Circolazione di Brewer-Dobson: dinamica della stratosfera, cambiamento climatico e impatti su ozono e clima

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2013RG000448

La circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno dei principali sistemi di trasporto della stratosfera terrestre e costituisce un elemento fondamentale per comprendere non soltanto la dinamica dell’alta atmosfera, ma anche la distribuzione globale dell’ozono, del vapore acqueo e di numerosi altri costituenti chimici capaci di influenzare il bilancio radiativo del pianeta. Nella sua review pubblicata nel 2014 su Reviews of Geophysics, Neal Butchart ha sintetizzato decenni di progressi teorici, osservativi e modellistici riguardanti questa circolazione, evidenziando al tempo stesso come molti suoi aspetti fondamentali rimangano ancora oggi difficili da quantificare direttamente. Il quadro generale è quello di una circolazione meridionale stratosferica nella quale l’aria proveniente dalla troposfera entra prevalentemente nella stratosfera attraverso le regioni tropicali, risale lentamente, viene trasportata verso le medie e alte latitudini e infine ridiscende verso la troposfera nelle regioni extratropicali. È tuttavia importante sottolineare che questa rappresentazione, pur essendo estremamente utile dal punto di vista concettuale, costituisce una semplificazione di una struttura dinamica tridimensionale molto più complessa, nella quale trasporto medio, mescolamento, onde atmosferiche e variabilità interannuale interagiscono continuamente.

Le origini del concetto risalgono ai lavori pionieristici di Alan Brewer e Gordon Dobson. Brewer, nel 1949, cercò di spiegare la sorprendente aridità della stratosfera osservando che l’aria doveva essere entrata in questa regione dell’atmosfera attraverso la fredda tropopausa tropicale. Il passaggio attraverso temperature estremamente basse provoca infatti la condensazione e la rimozione di gran parte del vapore acqueo, generando quella che viene spesso definita una “trappola fredda” tropicale. Pochi anni più tardi, Dobson utilizzò la distribuzione dell’ozono per dedurre l’esistenza di un trasporto dall’area tropicale di produzione fotochimica verso le latitudini medio-alte. La combinazione di queste intuizioni portò progressivamente alla concezione moderna della Brewer-Dobson circulation, nella quale la distribuzione osservata dei traccianti atmosferici diventa una vera e propria impronta della circolazione stratosferica. Ancora oggi ozono, vapore acqueo e altre specie a lunga vita costituiscono alcuni degli strumenti più importanti per ricostruire indirettamente velocità e percorsi del trasporto stratosferico.

Dal punto di vista dinamico, la circolazione di Brewer-Dobson non deve essere interpretata come una semplice cella convettiva analoga alla circolazione di Hadley della troposfera. Il suo mantenimento dipende in misura fondamentale dall’interazione tra il flusso atmosferico medio e le onde che si propagano dalla troposfera verso la stratosfera. Le onde planetarie di Rossby, le perturbazioni di scala sinottica e le onde di gravità possono propagarsi verticalmente e depositare quantità di moto quando vengono dissipate oppure quando si infrangono nella stratosfera. Questo trasferimento di quantità di moto modifica il vento zonale medio e induce una circolazione meridionale residua caratterizzata dalla risalita dell’aria nelle regioni tropicali e dalla discesa nelle regioni extratropicali. In questo senso la Brewer-Dobson circulation può essere descritta come una circolazione essenzialmente wave-driven, cioè forzata dalle onde atmosferiche. Butchart sottolinea che il trascinamento prodotto dalle onde di Rossby e dalle onde di gravità rappresenta uno dei meccanismi fondamentali attraverso i quali viene mantenuto il trasporto di massa stratosferico.

Un passaggio fondamentale nello sviluppo della teoria moderna fu fornito da Haynes, Marks, McIntyre, Shepherd e Shine nel 1991 attraverso il cosiddetto principio del downward control. Questo concetto mostrò come la circolazione meridionale a un determinato livello della stratosfera possa essere collegata alla distribuzione delle forzanti zonali prodotte dalle onde al di sopra di quel livello. In termini fisici, la dissipazione delle onde modifica il bilancio della quantità di moto dell’atmosfera e costringe la massa d’aria a muoversi attraverso superfici di momento angolare, producendo così la circolazione residua. Il principio del downward control ha avuto un ruolo centrale nello sviluppo della moderna interpretazione della Brewer-Dobson circulation, perché ha consentito di collegare direttamente le caratteristiche del trasporto meridionale alle sorgenti di wave drag presenti nella stratosfera e nella mesosfera.

La struttura della circolazione non è inoltre uniforme con la quota. Le osservazioni e i modelli hanno progressivamente evidenziato l’esistenza di differenti percorsi di trasporto, comunemente distinti in rami relativamente superficiali e in un ramo più profondo. Il ramo profondo si sviluppa soprattutto nell’emisfero invernale e raggiunge la media e alta stratosfera prima di dirigersi verso le regioni polari, mentre rami più superficiali e relativamente rapidi collegano i tropici con le regioni subtropicali e delle medie latitudini della bassa stratosfera. Questa distinzione è particolarmente importante quando si cerca di quantificare la forza della Brewer-Dobson circulation attraverso il flusso di massa ascendente tropicale misurato su una determinata superficie di pressione. Butchart osserva, per esempio, che il livello di 70 hPa viene frequentemente utilizzato come indicatore della forza globale della circolazione, ma rappresenta soprattutto il comportamento del ramo profondo, poiché una parte considerevole della circolazione superficiale si sviluppa al di sotto di tale livello.

Una delle caratteristiche più evidenti della Brewer-Dobson circulation è la sua marcata stagionalità. La risalita tropicale tende a essere più intensa durante l’inverno boreale, quando la propagazione e la dissipazione delle onde planetarie extratropicali sono particolarmente efficaci. L’emisfero settentrionale presenta infatti una maggiore attività delle onde planetarie rispetto all’emisfero meridionale, soprattutto a causa della distribuzione dei continenti, dell’orografia e dei contrasti termici longitudinali. Questa asimmetria contribuisce a rendere la circolazione stratosferica dell’emisfero nord più variabile e dinamicamente perturbata. Lo studio osservativo di Brehon e colleghi pubblicato nel 2026 conferma che la risalita tropicale presenta un chiaro ciclo stagionale e che il massimo si verifica durante l’inverno dell’emisfero settentrionale, coerentemente con una maggiore attività delle onde extratropicali in quella stagione.

