Influenza sulla troposfera – Latitudini medie e alte

6 Influenza sulla Troposfera

6.1 Latitudini Medie e Alte Quando Scherhag (1952) scoprì per la prima volta gli SSW (Sudden Stratospheric Warmings, Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi), presentò anche prove preliminari che i loro effetti raggiungono la superficie terrestre. In modo simile, più di un decennio dopo la co-scoperta del QBO (Quasi-Biennial Oscillation, Oscillazione Quasi-Biennale), Ebdon (1975) trovò evidenze che suggeriscono che il QBO gioca un ruolo nel determinare il carattere della circolazione troposferica dell’Emisfero Nord. I primi risultati di modelli che legano i cambiamenti della circolazione troposferica alle variazioni nel vortice polare stratosferico sono quelli pubblicati da Boville (1984), con progressi teorici contemporanei (Hoskins et al., 1985; Haynes e Shepherd, 1989; Haynes et al., 1991) che ulteriormente sostengono la possibilità di un’influenza discendente. Tuttavia, fino alla fine del ventesimo secolo, la visione prevalente era che il collegamento dinamico tra troposfera e stratosfera fosse principalmente unidirezionale, con la stratosfera che rispondeva alle forze provenienti dal basso.

Il cambiamento di paradigma verso un accoppiamento bidirezionale è emerso dall’analisi del Modo Annuale Settentrionale e del Modo Annuale Meridionale (NAM e SAM, rispettivamente; Thompson e Wallace, 2000). Questi sono i modelli dominanti di variabilità su larga scala della circolazione extratropicale e predominano nella variabilità su scale temporali da intrastagionali a interdecennali. Una manifestazione dei modi annulari nella troposfera è una fluttuazione nella posizione latitudinale del getto aereo, mentre nella stratosfera la caratteristica principale è una fluttuazione nella forza del vortice polare (Kidston et al., 2015). I modi annulari nella stratosfera e nella troposfera sembrano essere accoppiati, con occorrenze di un vortice polare più debole correlate con spostamenti equatoriali del getto aereo e viceversa per occorrenze di un vortice polare più forte (Kidston et al., 2015).

La scoperta che le anomalie del Modo Annuale Settentrionale (NAM) si propagano verso il basso dalla stratosfera fino alla superficie terrestre è spesso attribuita a Baldwin e Dunkerton (1999), anche se altri studi avevano già osservato anomalie nella circolazione stratosferica che si estendevano fino alla troposfera superiore (Boville, 1984; Kodera et al., 1990; Perlwitz e Graf, 1995; Kuroda e Kodera, 1998; Thompson e Wallace, 1998). La prima segnalazione di una progressione verso il basso delle anomalie del Modo Annuale Meridionale (SAM) dalla stratosfera alla superficie è stata fatta da Thompson e Solomon (2002), in relazione ai cambiamenti climatici nell’Emisfero Sud.

I tempi di persistenza delle anomalie dei modi annulari sono più lunghi nella stratosfera, ma nei mesi in cui il vortice polare è più attivo (gennaio-febbraio nell’Emisfero Nord e novembre-dicembre nell’Emisfero Sud) e fortemente accoppiato con la troposfera, i tempi di persistenza nella troposfera aumentano (Kidston et al., 2015; Gerber e Martineau, 2018). In questi mesi, valori anomali dei modi annulari nella stratosfera sono spesso seguiti da anomalie dello stesso segno nella troposfera, che talvolta persistono fino a due mesi nell’Emisfero Nord (ad esempio, vedi Figura 17) e anche più a lungo nell’Emisfero Sud (Thompson et al., 2005). Un leggero ritardo prima dell’occorrenza delle anomalie troposferiche concomitanti (vedi Figura 17) suggerisce la possibilità che le anomalie si stiano propagando verso il basso (Baldwin e Dunkerton, 2001), e infatti, studi sui modelli hanno dimostrato che esiste un’autentica influenza fisica discendente, con la stratosfera che incide sul comportamento nella troposfera e alla superficie, come recensito da Kidston et al. (2015).

