al. sui modelli CMIP6. Gli autori hanno mostrato che i trend del ramo superficiale della BDC sono relativamente coerenti tra i modelli e strettamente associati alle onde risolte, mentre nella media e alta stratosfera aumenta notevolmente la dispersione intermodellistica. Una delle spiegazioni principali riguarda proprio il modo differente con cui i vari modelli rappresentano le onde di gravità non orografiche. Dal momento che queste onde non vengono direttamente risolte, la loro risposta dipende dalle parametrizzazioni adottate, dalle sorgenti prescritte, dallo spettro delle velocità di fase e dalle condizioni utilizzate per descriverne la saturazione e la dissipazione.

La Figura 8 mette pertanto in evidenza uno dei motivi per cui le proiezioni del ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation sono più incerte rispetto a quelle del ramo superficiale. Se una parte dominante del trend nella stratosfera superiore deriva da una componente parametrizzata, differenze relativamente piccole negli schemi delle onde di gravità possono produrre risposte diverse del vento medio, della circolazione residua e quindi del trasporto stratosferico.

Questo problema diventa ancora più complesso perché onde risolte e onde di gravità non agiscono indipendentemente. Sigmond e Shepherd hanno mostrato che possono verificarsi processi di compensazione dinamica tra differenti tipi di forcing ondulatorio. Una modifica del gravity wave drag cambia il vento zonale; il nuovo vento modifica a sua volta la propagazione delle onde planetarie; il cambiamento delle onde planetarie può quindi compensare parzialmente oppure amplificare la perturbazione iniziale. Allo stesso modo, una variazione del drag delle onde risolte può modificare il filtraggio delle onde di gravità.

Ciò significa che il forte contributo delle NOGW mostrato dalla Figura 8 non deve essere interpretato come un forcing indipendente semplicemente aggiunto a quello delle onde risolte. Il sistema atmosfera-onde è interattivo. I diversi contributi diagnosticati attraverso il downward control costituiscono una scomposizione molto utile, ma la risposta fisica reale emerge da feedback continui tra onde e flusso medio.

Questa considerazione aiuta a comprendere anche il pattern di segno opposto rispetto alla climatologia osservato nella stratosfera superiore. Modificare il filtraggio di uno spettro di onde con velocità di fase diverse significa alterare la distribuzione relativa delle componenti che trasportano momento orientale e occidentale. Se il vento medio elimina preferenzialmente alcune componenti durante la propagazione, lo spettro residuo che raggiunge le quote superiori può essere profondamente differente. Il drag risultante può quindi cambiare segno in alcune regioni anche senza una drastica trasformazione della sorgente troposferica.

Dal punto di vista della circolazione residua, tale riorganizzazione si traduce in un cambiamento del bilancio di momento che forza la BDC. A sua volta, la nuova BDC modifica la temperatura attraverso riscaldamento e raffreddamento adiabatico, contribuendo ulteriormente a modificare i venti. Si crea quindi un altro circuito di feedback dinamico: cambiamento delle SST, modifica del jet, nuovo filtraggio delle NOGW, variazione della circolazione residua, modifica termodinamica della stratosfera e ulteriore aggiustamento del vento medio.

La Figura 8 assume pertanto un significato che va ben oltre la semplice descrizione di un termine parametrizzato del modello. Essa mostra come processi di scala relativamente piccola possano collegare il riscaldamento della superficie alla risposta della stratosfera superiore. Lo strato oceanico superficiale, i jet subtropicali e onde di gravità di piccola scala appartengono apparentemente a componenti molto diverse del sistema climatico, ma risultano dinamicamente collegate attraverso una catena di processi che culmina nell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation.

Questo collegamento è particolarmente interessante se confrontato con la risposta temporale della Figura 2. A 1 hPa, la risalita tropicale raggiunge una grandissima parte della propria risposta finale già nei primi anni, grazie soprattutto agli aggiustamenti radiativi diretti. Successivamente, però, l’aumento delle SST continua a contribuire e porta il peso relativo della componente oceanica dal circa 30% della risposta rapida a circa il 45% della risposta finale. La Figura 8 permette di identificare uno dei meccanismi attraverso cui questo contributo crescente delle SST raggiunge la stratosfera superiore: il cambiamento del filtraggio delle NOGW prodotto dai jet subtropicali.

È quindi possibile leggere le Figure 2 e 8 in maniera complementare. La prima mostra quando la risposta emerge; la seconda contribuisce a spiegare attraverso quale componente ondulatoria la risposta mediata dalle SST viene trasmessa alla parte alta della stratosfera.

Le conseguenze non riguardano soltanto la velocità della BDC. Il ramo profondo controlla una parte importante del trasporto dell’ozono e dei gas a lunga vita attraverso la media e alta stratosfera. Una modifica del forcing delle onde di gravità capace di accelerare tale ramo può quindi contribuire a cambiare l’età dell’aria, la distribuzione dell’ozono e il tempo di permanenza delle specie chimiche. Come mostrato dalla Figura 3, la risposta complessiva 4×CO₂ produce infatti un generale ringiovanimento dell’aria stratosferica.