La circolazione di Brewer-Dobson costituisce inoltre uno dei principali meccanismi attraverso i quali la dinamica atmosferica controlla la distribuzione dell’ozono. L’ozono viene prodotto principalmente nella stratosfera tropicale attraverso processi fotochimici legati all’assorbimento della radiazione ultravioletta da parte dell’ossigeno molecolare, ma le concentrazioni maggiori della colonna totale di ozono si osservano generalmente alle medie e alte latitudini. Questa apparente contraddizione viene spiegata proprio dal trasporto associato alla Brewer-Dobson circulation: l’aria ricca di ozono viene trasferita dai tropici verso le regioni extratropicali e successivamente trasportata verso quote inferiori attraverso la subsidenza stratosferica. Le variazioni della forza della circolazione possono pertanto produrre modificazioni significative nella distribuzione latitudinale e verticale dell’ozono anche in assenza di cambiamenti della produzione fotochimica locale. Gli studi moderni confermano che la Brewer-Dobson circulation contribuisce sia alla variabilità stagionale sia alle variazioni decadali dell’ozono stratosferico.

Un ruolo altrettanto importante riguarda il vapore acqueo stratosferico. La quantità di acqua che riesce a penetrare nella stratosfera è fortemente influenzata dalla temperatura della tropopausa tropicale: un raffreddamento determina una maggiore condensazione del vapore e quindi un ingresso di aria più secca, mentre temperature relativamente più elevate permettono a una quantità maggiore di acqua di attraversare la tropopausa. Una volta entrato nella stratosfera, il segnale stagionale del vapore acqueo viene trasportato lentamente verso l’alto dalla circolazione tropicale, generando il celebre fenomeno del tropical tape recorder. Le anomalie di umidità osservate a quote progressivamente maggiori conservano infatti una memoria delle condizioni presenti nella regione della tropopausa alcuni mesi prima. Lo spostamento verticale di questo segnale può essere utilizzato per stimare indirettamente la velocità della risalita tropicale e rappresenta pertanto uno degli strumenti osservativi più importanti per studiare la Brewer-Dobson circulation.

Proprio questa enorme difficoltà nell’osservare direttamente il moto verticale costituisce uno dei problemi centrali evidenziati da Butchart. La velocità media della risalita stratosferica è estremamente piccola rispetto alle normali velocità verticali troposferiche e non può essere facilmente misurata attraverso gli strumenti meteorologici convenzionali. Di conseguenza, gran parte della conoscenza della Brewer-Dobson circulation deriva dall’analisi dei traccianti, dalle rianalisi atmosferiche e dalle simulazioni numeriche. Un importante aggiornamento è stato fornito nel 2026 da Brehon e collaboratori, che hanno ricostruito il trasporto verticale tropicale utilizzando osservazioni satellitari del vapore acqueo provenienti da MLS e dal dataset SWOOSH. Gli autori hanno ottenuto valori della velocità effettiva di risalita compresi approssimativamente tra 0,21 e 0,33 millimetri al secondo tra 73 e 28 hPa, trovando un buon accordo con le rianalisi ERA5, JRA-3Q e MERRA-2. Lo studio mostra tuttavia che esistono ancora differenze significative nella struttura della risalita rappresentata dalle diverse rianalisi, confermando quanto sia difficile determinare con precisione la climatologia e soprattutto le tendenze a lungo termine della circolazione.

La Brewer-Dobson circulation presenta inoltre una notevole variabilità interannuale. La Quasi-Biennial Oscillation, o QBO, è uno dei principali modulatori della dinamica della stratosfera tropicale, mentre ENSO può influenzare la propagazione delle onde dalla troposfera e quindi modificare indirettamente la circolazione stratosferica. Le analisi più recenti indicano che nella media stratosfera la QBO può spiegare una parte molto rilevante della variabilità interannuale della risalita tropicale, mentre nella bassa stratosfera QBO ed ENSO assumono un’importanza comparabile. In particolare, alcune simulazioni e osservazioni suggeriscono che la fase calda di ENSO possa essere associata a una maggiore risalita tropicale, sebbene la risposta dipenda dalla stagione e dallo stato della circolazione atmosferica. L’interazione tra ENSO, QBO e ciclo stagionale mostra quindi come la Brewer-Dobson circulation rappresenti un punto di collegamento tra variabilità troposferica tropicale e dinamica della stratosfera globale.

Una delle questioni che negli ultimi decenni ha attirato maggiore attenzione riguarda la possibile risposta della Brewer-Dobson circulation al riscaldamento climatico antropogenico. La review di Butchart evidenziava come uno dei risultati più robusti ottenuti dalle simulazioni dei modelli chimico-climatici fosse un rafforzamento del flusso di massa ascendente nella bassa stratosfera tropicale. A seconda dello scenario di concentrazione dei gas serra considerato, i modelli esaminati convergevano verso un aumento di circa 2,0–3,2% per decennio. Questo valore è diventato uno dei risultati più frequentemente citati nella letteratura sulla futura evoluzione della stratosfera. È tuttavia essenziale interpretarlo correttamente: non significa che ogni componente della Brewer-Dobson circulation aumenti uniformemente del 2–3% per decennio, ma descrive soprattutto la tendenza del flusso di massa tropicale attraverso determinati livelli della bassa stratosfera utilizzati come indicatori della forza della circolazione.

Le simulazioni multimodello di Butchart e collaboratori pubblicate nel 2010 avevano già mostrato una risposta sistematica della stratosfera all’aumento dei gas serra, comprendente un raffreddamento radiativo della stratosfera e modificazioni della circolazione residua. Garcia e Randel nel 2008 avevano inoltre dimostrato attraverso simulazioni climatiche come l’aumento delle concentrazioni dei gas serra potesse determinare un’accelerazione della Brewer-Dobson circulation. Il meccanismo non dipende semplicemente dal riscaldamento della troposfera, ma dalle conseguenti modificazioni della struttura dei venti, dei jet subtropicali, della propagazione verticale delle onde e delle regioni nelle quali queste onde vengono assorbite o dissipate.