D’altra parte, i modi annulari derivati dalle Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF) (Thompson e Wallace, 2000; Baldwin e Dunkerton, 2001; Thompson et al., 2005) non sono necessariamente modi fisici di variabilità (Sheshadri et al., 2018), e la formulazione di una teoria dinamica per la propagazione verso il basso delle anomalie è ancora un lavoro in corso. Considerando il peso relativamente leggero della stratosfera, la sua influenza verso il basso deriva quasi certamente da una sensibilità della dinamica troposferica ai cambiamenti nella stratosfera, con feedback dei vortici (Song e Robinson, 2004; Smy e Scott, 2009; Hitchcock e Simpson, 2014, 2016; Runde et al., 2016; Rupp e Birner, 2021) che sono fondamentali per intensificare la risposta troposferica e contribuire alla sua persistenza. Una prospettiva alternativa per l’effetto verso il basso della stratosfera sul getto atlantico è che la forte risposta deriva da un cambio di regime tra tre posizioni preferenziali del getto piuttosto che un semplice movimento latitudinale della posizione del getto (Maycock et al., 2020; Goss et al., 2021). I meccanismi proposti per trasmettere gli effetti dinamici dalla stratosfera alla troposfera includono l’inversione non locale del potenziale vorticosità (PV) (Charlton et al., 2005), l’effetto verso il basso di una circolazione meridionale secondaria indotta (Song e Robinson, 2004), e gli effetti risultanti da onde che si propagano verso l’alto, che vengono o riflesse verso il basso o cambiano le proprietà rifrattive della stratosfera inferiore attraverso interazioni tra onda e flusso medio (Perlwitz e Harnik, 2004). Tuttavia, nessuno di questi meccanismi dinamici proposti può spiegare completamente tutti gli aspetti dell’influenza verso il basso della stratosfera.

Un fattore complicante è che gli eventi stratosferici anomali sono piuttosto diversi e non si estendono sempre verso il basso nella troposfera o, infatti, fino alla superficie (Karpechko et al., 2017). Nell’Emisfero Nord, questa diversità è in gran parte associata ai diversi tipi di Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) (Sezione 2.5), con un impatto sulla superficie osservato solo per circa due terzi degli eventi (Domeisen, 2019; Hall et al., 2021a).

Le caratteristiche che determinano se un Riscaldamento Stratosferico Immediato (SSW) esercita un’influenza verso il basso rimangono sfuggenti, e non è ancora possibile prevedere all’inizio di un SSW se questo sarà seguito da un impatto evidente sulla superficie (Baldwin et al., 2021). Quando c’è un’influenza verso il basso, gli impatti sulla superficie degli eventi di divisione (split events) vengono osservati, in media, circa una settimana prima rispetto agli impatti degli eventi di spostamento (displacement events), almeno per i dati di ri-analisi (Seviour et al., 2016; Hall et al., 2021a). D’altra parte, i risultati dei modelli di Maycock e Hitchcock (2015) non indicano una significativa dipendenza dal tipo di SSW e suggeriscono che probabilmente non esistono prove sufficienti per stabilire una differenza tra gli impatti degli eventi di divisione e di spostamento.

Dagli studi sulle anomalie dei modi annulari in discesa, è ora chiaro che esiste una correlazione tra le occorrenze di eventi meteorologici estremi sulla superficie e la forza del vortice polare (Kidston et al., 2015; Domeisen e Butler, 2020), nonché la fase dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) a causa delle sue teleconnessioni con il vortice polare (Sez. 4.1). Gli eventi meteorologici estremi che implicano un contributo significativo della stratosfera sono stati catalogati da Domeisen e Butler (2020), e hanno scoperto che questi eventi sono vari e che la connessione stratosferica è più fermamente stabilita per alcuni rispetto ad altri.

La connessione nell’Emisfero Nord (NH) è più evidente e consolidata nel bacino Atlantico (Charlton-Perez et al., 2018), con un indebolimento del vortice polare, o un Riscaldamento Stratosferico Immediato (SSW), spesso associato a tempo freddo in Europa e nella parte orientale degli Stati Uniti (King et al., 2019) e a irruzioni di aria fredda sull’Atlantico nord-orientale (Afargan-Gerstman et al., 2020). Al contrario, un vortice polare artico insolitamente forte, come accade spesso durante la fase orientale dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) (Sez. 4.1), è associato a venti superficiali più forti e cicloni più intensi, aumentando il rischio di tempeste e piogge estreme nel nord-ovest dell’Europa (Kidston et al., 2015).

Un indebolimento del vortice polare dell’Emisfero Sud (SH) e un indice SAM (Modo Annuale Meridionale) negativo nella stratosfera inferiore in genere portano a estremi di calore e siccità in Australia (Lim et al., 2019a, 2021), a condizioni più fredde e umide nel sud del Sud America (Lim et al., 2018) e a temperature superficiali più elevate in Antartide, ad eccezione della Penisola Palmer, che ha maggiori probabilità di sperimentare condizioni fredde e secche (Thompson et al., 2005; Lim et al., 2018).