La corretta rappresentazione del NOGWD assume pertanto importanza anche per la chimica climatica. Errori nella parametrizzazione delle onde di gravità possono propagarsi dal vento medio alla BDC, dalla BDC al trasporto dell’ozono e infine dall’ozono alla temperatura attraverso il bilancio radiativo. Nei modelli con chimica interattiva come WACCM, queste retroazioni possono svilupparsi autonomamente, rendendo particolarmente importante una rappresentazione realistica della dinamica delle onde di gravità.

La presenza delle aree puntinate nella Figura 8 ricorda però che non tutte le anomalie sono statisticamente robuste. Le regioni puntinate indicano una risposta non significativa al 95% e risultano più estese soprattutto nella componente lenta. Questo è coerente con l’ampiezza relativamente piccola dei cambiamenti tardivi e con la grande variabilità interna della stratosfera superiore. Le NOGW dipendono dalla variabilità delle loro sorgenti e della struttura del vento attraverso cui si propagano, e ciò può produrre fluttuazioni significative anche in condizioni di forcing esterno costante.

Nel complesso, tuttavia, il segnale fondamentale è sufficientemente coerente da sostenere la conclusione degli autori: nel modello WACCM accoppiato, gran parte della risposta del ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation al forcing 4×CO₂ è associata a modificazioni del filtraggio delle onde di gravità non orografiche, principalmente di origine frontale, indotte dal rafforzamento dei jet subtropicali. Il fatto che un segnale analogo sia molto più debole in WACCMatm identifica il riscaldamento delle SST come elemento essenziale di questa via dinamica.

La Figura 8 completa quindi in modo molto efficace il quadro sviluppato attraverso l’intero studio. La CO₂ produce innanzitutto due risposte termiche differenti: riscalda il sistema superficie-troposfera attraverso l’aumento delle SST e raffredda direttamente la stratosfera. Il riscaldamento troposferico modifica il gradiente meridionale di temperatura e rafforza i jet subtropicali; i jet modificati influenzano sia la propagazione delle onde di Rossby nella bassa stratosfera sia il filtraggio delle onde di gravità non orografiche alle quote superiori. Le onde risolte spiegano quindi la maggior parte della risposta del ramo superficiale, mentre le NOGW assumono un ruolo dominante nel contributo mediato dalle SST al ramo profondo.

Il significato scientifico più ampio è che la risposta della BDC al cambiamento climatico deve essere considerata come una riorganizzazione dell’intero spettro ondulatorio e del suo rapporto con il vento medio, non come una semplice intensificazione uniforme della circolazione. Le differenti categorie di onde reagiscono in modo diverso al cambiamento della struttura atmosferica, depositano il proprio momento a quote differenti e possono compensarsi reciprocamente. La stratosfera futura dipenderà quindi non soltanto dall’entità del forcing radiativo e dal riscaldamento superficiale, ma anche da quanto accuratamente i modelli rappresentano queste interazioni multiscala.

In questo senso, la Figura 8 costituisce una delle immagini più istruttive dello studio: mostra che persino il ramo più elevato della Brewer-Dobson Circulation mantiene un legame dinamico con l’oceano superficiale. Tale legame non è diretto, ma viene trasmesso attraverso una catena di processi che parte dalle SST, passa per il gradiente termico e i jet subtropicali, modifica il filtraggio delle onde di gravità di origine frontale e termina nella redistribuzione del momentum nella stratosfera superiore. Parallelamente, gli aggiustamenti radiativi diretti continuano ad agire sulle onde risolte. È dall’interazione di questi due percorsi che emerge la risposta completa del ramo profondo.

La conclusione centrale della Figura 8 può quindi essere espressa in termini fisici molto chiari: il riscaldamento delle SST non influenza la stratosfera superiore soltanto attraverso un generico riscaldamento del clima, ma modifica il filtro dinamico costituito dai jet subtropicali; questo filtro seleziona diversamente lo spettro delle onde di gravità non orografiche e altera il luogo in cui esse depositano il proprio momento, contribuendo così in maniera determinante all’accelerazione del ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation. È proprio questa capacità di collegare processi oceanici, troposferici e stratosferici su scale spaziali estremamente diverse a rendere il risultato particolarmente importante per la comprensione della futura evoluzione della circolazione stratosferica.

https://www.google.com/url?sa=t&source=web&rct=j&opi=89978449&url=https://www.columbia.edu/~lmp/paps/calvo%2Betal-JGR-2025.pdf&ved=2ahUKEwj77oqMxaOXAxW8_7sIHZglHLAQFnoECBsQAQ&usg=AOvVaw18_6XSfmvUw99fB1XfU6TN