Un’importante interpretazione dinamica è stata proposta da Shepherd e McLandress nel 2011. Gli autori hanno evidenziato il ruolo del cambiamento delle regioni critiche nelle quali le onde di Rossby vengono dissipate. Con il cambiamento climatico, le modificazioni della circolazione zonale possono consentire alle onde di propagarsi più profondamente verso i subtropici prima di infrangersi. Lo spostamento della regione di deposizione della quantità di moto può quindi produrre una maggiore forzante della circolazione residua e favorire una più intensa risalita tropicale. Parallelamente, anche le onde di gravità possono contribuire al cambiamento: Butchart mostra come lo spostamento verso l’alto e l’intensificazione dei jet possano modificare la quota alla quale le onde di gravità orografiche depositano quantità di moto, incrementando in alcuni modelli la forzante sopra la bassa stratosfera. Rimane però una considerevole dipendenza dal modello nella quantificazione dei contributi relativi delle diverse classi di onde.

L’idea di una semplice “accelerazione” della Brewer-Dobson circulation è stata successivamente sottoposta a un esame più critico. Oberländer-Hayn e collaboratori nel 2016 hanno mostrato che una parte sostanziale della tendenza diagnosticata attraverso superfici di pressione fisse può essere collegata allo spostamento verticale dell’intera circolazione atmosferica prodotto dal cambiamento climatico. Con l’aumento dei gas serra la tropopausa tende infatti a salire e alcune strutture della circolazione si spostano verso quote superiori. Nel loro studio, il flusso tropicale attraverso 100 hPa aumentava di circa l’1–2% per decennio, mentre il flusso realmente entrante nell’atmosfera al di sopra della tropopausa non mostrava lo stesso comportamento. Questo risultato non elimina le evidenze di modificazioni della Brewer-Dobson circulation, ma dimostra che la scelta della coordinata verticale e del livello utilizzato per misurarne la forza può influenzare profondamente l’interpretazione del trend.

Anche la composizione chimica della stratosfera può influenzare la circolazione. Uno studio multimodello ha mostrato, per esempio, che le sostanze responsabili della distruzione dell’ozono hanno contribuito in modo sostanziale alle tendenze simulate della Brewer-Dobson circulation nel periodo tardo-novecentesco, arrivando a spiegare più della metà del trend modellistico tra il 1980 e il 2000. Ciò evidenzia l’esistenza di una complessa interazione tra composizione chimica e dinamica: la circolazione modifica la distribuzione di ozono e altri traccianti, ma le variazioni di questi costituenti modificano a loro volta il riscaldamento radiativo della stratosfera, la struttura termica e quindi la propagazione delle onde che forzano la circolazione stessa.

Le conseguenze climatiche di un cambiamento della Brewer-Dobson circulation possono essere numerose. Una maggiore risalita tropicale tende a raffreddare dinamicamente la stratosfera tropicale attraverso espansione adiabatica, mentre una maggiore subsidenza extratropicale produce riscaldamento adiabatico. Parallelamente vengono modificati i tempi di trasporto dei traccianti, la distribuzione dell’ozono e il cosiddetto age of air, cioè l’età media dell’aria stratosferica rispetto al momento del suo ingresso dalla troposfera. Una circolazione più rapida tende in generale a rendere più giovane l’aria stratosferica lungo molti dei principali percorsi di trasporto, ma il rapporto tra età dell’aria e intensità della circolazione non è semplice, perché dipende anche dal mescolamento tra tropici ed extratropici. Proprio le differenze tra cambiamenti del trasporto medio e modificazioni del mixing rappresentano una delle ragioni per cui le osservazioni non hanno sempre fornito una conferma univoca dei trend previsti dai modelli.

Le conseguenze riguardano anche l’evoluzione futura dell’ozono stratosferico. Una Brewer-Dobson circulation più intensa potrebbe trasportare più rapidamente ozono dalle regioni tropicali verso le medie e alte latitudini, modificando la distribuzione della colonna totale di ozono e interagendo con il recupero chimico conseguente alla diminuzione delle sostanze lesive dell’ozono regolamentate dal Protocollo di Montreal. Allo stesso tempo, cambiamenti del trasporto stratosfera-troposfera possono modificare la quantità di ozono che raggiunge la troposfera, con possibili conseguenze sul bilancio radiativo e sulla chimica troposferica. Pertanto l’evoluzione futura dell’ozono non può essere interpretata soltanto attraverso la progressiva diminuzione di cloro e bromo stratosferici: deve essere considerata anche la trasformazione dinamica dell’atmosfera prodotta dall’aumento dei gas serra.

La review di Butchart rimane quindi un riferimento fondamentale perché mostra come la Brewer-Dobson circulation costituisca contemporaneamente un problema di dinamica atmosferica, chimica stratosferica e cambiamento climatico. Il risultato modellistico di un aumento dell’ordine del 2,0–3,2% per decennio rappresentava già nel 2014 una delle proiezioni più robuste ottenute dai chemistry-climate models, ma lo stesso Butchart sottolineava che i meccanismi responsabili del trend non erano ancora completamente compresi e che la suddivisione del contributo tra onde planetarie, onde sinottiche e onde di gravità risultava fortemente dipendente dal modello.

La letteratura successiva ha sostanzialmente rafforzato questa visione, ma l’ha resa anche più articolata. Oggi è evidente che parlare di una semplice accelerazione globale della Brewer-Dobson circulation può nascondere importanti differenze tra ramo superficiale e profondo, tra emisfero settentrionale e meridionale, tra differenti quote e tra trasporto medio e mescolamento. Inoltre, lo spostamento verticale della tropopausa e della circolazione atmosferica deve essere separato, per quanto possibile, da un effettivo aumento del trasporto di massa. Le osservazioni rimangono essenziali per verificare queste proiezioni e i progressi ottenuti attraverso i satelliti, i dataset omogeneizzati dei traccianti e le nuove generazioni di rianalisi stanno progressivamente migliorando la capacità di misurare una circolazione che per sua natura possiede velocità verticali estremamente piccole. Il lavoro di Brehon e collaboratori del 2026, basato sul segnale del tropical tape recorder, rappresenta un esempio significativo di questa evoluzione, mostrando come osservazioni indipendenti del vapore acqueo possano fornire stime della risalita tropicale coerenti con quelle ottenute dalle moderne rianalisi e permettere contemporaneamente di riconoscere l’impronta della QBO, dell’ENSO e della variabilità interannuale.