Un indice SAM positivo porta spesso a un significativo raffreddamento in Antartide e nella maggior parte dell’Australia, a un riscaldamento nella Penisola Palmer e a condizioni calde e secche nel sud del Sud America, Nuova Zelanda e Tasmania, mentre l’Australia e il Sud Africa sono più propensi a sperimentare condizioni insolitamente umide (Gillett et al., 2006; Garreaud, 2018).

il grafico rappresenta le anomalie medie nella velocità del vento zonale durante i mesi di settembre, ottobre e novembre (SON), misurate a 10 hPa e 60°S. Qui ci sono i punti chiave per comprendere il grafico:

1. Dati ERA-Interim (curva solida): Questa è la curva principale e mostra le anomalie del vento zonale registrate dai dati ERA-Interim, che è un set di dati di rianalisi atmosferica.
2. Previsioni (punti neri): I punti neri rappresentano le anomalie previste del vento zonale basate su previsioni inizializzate il 1° agosto. La previsione è probabilmente un modello medio dell’insieme di varie simulazioni.
3. Curva tratteggiata: La curva tratteggiata mostra la media dell’insieme di previsioni e la sua correlazione con i dati di rianalisi. Il coefficiente di correlazione (r=0.73) è piuttosto alto, indicando che le previsioni dell’insieme si allineano strettamente con i dati di rianalisi, suggerendo che le previsioni sono affidabili.
4. Dati GloSea5 (punti rossi): I punti rossi rappresentano un altro set di dati o modello di previsione, forse il Global Seasonal forecast system version 5 (GloSea5), che mostra anche le anomalie del vento zonale ma con una traccia leggermente diversa da quella dell’ERA-Interim.
5. Anomalie del vento zonale: Le anomalie sono misure di quanto i valori osservati o previsti si discostano dalla media a lungo termine. Valori positivi indicano che il vento è più forte della media, mentre valori negativi indicano che il vento è più debole della media.
6. Forza del vortice polare: Si nota che il grafico potrebbe essere utilizzato per valutare la forza del vortice polare nell’emisfero australe, come indicato dal titolo “SON Polar vortex strength”.
7. Scala e unità: L’asse verticale (Y) è in metri al secondo (m/s), che è una misura standard della velocità del vento. L’asse orizzontale (X) non è visibile, ma di solito rappresenterebbe il tempo, forse gli anni o i mesi specifici in cui sono state registrate le anomalie.

Il grafico è utile per i climatologi e i meteorologi per capire meglio le variazioni stagionali e interannuali nella forza dei venti ad alte latitudini e ad alta quota, che sono importanti per la dinamica del clima e per la previsione degli eventi meteorologici estremi.

I due grafici mostrano l’evoluzione prevista dell’andamento del vento zonale nella stratosfera in due diversi inverni, con 24 membri dell’insieme per ogni inverno. Il vento zonale medio è mostrato a 10 hPa e 60°N.

analizziamo i due grafici più dettagliatamente:

1. Asse delle Y: L’asse verticale rappresenta l’anomalia della velocità del vento zonale in metri al secondo (m/s). I valori positivi indicano venti che soffiano da ovest verso est (tipici nella stratosfera polare in inverno), mentre i valori negativi indicano venti da est verso ovest.
2. Asse delle X: L’asse orizzontale rappresenta il tempo, misurato in giorni a partire dall’inizio del periodo di previsione, che corrisponde all’inizio dell’inverno (dicembre).
3. Linee Orizzontali: Ci sono due linee orizzontali in ciascun grafico che indicano specifiche soglie:
   • La linea a 0 m/s è la soglia per gli eventi di SSW, che sono definiti da una inversione completa o da un indebolimento significativo del vento zonale da ovest verso est, spesso accompagnato da un riscaldamento della stratosfera.
   • La linea a -48 m/s indica una soglia per un forte vortice polare stratosferico (SPV), che è caratterizzato da venti zonali molto forti da ovest verso est.
4. Tracce Multiple: Ogni grafico mostra 24 tracce distinte, ciascuna rappresentante un membro diverso dell’insieme di previsioni. Questa è una visualizzazione di un insieme di previsioni, che consente ai meteorologi di valutare la gamma di possibili evoluzioni future del vento zonale e di stimare l’incertezza associata alle previsioni.
5. Variabilità Stagionale: La variabilità tra i membri dell’insieme indica diverse possibili traiettorie del vento zonale durante l’inverno. Alcune tracce scendono al di sotto della soglia di -48 m/s, suggerendo la possibilità di un forte SPV, mentre altre si avvicinano o superano la soglia di 0 m/s, suggerendo la possibilità di un SSW.
6. Differenze tra i Due Inverni:
   • Nel primo grafico (in alto), per l’inverno 1997-1998, si può osservare una maggiore concentrazione di tracce vicino o al di sotto della soglia di -48 m/s, indicando una tendenza verso un SPV più forte e meno variabilità tra i membri dell’insieme.
   • Nel secondo grafico (in basso), per l’inverno 1999-2000, le tracce mostrano una maggiore dispersione, indicando una maggiore incertezza nella forza del vortice polare. Inoltre, molte tracce superano la soglia di 0 m/s, suggerendo che eventi di SSW erano più probabili in quell’inverno.

I grafici insieme forniscono una rappresentazione visiva di come la previsione dell’andamento del vortice polare possa variare significativamente di anno in anno, influenzando così le previsioni meteorologiche stagionali e la comprensione della variabilità climatica.

le due mappe mostrate nella figura rappresentano anomalie composte dell’indice NAM (Modalità di Annulamento Nord Atlantica) durante eventi di vortice polare debole (parte superiore) e forte (parte inferiore), a varie quote nell’atmosfera durante i giorni precedenti e successivi all’evento.

Mappa (a) – Eventi di Vortice Polare Debole:

• Colorazione: L’area in giallo e rosso indica anomalie negative dell’indice NAM, che corrispondono a un vortice polare più debole. I colori più caldi indicano anomalie più forti.
• Linea orizzontale: La linea orizzontale nella mappa (a) segna l’ubicazione approssimativa della tropopausa nei tropici. È il confine tra la troposfera e la stratosfera, che è più basso ai tropici rispetto alle latitudini polari.
• Impatto temporale: Man mano che ci si allontana dal giorno dell’evento (Lag 0), le anomalie si estendono verso il basso (verso quote più basse), indicando l’impatto prolungato di un vortice polare debole che si propaga verso la troposfera nel corso dei giorni.

Mappa (b) – Eventi di Vortice Polare Forte:

• Colorazione: L’area in blu indica anomalie positive dell’indice NAM, che corrispondono a un vortice polare più forte. I colori più freddi indicano anomalie più forti.
• Distribuzione verticale: Qui, le anomalie positive si mostrano chiaramente estendersi verso il basso dall’alto della stratosfera alla troposfera, indicando l’influenza di un vortice polare forte sulla circolazione atmosferica generale.
• Impatto temporale: Anche in questo caso, l’effetto si estende oltre il giorno centrale, con le anomalie che si estendono verso la troposfera con il passare del tempo.

Dettagli Generali:

• Pressione/Altezza: L’asse verticale mostra la pressione, che diminuisce con l’aumento dell’altitudine. Si va da 1000 hPa (vicino al livello del mare) a 10 hPa (circa 30 km di altitudine), che rappresenta la parte bassa della stratosfera.
• Tempo (Lag Days): L’asse orizzontale indica il numero di giorni prima e dopo l’evento di riferimento (Lag 0), che è il giorno in cui si verifica il picco dell’evento di vortice polare debole o forte.
• Anomalie: Le anomalie dell’indice NAM sono rappresentate dai colori, con sfumature più scure che indicano anomalie più intense. I contorni bianchi rappresentano intervalli costanti di anomalia, fornendo una rappresentazione graduata dell’intensità dell’evento.

In sintesi, queste mappe forniscono una rappresentazione visiva di come gli eventi del vortice polare influenzino la circolazione atmosferica a diverse quote sopra la regione del Nord Atlantico e come tali eventi possano avere un’influenza a cascata verso il basso fino alla troposfera.

L’indice NAM, o Modalità di Annulamento Nord Atlantica, è un termine utilizzato in meteorologia e climatologia per descrivere la variabilità del clima nell’emisfero nord. L’indice NAM è correlato a un altro indice conosciuto come l’AO, o Oscillazione Artica. Entrambi riflettono le fluttuazioni nella differenza di pressione atmosferica a livello del mare tra le latitudini artiche e quelle più moderate.

Quando l’indice NAM è in una fase positiva, questo significa che c’è una forte differenza di pressione tra le latitudini artiche e quelle medie, portando a un vortice polare forte e ben confinato intorno all’Artico. Questo di solito comporta inverni più miti nelle latitudini medie dell’emisfero nord e condizioni più fredde nelle regioni artiche.