La circolazione di Brewer-Dobson deve quindi essere considerata uno dei grandi sistemi di collegamento del clima terrestre. Attraverso di essa, perturbazioni generate nella troposfera possono propagarsi nella stratosfera sotto forma di onde, depositare quantità di moto e modificare la circolazione globale; a sua volta, la circolazione stratosferica redistribuisce ozono, vapore acqueo e altri costituenti radiativamente attivi, influenzando la struttura termica della stratosfera e potenzialmente anche la troposfera sottostante. Comprendere come questo sistema evolverà nel corso del XXI secolo è pertanto indispensabile per interpretare correttamente il futuro dell’ozono, della composizione stratosferica e dell’accoppiamento dinamico tra troposfera e stratosfera. L’eredità scientifica dei lavori di Brewer e Dobson ha così assunto una dimensione molto più ampia di quella originariamente immaginata: da una spiegazione della distribuzione dell’ozono e dell’estrema aridità della stratosfera è nato uno dei concetti centrali della moderna dinamica atmosferica, oggi indispensabile per comprendere in che modo il cambiamento climatico antropogenico possa modificare non soltanto la temperatura dell’atmosfera, ma anche la sua circolazione globale e i tempi con cui massa e costituenti chimici vengono trasferiti attraverso la stratosfera.

1. Introduzione

La circolazione di Brewer-Dobson costituisce uno dei processi dinamici fondamentali della stratosfera terrestre e rappresenta il principale sistema attraverso il quale le masse d’aria, insieme ai costituenti chimici in esse contenuti, vengono trasferite dalle regioni tropicali verso le medie e alte latitudini. Sebbene nella sua rappresentazione più semplice venga descritta come una circolazione caratterizzata dalla risalita dell’aria nella stratosfera tropicale, dal successivo trasporto verso i poli e dalla discesa nelle regioni extratropicali, la sua struttura reale è considerevolmente più complessa. Essa emerge dall’interazione tra circolazione media, propagazione e dissipazione delle onde atmosferiche, mescolamento irreversibile dei traccianti e processi radiativi e chimici. La review di Neal Butchart del 2014 rappresenta uno dei tentativi più completi di riunire in un quadro unitario gli sviluppi storici, teorici, osservativi e modellistici che hanno portato alla moderna interpretazione della Brewer-Dobson circulation, con particolare attenzione alla sua possibile risposta all’aumento antropogenico delle concentrazioni dei gas serra. Uno dei risultati centrali evidenziati da Butchart è infatti la notevole coerenza con cui i modelli climatici e chimico-climatici simulano modificazioni della circolazione stratosferica in un clima più caldo, pur in presenza di considerevoli difficoltà nel verificare direttamente tali cambiamenti attraverso le osservazioni.

Le radici scientifiche di questo concetto risalgono alla prima metà del XX secolo, quando le osservazioni della distribuzione globale dell’ozono e del vapore acqueo misero in evidenza caratteristiche difficilmente conciliabili con l’idea di una stratosfera quasi immobile. Le osservazioni di Dobson e collaboratori mostrarono che le maggiori quantità di ozono colonnare non si trovavano nelle regioni tropicali, dove la produzione fotochimica dell’ozono stratosferico è particolarmente efficiente grazie all’intensa radiazione ultravioletta, bensì alle medie e alte latitudini. Tale distribuzione suggeriva inevitabilmente l’esistenza di un trasporto atmosferico capace di trasferire ozono dalle regioni di produzione tropicali verso quelle extratropicali. Brewer, nel 1949, giunse a una conclusione complementare attraverso lo studio del vapore acqueo. L’estrema aridità della stratosfera indicava che l’aria doveva attraversare una regione molto fredda prima di entrarvi, consentendo la condensazione e la rimozione della maggior parte del proprio contenuto di acqua. La fredda tropopausa tropicale forniva precisamente un simile meccanismo di disidratazione e suggeriva quindi che una parte importante dell’aria stratosferica provenisse dalle regioni tropicali.

Da queste due linee indipendenti di evidenza nacque gradualmente il modello concettuale nel quale aria troposferica relativamente povera di vapore acqueo penetra nella stratosfera tropicale, risale lentamente, viene trasportata verso latitudini più elevate e infine ridiscende nella stratosfera extratropicale. La denominazione della circolazione riflette proprio il contributo complementare di Brewer e Dobson. Secondo la ricostruzione storica discussa da Butchart, il termine “Brewer-Dobson circulation” comparve nella letteratura scientifica peer-reviewed all’inizio degli anni Sessanta, dopo che erano già state utilizzate formulazioni equivalenti come “Dobson-Brewer circulation”. Ciò che originariamente rappresentava soprattutto un modello fisico dedotto dalla distribuzione di alcuni traccianti atmosferici si trasformò progressivamente in un concetto dinamico generale utilizzato per descrivere il trasporto medio di massa attraverso la stratosfera.

Questa evoluzione concettuale fu possibile soprattutto grazie ai progressi compiuti negli anni Settanta nella teoria della dinamica atmosferica. I lavori di Andrews e McIntyre e, indipendentemente, di Boyd mostrarono che la circolazione stratosferica non può essere compresa considerando esclusivamente il moto medio zonale, perché le onde atmosferiche interagiscono con il flusso medio e producono un trasporto netto di quantità di moto e di proprietà atmosferiche. L’introduzione del quadro teorico noto come transformed Eulerian mean consentì di separare più chiaramente gli effetti della circolazione meridionale residua da quelli del trasporto ondulatorio e fornì una base dinamica molto più solida all’interpretazione originariamente proposta da Brewer e Dobson. La moderna Brewer-Dobson circulation è pertanto intesa principalmente come una circolazione residua forzata dalle onde, e non come una semplice cella termicamente diretta paragonabile alla circolazione di Hadley troposferica.

Questo elemento è cruciale. Nella stratosfera, infatti, la circolazione meridionale non viene determinata semplicemente dalle differenze di riscaldamento radiativo tra tropici e poli. La propagazione verticale delle onde generate nella troposfera esercita una profonda influenza sulla quantità di moto della stratosfera. Le onde planetarie di Rossby generate dall’orografia e dai contrasti longitudinali della troposfera, le onde transitorie di scala planetaria e sinottica e le onde di gravità possono propagarsi verso l’alto fino a raggiungere regioni nelle quali vengono dissipate, assorbite o infrante. La deposizione della loro quantità di moto modifica il vento zonale medio e determina una risposta della circolazione meridionale. Ne consegue un moto ascendente nelle regioni tropicali accompagnato da trasporto poleward e subsidenza extratropicale. Questo paradigma della circolazione “wave-driven”, formalizzato progressivamente attraverso gli studi della dinamica stratosferica e sintetizzato da Holton e collaboratori nel concetto del extratropical pump, rimane uno dei pilastri fondamentali dell’attuale comprensione della Brewer-Dobson circulation.