Al contrario, quando l’indice NAM è in una fase negativa, la differenza di pressione è debole. Questo porta a un vortice polare indebolito che può sfociare in un riscaldamento stratosferico improvviso (SSW). Durante una fase negativa, l’aria fredda può spostarsi più facilmente verso le latitudini medie, portando a condizioni meteorologiche più fredde e tempestose in Europa e Nord America.

In sintesi, l’indice NAM è un indicatore della configurazione generale della circolazione atmosferica nell’emisfero nord e può avere implicazioni significative per i modelli meteorologici a breve termine e le tendenze climatiche a lungo termine.

6.2 Latitudini basse

L’influenza della stratosfera sulla troposfera tropicale è stata oggetto di una recente revisione indipendente da Haynes et al. (2021), e quindi qui viene coperta solo una selezione degli sviluppi dinamici più significativi. Le prime indicazioni di un possibile collegamento tra la stratosfera e la troposfera tropicale sono emerse quando Gray (1984) osservò una correlazione tra la frequenza degli uragani nell’Atlantico e la fase della QBO, anche se in precedenza Angell et al. (1969) avevano timidamente suggerito che la QBO potesse avere un ruolo nel determinare la frequenza dei tifoni nel Pacifico. Studi successivi (Ho et al., 2009; Camargo e Sobel, 2010) hanno tuttavia messo in discussione la solidità di tali relazioni, e una spiegazione dinamica convincente è ancora mancante (Haynes et al., 2021; Hitchman et al., 2021).

La dinamica tropicale si differenzia da quella extratropicale a causa della piccolezza del parametro di Coriolis, il che implica che, a differenza dell’extratropico (Sez. 6.1), le scale verticali inferite dalla dinamica di equilibrio sono generalmente troppo limitate per spiegare un possibile accoppiamento tra stratosfera e troposfera. Invece, i meccanismi proposti per un collegamento tropicale tra la stratosfera e la troposfera si basano comunemente sul paradigma secondo cui la variabilità alla tropopausa e nella stratosfera inferiore modula il comportamento su tutta la profondità della troposfera tropicale (Haynes et al., 2021). Mentre la variabilità nella stratosfera tropicale è dominata dalla QBO (Sez. 3), a circa 3 km sopra la tropopausa, i regimi di vento alternati verso est e verso ovest iniziano a indebolirsi significativamente (Fig. 11) e non penetrano nella troposfera.

Spinta dalla circolazione secondaria indotta, la concomitante QBO di temperatura (Sez. 3.1) si estende leggermente più in basso, con un segnale identificabile osservato fino a circa 15° da ciascun lato dell’Equatore vicino alla tropopausa, anche se piccolo (∼ 0,5 K) rispetto al ciclo annuale dominante (Sez. 3). Le anomalie risultanti di temperatura e circolazione alla tropopausa e nella bassa stratosfera esercitano una influenza discendente sulla convezione tropicale, che a sua volta svolge un ruolo maggiore nell’accoppiare la QBO alla troposfera tropicale (Haynes et al., 2021). Le variazioni spaziali nella convezione spiegano in parte perché il segnale della QBO nella troposfera non è più prevalentemente simmetrico zonale come lo era nella stratosfera, ma finora nessuno dei meccanismi fisici proposti può spiegare completamente tutti gli aspetti delle ampie variazioni geografiche dell’influenza discendente della QBO sulla troposfera tropicale (Haynes et al., 2021).

L’influenza della QBO sulla convezione tropicale è la principale ragione del suo coinvolgimento (Yoo e Son, 2016; Nishimoto e Yoden, 2017; Klotzbach et al., 2019; Martin et al., 2021) con l’oscillazione di Madden-Julian (MJO), che domina la variabilità intrastagionale nella troposfera tropicale (Zhang, 2005). Durante l’inverno dell’emisfero settentrionale, fino al 40% delle variazioni interannuali nell’ampiezza della MJO sono spiegate dall’accoppiamento con la QBO (Son et al., 2017), con la MJO più forte e persistente, fino a 10 giorni, quando la QBO è orientata verso ovest nella stratosfera inferiore (Yoo e Son, 2016; Martin et al., 2021). Al contrario, una fase della QBO orientata verso est nella stratosfera inferiore favorisce una MJO più debole del normale durante l’inverno dell’emisfero settentrionale (Yoo e Son, 2016).

La conoscenza della relazione tra QBO e MJO è ancora in una fase iniziale (Klotzbach et al., 2019), e molto resta da fare nello sviluppare un meccanismo funzionale (Haynes et al., 2021; Martin et al., 2021). Tuttavia, questa relazione è particolarmente rilevante in quanto suggerisce un possibile percorso di collegamento tra la stratosfera e la troposfera extratropicale (confronta con Sez. 6.1) attraverso le teleconnessioni del MJO alle alte latitudini (Anstey et al., 2022b). Le implicazioni corrispondenti per l’extratropico di questa modulazione delle teleconnessioni globali del MJO da parte della QBO sono esaminate in Martin et al. (2021), e quindi questo aspetto della relazione QBO–MJO non è trattato qui.

La troposfera tropicale e il MJO sono influenzati anche dagli SSW (Sudden Stratospheric Warmings) (Kodera e Yamada, 2004; Kodera, 2006; Bal et al., 2017; Noguchi et al., 2020; Wang et al., 2020a; Yoshida e Mizuta, 2021). Un meccanismo proposto è che l’intensificato flusso delle onde durante un SSW rinforza la circolazione meridionale media (Brewer–Dobson), raffreddando così la stratosfera inferiore tropicale e la tropopausa. Le anomalie così create poi influenzano la convezione tropicale (Kodera et al., 2011) in un modo simile alle anomalie prodotte dalla circolazione secondaria della QBO. Le intrusioni di vorticità potenziale (PV) a livello di tropopausa dai subtropici durante uno SSW influenzano anche la parte superiore della troposfera tropicale (Albers et al., 2016) e rappresentano un percorso alternativo subtropicale dalla stratosfera alla troposfera tropicale (Haynes et al., 2021).Le ripercussioni dell’influenza della stratosfera sulla troposfera tropicale includono un incremento dell’attività convettiva e delle precipitazioni sul Pacifico occidentale tropicale e una riduzione sul Pacifico centrale ed orientale equatoriale quando la QBO è in fase occidentale nella stratosfera inferiore, almeno per la media annuale (Haynes et al., 2021). Durante gli SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi), la convezione equatoriale è potenziata a sud dell’Equatore e ridotta a nord, in particolare per gli eventi di vortice diviso (Bal et al., 2017), mentre i cicloni tropicali sono generalmente più intensi (Yoshida e Mizuta, 2021). L’intensità del monsone e le precipitazioni sembrano essere sensibili alla fase della QBO, con, ad esempio, il monsone invernale dell’Asia orientale più debole, in media, quando la QBO è in fase occidentale rispetto a quando è in fase orientale a 70 hPa (Ma et al., 2021). Inoltre, le anomalie di precipitazione correlate al MJO in Asia orientale sono tra il 40% e il 70% maggiori durante la fase occidentale della QBO rispetto alla fase orientale, a seconda della fase del MJO (Kim et al., 2020).

6.3 Miglioramento delle previsioni nella troposfera L’influenza significativa e i tempi di previsione prolungati della stratosfera (Sez. 5.2) sono le ragioni per cui la stratosfera è importante per le previsioni nella troposfera (Scaife et al., 2022). I modelli con stratosfere meglio definite generalmente producono simulazioni più accurate del clima di superficie (Hardiman et al., 2012; Kawatani et al., 2019) e previsioni più competenti su scale temporali da sub-stagionali a stagionali (ad esempio, vedi Fig. 18; Roff et al., 2011; Charron et al., 2012; Butler et al., 2016; Marshall et al., 2017; Domeisen et al., 2020a), con condizioni iniziali stratosferiche più precise (Jia et al., 2017) e variabilità (Tripathi et al., 2015) che migliorano ulteriormente l’accuratezza delle previsioni. Nelle regioni extratropicali, la capacità predittiva è migliorata (Sigmond et al., 2013) in seguito agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), e, in aprile, si può guadagnare abilità predittiva dalla conoscenza della struttura verticale del riscaldamento finale (Hardiman et al., 2011; Butler et al., 2019). Nei tropici, la prevedibilità dell’Oscillazione Madden-Julian (MJO) è influenzata dall’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) (Marshall et al., 2017; Lim et al., 2019b; Wang et al., 2019). Un altro motivo per cui la stratosfera è importante per le previsioni extratropicali sono i collegamenti che offre a potenziali fonti di abilità predittiva estesa al di fuori della stratosfera, come l’ENSO (Cagnazzo e Manzini, 2009; Ineson e Scaife, 2009; Butler et al., 2014), la copertura nevosa eurasiatica (Hardiman et al., 2008; Garfinkel et al., 2020a) e il ghiaccio marino artico (Kim et al., 2014; Zhang et al., 2018; Kretschmer et al., 2020). L’abilità pluriennale derivante dal ciclo solare (Gray et al., 2013; Dunstone et al., 2016) e dalle eruzioni vulcaniche (Bittner et al., 2016) coinvolge anche la stratosfera, anche se i possibili meccanismi non sono considerati qui. Una prospettiva indipendente e contemporanea su questi aspetti del ruolo della stratosfera nella previsione a lungo termine può essere invece trovata in Scaife et al. (2022).