La denominazione stessa deve tuttavia essere interpretata con una certa cautela. Oggi il termine Brewer-Dobson circulation viene spesso impiegato in senso molto ampio per indicare il trasporto medio complessivo della stratosfera. Al suo interno possono essere distinti percorsi differenti sia per profondità sia per tempi di trasporto. Un ramo relativamente superficiale collega la bassa stratosfera tropicale alle regioni subtropicali ed extratropicali, mentre un ramo più profondo può trasportare l’aria attraverso la media e alta stratosfera prima della discesa alle alte latitudini, particolarmente nell’emisfero invernale. Questi percorsi non devono essere immaginati come tubi di flusso perfettamente separati: la circolazione media interagisce continuamente con processi di mescolamento, scambio quasi orizzontale attraverso i margini tropicali e trasporto associato alla variabilità delle onde. Per questa ragione, la descrizione della Brewer-Dobson circulation attraverso un’unica grande cella meridionale costituisce soltanto un’approssimazione della complessa organizzazione tridimensionale del trasporto stratosferico.

L’interesse scientifico verso questa circolazione aumentò notevolmente tra la fine del XX e l’inizio del XXI secolo grazie al miglioramento dei modelli di circolazione generale capaci di rappresentare esplicitamente una parte molto più estesa della stratosfera e, successivamente, allo sviluppo dei chemistry-climate models. Questi ultimi permisero di simulare contemporaneamente dinamica, radiazione e composizione chimica atmosferica e quindi di studiare le interazioni tra variazioni della circolazione, ozono stratosferico, sostanze responsabili della sua distruzione, vapore acqueo e gas serra. Lo sviluppo di modelli con una stratosfera meglio risolta modificò profondamente il modo di studiare il sistema climatico, perché rese evidente che la stratosfera non costituisce semplicemente uno strato passivo sovrapposto alla troposfera, ma una componente dinamicamente accoppiata con il clima sottostante.

Parallelamente, osservazioni satellitari sempre più lunghe e dettagliate e il miglioramento delle rianalisi meteorologiche hanno consentito di analizzare con maggiore precisione la variabilità stratosferica. Rimane tuttavia una differenza fondamentale tra modelli e osservazioni. Nei modelli, le componenti della circolazione residua e il flusso ascendente tropicale possono essere calcolati direttamente dalle variabili dinamiche simulate. Nell’atmosfera reale, al contrario, i movimenti verticali medi della Brewer-Dobson circulation sono estremamente piccoli rispetto alle normali velocità verticali troposferiche e non possono essere misurati direttamente con sufficiente accuratezza su scale climatiche. È quindi necessario inferire il trasporto attraverso quantità indirette come la distribuzione di traccianti a lunga vita, il vapore acqueo, l’ozono e la cosiddetta età dell’aria stratosferica. Proprio questa differenza metodologica rappresenta una delle ragioni principali per cui il segnale climatico della Brewer-Dobson circulation risulta molto più evidente nelle simulazioni che nelle osservazioni.

L’“età dell’aria” costituisce uno strumento particolarmente importante. Essa descrive, in termini statistici, il tempo trascorso da quando una massa d’aria ha lasciato la troposfera per entrare nella stratosfera. Una diminuzione dell’età media può essere coerente con un trasporto più rapido, mentre un aumento può suggerire un rallentamento o modificazioni dei percorsi e del mescolamento. L’interpretazione non è tuttavia univoca, perché l’età dell’aria risente sia della circolazione media sia del mixing stratosferico. Studi osservativi precedenti alla review di Butchart non mostravano una tendenza globale sufficientemente chiara da confermare l’accelerazione prevista dai modelli. Questa apparente discrepanza tra simulazioni e osservazioni ha costituito uno dei problemi più importanti della ricerca sulla Brewer-Dobson circulation durante gli ultimi due decenni.

Progressi recenti mostrano però come il quadro osservativo stia diventando gradualmente più articolato. Saunders e collaboratori, nel 2025, hanno ricavato un nuovo prodotto dell’età dell’aria utilizzando misure di esafluoruro di zolfo ottenute dallo strumento satellitare ACE-FTS, la cui serie continua inizia nel 2004. Analizzando diverse regioni della bassa stratosfera alle medie latitudini, gli autori non hanno trovato trend statisticamente significativi nella maggior parte delle aree considerate, ma hanno individuato diminuzioni significative dell’età dell’aria in alcune regioni di entrambi gli emisferi. Gli autori interpretano questo risultato come una prima indicazione osservativa di una possibile accelerazione del ramo superficiale della Brewer-Dobson circulation in alcune regioni, pur sottolineando che il segnale rimane spazialmente eterogeneo e che non può ancora essere descritto come una semplice accelerazione uniforme dell’intero sistema.

Altre analisi recenti rafforzano proprio questa necessità di distinguere tra regioni, quote e rami della circolazione. Uno studio del 2025 basato su osservazioni di ACE-FTS e simulazioni del modello lagrangiano CLaMS ha mostrato differenze emisferiche significative nell’evoluzione dell’età dell’aria durante il periodo 2004–2017. Gli autori hanno riscontrato un relativo invecchiamento dell’aria nell’emisfero settentrionale rispetto a quello meridionale, con differenze che possono raggiungere alcuni decimi di anno per decennio in determinate porzioni della media stratosfera. Ciò dimostra che cambiamenti del trasporto stratosferico possono presentare strutture regionali ed emisferiche complesse e che il concetto di un singolo trend globale della Brewer-Dobson circulation rischia di nascondere una parte rilevante della risposta dinamica.

Un’altra importante possibilità osservativa deriva dal cosiddetto tropical tape recorder del vapore acqueo. Poiché la concentrazione di vapore acqueo che entra nella stratosfera tropicale è fortemente controllata dalla temperatura della tropopausa, il ciclo stagionale della temperatura imprime un segnale periodico alla distribuzione verticale dell’umidità. Tale segnale viene progressivamente trasportato verso l’alto dalla circolazione tropicale, permettendo di ricavare una stima della velocità effettiva di risalita seguendo nel tempo lo spostamento verticale delle anomalie. Uno studio pubblicato nel 2026 ha utilizzato osservazioni satellitari del vapore acqueo per ricostruire il trasporto verticale tropicale e confrontarlo con le moderne rianalisi ERA5, MERRA-2 e JRA-3Q. Le stime osservazionali risultano nel complesso coerenti con quelle derivate dalle rianalisi e mostrano una forte modulazione da parte della Quasi-Biennial Oscillation e dell’ENSO. Lo studio ha inoltre identificato una riduzione della variabilità della risalita tropicale dopo circa il 2015, associata anche alle anomalie della QBO osservate negli anni successivi. Questi risultati confermano che la Brewer-Dobson circulation presenta una notevole variabilità naturale sovrapposta a qualsiasi eventuale segnale climatico di lungo periodo.

Proprio la presenza di questa forte variabilità naturale rende particolarmente difficile identificare trend antropogenici su periodi osservativi relativamente brevi. La Quasi-Biennial Oscillation modifica la struttura dei venti tropicali stratosferici e quindi la propagazione delle onde, mentre ENSO può alterare la generazione e la propagazione delle onde dalla troposfera. Anche i riscaldamenti stratosferici improvvisi, la variabilità del vortice polare, le eruzioni vulcaniche e i cambiamenti nella distribuzione dell’ozono possono perturbare temporaneamente la circolazione. Un interessante esempio viene dalle simulazioni degli effetti delle grandi eruzioni vulcaniche: il riscaldamento radiativo prodotto dagli aerosol stratosferici può intensificare temporaneamente la risalita tropicale e modificare il trasporto di massa tra troposfera e stratosfera. Studi modellistici pubblicati nel 2026 mostrano che l’impronta di tali perturbazioni può persistere nella composizione stratosferica anche dopo che l’anomalia della circolazione tropicale è diminuita.

Il tema che ha maggiormente alimentato il rinnovato interesse verso la Brewer-Dobson circulation rimane tuttavia la sua risposta al cambiamento climatico antropogenico. A partire dai risultati pionieristici di Rind e collaboratori, numerose generazioni di modelli hanno indicato che l’aumento delle concentrazioni di gas serra modifica sistematicamente la circolazione stratosferica. La review di Butchart riportava, a seconda dello scenario considerato, un aumento del flusso di massa associato alla circolazione dell’ordine di circa il 2,0–3,2% per decennio, rendendo tale risposta una delle caratteristiche più robuste delle proiezioni stratosferiche disponibili all’epoca.

Il meccanismo fisico non consiste semplicemente nel fatto che una troposfera più calda produca automaticamente un moto ascendente più intenso nella stratosfera. La connessione passa principalmente attraverso la modificazione della propagazione e della dissipazione delle onde. Shepherd e McLandress hanno proposto uno dei meccanismi dinamici più convincenti per spiegare questa risposta. Il riscaldamento troposferico indotto dai gas serra tende a modificare la struttura verticale dei jet subtropicali e a spostare verso quote maggiori le regioni critiche per la propagazione e il breaking delle onde di Rossby. Di conseguenza una maggiore quantità di attività ondulatoria può penetrare nella bassa stratosfera subtropicale prima di essere dissipata. Poiché proprio le regioni subtropicali esercitano un ruolo determinante nella forzante della risalita tropicale, la diversa distribuzione del wave drag può produrre un rafforzamento della circolazione residua. Nelle loro simulazioni, sia le onde transitorie di scala planetaria sia quelle sinottiche associate all’instabilità baroclina contribuiscono significativamente alla risposta.

L’incertezza nella suddivisione del forcing tra differenti tipi di onda rimane comunque considerevole. Le onde planetarie risolte esplicitamente dai modelli, le onde sinottiche e le onde di gravità parametrizzate possono fornire contributi differenti a seconda della configurazione del modello, della risoluzione verticale e delle parametrizzazioni utilizzate. Questo spiega perché modelli diversi possano concordare sul segno generale della risposta climatica pur differendo nella descrizione dei processi dinamici responsabili. Tale problema riveste un’importanza particolarmente elevata per le onde di gravità, le cui scale spaziali sono spesso troppo piccole per essere completamente risolte dai modelli climatici e devono pertanto essere rappresentate attraverso schemi parametrizzati. Una variazione delle parametrizzazioni può modificare la quota e la latitudine nelle quali queste onde depositano la loro quantità di moto e quindi influenzare la struttura simulata della Brewer-Dobson circulation.

La successiva letteratura ha inoltre introdotto un’importante revisione concettuale del significato stesso di “accelerazione” della Brewer-Dobson circulation. Oberländer-Hayn e collaboratori hanno osservato nel 2016 che l’aumento del flusso ascendente calcolato attraverso superfici di pressione fisse potrebbe essere dovuto in misura significativa allo spostamento verso l’alto dell’intera struttura della circolazione atmosferica. In un clima più caldo la troposfera si espande e la tropopausa tende a salire, mentre la stratosfera subisce contemporaneamente un raffreddamento radiativo. Se la Brewer-Dobson circulation si sposta verticalmente insieme alla tropopausa, una superficie fissa come 100 hPa campiona progressivamente una diversa posizione relativa all’interno della struttura della circolazione. Nel loro studio il flusso ascendente tropicale attraverso 100 hPa aumentava approssimativamente dell’1–2% per decennio, mentre il flusso calcolato relativamente alla tropopausa mostrava una risposta molto più debole e persino una lieve diminuzione in alcune simulazioni. Gli autori suggerirono pertanto che una parte importante del segnale tradizionalmente interpretato come intensificazione potrebbe essere descritta più propriamente come uno spostamento verso l’alto della circolazione.

Questa interpretazione non contraddice necessariamente i risultati precedenti. Al contrario, evidenzia quanto sia importante specificare la quantità utilizzata per descrivere la Brewer-Dobson circulation. Un aumento del flusso attraverso un determinato livello di pressione, una diminuzione dell’età dell’aria, un cambiamento della velocità di risalita tropicale e una variazione dello scambio netto di massa tra troposfera e stratosfera non sono misure perfettamente equivalenti. Esse descrivono aspetti differenti di un sistema tridimensionale nel quale avvezione media e mescolamento sono inseparabilmente collegati. L’apparente contrasto tra modelli che mostrano un robusto aumento della circolazione residua e osservazioni dell’età dell’aria che mostrano trend più deboli o regionalmente differenti può quindi derivare in parte proprio dall’utilizzo di diagnostiche diverse.