La figura mostra l’incremento percentuale medio nel skill predittivo per le anomalie di altezza geopotenziale nel polo sud (a 60°S) in previsioni che si estendono fino a 30 giorni. L’analisi è basata su insiemi di previsioni da metà novembre per gli anni 1979-2008, con l’incremento della risoluzione verticale del modello di previsione al di sopra dei 100 hPa.

Ecco come interpretare la figura in dettaglio:

• Asse delle X: L’asse orizzontale mostra il tempo di previsione, in giorni, da quando la previsione è iniziata.
• Asse delle Y: L’asse verticale mostra l’altitudine espressa in termini di pressione atmosferica (hPa). I livelli più bassi (100 hPa) sono più vicini alla superficie della Terra, mentre i livelli più alti (10 hPa) sono più vicini alla parte inferiore della stratosfera.
• Contorni e colori: Ogni linea di contorno e l’area colorata corrispondente rappresentano l’incremento percentuale nello skill predittivo. Per esempio, la linea di contorno più esterna indica un miglioramento dello 0% (nessun miglioramento), mentre le linee più interne rappresentano miglioramenti maggiori.
• Aree gialle: Le aree gialle e ombreggiate con contorni di colore indicano dove c’è stato il maggior miglioramento nella previsione delle anomalie di altezza geopotenziale. In particolare, il miglioramento massimo si trova intorno a 20-30 giorni nel tempo di previsione a un livello di pressione di circa 30-50 hPa, che è nella stratosfera inferiore.
• Miglioramento del 5% nella troposfera: Il testo aggiuntivo specifica che ci sono stati miglioramenti di circa il 5% nella previsione delle altezze geopotenziali nella troposfera, 3-4 settimane dopo l’inizio delle previsioni.
• Scala di ombreggiatura non lineare: Si noti che la scala di ombreggiatura per il miglioramento percentuale non è lineare, come indicato dal testo. Questo significa che le differenze di colore tra le zone non rappresentano incrementi uniformi; alcuni intervalli di colore potrebbero rappresentare cambiamenti percentuali più grandi o più piccoli di altri.

In conclusione, il grafico illustra che, con un aumento della risoluzione verticale nel modello di previsione atmosferica, il miglioramento delle previsioni è più pronunciato a certe altitudini e tempi specifici, con un’enfasi particolare sull’aumento della precisione delle previsioni nella stratosfera dopo diverse settimane dall’inizio delle previsioni.

7 Questioni in sospeso

Sebbene la variabilità dinamica osservata nella stratosfera sia ragionevolmente ben compresa nella teoria dell’interazione tra onde e flusso medio, le osservazioni stesse continuano a sorprendere i ricercatori, proprio come le scoperte originali degli SSW e della QBO avevano sorpreso i meteorologi dell’epoca. Nel 2002, è stato registrato per la prima volta un SSW nell’Emisfero Australe (Baldwin et al., 2021), e nel 2016, e nuovamente nel 2019, i cicli quasi regolari di venti orientali e occidentali della QBO, osservati ininterrottamente dalla sua scoperta, sono stati interrotti (Newman et al., 2016; Osprey et al., 2016; Anstey et al., 2021). Queste interruzioni hanno portato a una riconsiderazione del grado in cui la stratosfera extratropicale potrebbe influenzare i tropici (Sez. 4.2), nonostante la robustezza del modello canonico sottostante. D’altra parte, le interruzioni, così come l’occorrenza dello SSW nell’Emisfero Australe, suggeriscono che il record osservativo potrebbe non essere sufficientemente lungo (ad esempio, solo 27 cicli della QBO prima del 2016) per quantificare correttamente l’intera gamma di variabilità dinamica nella stratosfera. Di conseguenza, non è possibile determinare con sicurezza se tali eventi rari o estremi siano parte della variabilità dinamica naturale o un segno dell’impatto delle attività umane sulla stratosfera (Wang et al., 2020b; Anstey et al., 2021; Jucker et al., 2021). La variabilità interna pluriennale del vortice polare osservata nei modelli climatici (Butchart et al., 2000) è un’altra questione aperta che può essere pienamente affrontata solo con ulteriori anni di osservazioni. Modelli semplificati hanno dimostrato che ci sono meccanismi dinamici interni potenziali che possono guidare la variabilità a bassa frequenza del vortice polare, anche in assenza di altre forzature esterne (Hatfield e Scott, 2019).