Il significato climatico di queste modificazioni è considerevole perché la Brewer-Dobson circulation controlla direttamente la distribuzione di molti costituenti radiativamente e chimicamente attivi. L’ozono costituisce probabilmente l’esempio più importante. La maggior parte dell’ozono stratosferico viene prodotta fotochimicamente alle basse latitudini, ma il trasporto meridionale trasferisce una parte considerevole di questa produzione verso le medie e alte latitudini. Modificazioni della circolazione possono pertanto alterare la distribuzione geografica dell’ozono anche indipendentemente dai cambiamenti della chimica locale. Una circolazione più rapida tende generalmente a ridurre l’ozono nella bassa stratosfera tropicale, dove il trasporto verticale porta più rapidamente aria relativamente povera di ozono verso l’alto, e può aumentarlo alle medie e alte latitudini attraverso un più efficace trasporto poleward e una maggiore subsidenza.

Questo processo ha implicazioni dirette per il recupero futuro dello strato di ozono dopo la riduzione delle sostanze contenenti cloro e bromo regolamentate dal Protocollo di Montreal. Il ritorno dell’ozono verso condizioni meno perturbate non dipende infatti esclusivamente dalla diminuzione degli alogeni stratosferici: avviene contemporaneamente a un cambiamento climatico che modifica temperatura, circolazione e trasporto. La distribuzione futura dell’ozono potrebbe pertanto non coincidere semplicemente con quella osservata prima dell’epoca della forte distruzione antropogenica. Alle medie e alte latitudini l’intensificazione del trasporto può favorire un aumento della colonna di ozono, mentre nelle regioni tropicali una risalita più intensa può controbilanciare parte del recupero fotochimico.

Anche il vapore acqueo stratosferico è intimamente collegato alla dinamica della Brewer-Dobson circulation. Le temperature della tropopausa tropicale determinano in larga misura quanto vapore acqueo riesca a entrare nella stratosfera, mentre l’intensità della risalita contribuisce a modificare termicamente la bassa stratosfera tropicale attraverso il raffreddamento adiabatico. Si crea quindi una relazione bidirezionale nella quale la circolazione influenza la composizione e la composizione, attraverso i suoi effetti radiativi, può a sua volta contribuire alla struttura termica e dinamica della stratosfera. Analisi moderne del tape recorder confermano quanto strettamente il trasporto verticale, il vapore acqueo e le principali oscillazioni dinamiche tropicali risultino interconnessi.

Le implicazioni si estendono inoltre ai tempi di permanenza delle sostanze chimiche. Una variazione della velocità con cui l’aria attraversa la stratosfera può cambiare il tempo disponibile per le trasformazioni fotochimiche e quindi influenzare la vita atmosferica di alcune sostanze responsabili della distruzione dell’ozono e di alcuni gas serra. Allo stesso modo, le modificazioni della subsidenza extratropicale e dello scambio stratosfera-troposfera possono cambiare la quantità di ozono stratosferico trasferito verso la troposfera. La Brewer-Dobson circulation rappresenta dunque un meccanismo attraverso cui il cambiamento della dinamica stratosferica può propagarsi fino alla composizione della troposfera.

L’evoluzione della ricerca dalla prima intuizione di Brewer e Dobson alla moderna modellistica climatica mostra quindi come la comprensione della circolazione stratosferica sia passata da una deduzione basata sulla distribuzione di pochi traccianti a un problema centrale della scienza del clima. La grande sfida contemporanea consiste nel collegare tre livelli di conoscenza differenti: la teoria dinamica che attribuisce alle onde il ruolo fondamentale nella forzante della circolazione, le simulazioni climatiche che prevedono cambiamenti sistematici in risposta all’aumento dei gas serra e le osservazioni indirette che devono ricostruire variazioni molto piccole del trasporto attraverso segnali chimici e isotopici complessi.

A oltre un decennio dalla review di Butchart, il quadro generale rimane sorprendentemente coerente ma è diventato più sfumato. I modelli continuano a sostenere l’idea che il cambiamento climatico antropogenico modifichi in modo sostanziale la circolazione stratosferica, mentre i progressi osservativi stanno iniziando a rivelare segnali compatibili con cambiamenti di alcuni suoi rami. Al tempo stesso, gli studi più recenti mostrano che non è sufficiente domandarsi semplicemente se la Brewer-Dobson circulation stia “accelerando”. È necessario stabilire quale ramo venga considerato, a quale quota, in quale emisfero, attraverso quale superficie verticale e con quale diagnostica. Le recenti misure dell’età dell’aria e della risalita tropicale mostrano inoltre che la variabilità dovuta alla QBO, all’ENSO e ad altri fenomeni dinamici può essere sufficientemente grande da mascherare o modulare il segnale climatico su intervalli di alcuni decenni.

La circolazione di Brewer-Dobson emerge pertanto come una componente fondamentale del sistema climatico e non semplicemente come una caratteristica della meteorologia stratosferica. Essa collega la troposfera tropicale alla stratosfera globale, redistribuisce ozono, vapore acqueo e numerosi gas in traccia, controlla parte dei tempi caratteristici della chimica atmosferica e risponde alla propagazione di onde generate molto più in basso nell’atmosfera. Le sue modificazioni future potranno avere conseguenze sul recupero dell’ozono, sulla composizione radiativa della stratosfera e sullo scambio di massa tra troposfera e stratosfera. Comprenderne l’evoluzione richiederà quindi l’integrazione di serie osservative sempre più lunghe, misure satellitari di traccianti, osservazioni in situ, rianalisi atmosferiche ad alta risoluzione e nuove generazioni di modelli chimico-climatici. In questo senso, la Brewer-Dobson circulation costituisce uno degli esempi più significativi di come un processo atmosferico inizialmente dedotto da semplici anomalie nella distribuzione dell’ozono e del vapore acqueo sia diventato essenziale per comprendere l’interazione tra dinamica stratosferica, composizione chimica e cambiamento climatico globale.