Inoltre, vi sono indizi circostanziali di variabilità a bassa frequenza osservati nelle variazioni decennali nella frequenza di eventi di SSW dedotti dalle osservazioni superficiali (Domeisen, 2019). Rimane una questione aperta stabilire se tali indizi siano un segnale di variabilità interna della stratosfera (Butchart et al., 2000) o siano dovuti a variazioni nel collegamento tra stratosfera e troposfera su scale temporali interdecadali (Manzini et al., 2012; Woo et al., 2015; Omrani et al., 2016).

Attualmente, la nostra comprensione della variabilità stratosferica e del suo impatto verso il basso non è sufficientemente approfondita per determinare con certezza quali aspetti ed eventi avranno un impatto significativo sulla superficie (Baldwin et al., 2021; Haynes et al., 2021). Analogamente, il collegamento tra la stratosfera tropicale ed extratropicale non è completamente compreso (Anstey e Shepherd, 2014). I modelli attuali incontrano difficoltà nel rappresentare queste teleconnessioni (Elsbury et al., 2021; Anstey et al., 2022c) e le teleconnessioni con la troposfera. Una comprensione più profonda dei meccanismi sarà quindi utile per identificare quali aspetti dei modelli richiedono ulteriori sviluppi per poter prevedere con maggiore precisione quegli eventi e situazioni estreme in superficie che sono correlati alla variabilità stratosferica.

Un’altra questione irrisolta è come la variabilità stratosferica reagirà ai cambiamenti climatici e quali saranno i feedback sul clima troposferico. Nelle zone extratropicali, attualmente esiste una grande incertezza sulla risposta prevista a causa dell’equilibrio quasi perfetto tra gli effetti contrapposti del raffreddamento radiativo dovuto all’aumento di CO2 e il riscaldamento adiabatico causato da una circolazione di Brewer-Dobson più veloce (Ayarzagüena et al., 2020).

D’altra parte, nei tropici, sembra solida la proiezione di un indebolimento della QBO (Kawatani e Hamilton, 2013; Butchart et al., 2020; Richter et al., 2022), anche se persiste una grande incertezza sulla risposta del periodo della QBO (Richter et al., 2022). Le incertezze nella risposta della QBO sono attribuite alle carenze nella rappresentazione (parametrizzazione) delle onde di gravità di piccola scala nei modelli, dovute alla mancanza di vincoli osservazionali (Richter et al., 2022). È stato anche suggerito che la rappresentazione rudimentale delle onde di gravità di piccola scala nei modelli contribuisca alle incertezze nella risposta extratropicale (Kidston et al., 2015). Ridurre queste incertezze è importante, poiché attraverso l’influenza verso il basso della stratosfera, possono contribuire significativamente alle incertezze nelle previsioni per il clima regionale (Kidston et al., 2015; Simpson et al., 2018) e gli eventi estremi (Domeisen e Butler, 2020).

Infine, da oltre 50 anni è riconosciuto che la stratosfera è estremamente vulnerabile agli effetti delle attività umane (Tuck, 2021), con particolare preoccupazione per il benessere dello strato di ozono. Il Protocollo di Montreal è stato adottato per proteggere lo strato di ozono, ma una serie di attività umane, come quelle che causano incendi boschivi (Stocker et al., 2021), proposte speculative di geoingegneria per mitigare il cambiamento climatico (Tilmes et al., 2018; Smith et al., 2022), il turismo spaziale e i voli di piacere ad alta quota con aerei a razzo fortemente inquinanti (Larson et al., 2017; Ryan et al., 2022), sono tutti fattori che probabilmente influenzeranno la variabilità nella stratosfera e, quindi, il clima e il meteo superficiale. Potenzialmente, ciò potrebbe aumentare il rischio di eventi estremi disastrosi, e quindi sussiste la necessità di continuare la ricerca e il monitoraggio della stratosfera e di nuovi accordi internazionali per regolamentare le attività umane che influenzano la variabilità stratosferica e che hanno poco o nessun beneficio sociale.

https://wcd.copernicus.org/articles/3/1237/2022/wcd-3-1237-2022.pdf