2. Storia

La storia della circolazione di Brewer-Dobson costituisce uno degli esempi più significativi di come la comprensione della dinamica atmosferica possa svilupparsi inizialmente attraverso osservazioni indirette della distribuzione di sostanze chimiche e solo successivamente acquisire una solida interpretazione teorica. Molto prima che fosse possibile rappresentare numericamente la stratosfera mediante modelli di circolazione generale o ricostruirne il trasporto attraverso osservazioni satellitari globali, l’esistenza di un movimento sistematico delle masse d’aria all’interno della stratosfera venne infatti dedotta dalla distribuzione apparentemente paradossale dell’ozono e del vapore acqueo. La ricostruzione storica proposta da Neal Butchart mostra come il moderno concetto di Brewer-Dobson circulation sia il risultato di un processo scientifico sviluppatosi durante gran parte del XX secolo, nel quale osservazioni, teoria dinamica, studi sui traccianti e modellistica hanno progressivamente trasformato una semplice ipotesi qualitativa in uno dei paradigmi fondamentali della meteorologia stratosferica.

Le prime basi concettuali possono essere ricondotte agli studi condotti da Gordon Dobson e collaboratori alla fine degli anni Venti. Le osservazioni dell’ozono atmosferico presentavano una caratteristica difficilmente conciliabile con una spiegazione esclusivamente fotochimica: se la produzione di ozono dipendeva dall’assorbimento della radiazione solare ultravioletta da parte dell’ossigeno molecolare, sarebbe stato naturale attendersi quantità particolarmente elevate nelle regioni tropicali, dove l’irraggiamento solare è maggiore. Le misure mostravano invece una distribuzione differente, con concentrazioni della colonna di ozono relativamente basse ai Tropici e valori molto più elevati alle medie e alte latitudini, specialmente nell’Artico durante la primavera. Dobson et al. [1929] compresero che una distribuzione di questo tipo richiedeva necessariamente un meccanismo di trasporto capace di separare geograficamente la regione principale di produzione fotochimica dell’ozono dalle regioni nelle quali esso tendeva ad accumularsi. Proposero pertanto l’esistenza di un lento movimento dell’aria dalle basse verso le alte latitudini nell’alta atmosfera, accompagnato da una progressiva discesa nelle regioni polari. Sebbene questo modello fosse ancora rudimentale e gli stessi autori ne riconoscessero le difficoltà dinamiche, l’intuizione conteneva già gli elementi essenziali della futura circolazione di Brewer-Dobson.

Circa vent’anni più tardi, Alan Brewer giunse a una conclusione straordinariamente simile partendo da un problema completamente differente: l’estrema aridità della stratosfera. Nel lavoro del 1949, Brewer analizzò misure del vapore acqueo nell’alta atmosfera e osservò che le masse d’aria stratosferiche risultavano molto più secche di quanto sarebbe stato prevedibile se avessero attraversato la tropopausa alle medie o alte latitudini. La spiegazione più plausibile era che l’aria entrasse nella stratosfera principalmente attraverso la regione tropicale, dove la tropopausa raggiunge temperature eccezionalmente basse. Durante questo passaggio il vapore acqueo condensa e viene in larga misura rimosso, lasciando entrare nella stratosfera aria estremamente secca. Una volta penetrata nella stratosfera, questa aria avrebbe dovuto risalire lentamente, spostarsi verso latitudini più elevate e infine ritornare verso la troposfera attraverso un moto discendente nelle regioni temperate e polari. L’intuizione di Brewer fornì dunque una seconda linea di evidenza indipendente a sostegno della circolazione già ipotizzata attraverso le osservazioni dell’ozono.

Il significato storico di questi due risultati è particolarmente profondo. Dobson aveva dedotto la necessità di un trasporto meridionale osservando una sostanza la cui principale sorgente stratosferica si trova ai Tropici ma che tende ad accumularsi alle latitudini più elevate; Brewer era arrivato a una configurazione dinamica praticamente analoga osservando invece un costituente, il vapore acqueo, la cui distribuzione indicava il percorso attraverso cui l’aria doveva essere entrata nella stratosfera. Due proprietà chimiche completamente differenti conducevano quindi allo stesso modello fisico: ingresso dell’aria nella stratosfera tropicale, lento moto ascendente, trasporto verso i poli e successiva discesa extratropicale. Fu questa convergenza osservativa a fornire la base del concetto che sarebbe stato successivamente denominato circolazione di Brewer-Dobson.

La difficoltà principale riguardava tuttavia la dinamica. Brewer stesso riconobbe un problema fondamentale: una massa d’aria che si muove dall’equatore verso latitudini superiori conservando il proprio momento angolare dovrebbe acquisire velocità zonali molto elevate. Una semplice circolazione meridionale priva di forzanti esterne risultava quindi incompatibile con la struttura reale dei venti stratosferici. Questo apparente problema della conservazione del momento angolare anticipava in realtà una delle più importanti scoperte successive della dinamica stratosferica: il trasporto meridionale medio non può essere compreso ignorando gli scambi di quantità di moto associati alle onde e ai moti perturbati. La circolazione di Brewer-Dobson non è infatti una cella meridionale libera di svilupparsi indipendentemente, ma una risposta dinamica all’interazione tra onde atmosferiche e flusso medio. Questa interpretazione sarebbe emersa pienamente soltanto diversi decenni più tardi.

Una nuova fase nella comprensione del trasporto stratosferico iniziò negli anni Cinquanta e Sessanta attraverso un insieme di osservazioni che, paradossalmente, derivavano da attività completamente estranee alla ricerca atmosferica: gli esperimenti nucleari condotti nell’atmosfera. Le esplosioni nucleari effettuate soprattutto dagli Stati Uniti nel Pacifico tropicale settentrionale produssero grandi quantità di materiale radioattivo che raggiunsero la stratosfera e poterono quindi essere utilizzate come traccianti del movimento delle masse d’aria. Anche l’Unione Sovietica effettuò numerosi test atmosferici, prevalentemente alle medie e alte latitudini, mentre il Regno Unito realizzò un numero più limitato di esperimenti, molti dei quali nell’emisfero meridionale. Per la prima volta divenne possibile seguire indirettamente su scale temporali relativamente lunghe la dispersione di sostanze introdotte nella stratosfera in regioni geograficamente identificabili. Le osservazioni mostrarono che i massimi tropicali delle concentrazioni dei residui radioattivi potevano persistere per periodi considerevoli, indicando che il trasferimento orizzontale dall’interno dei Tropici verso le medie latitudini era molto meno efficiente di quanto ci si sarebbe potuti attendere in presenza di un mescolamento atmosferico uniforme. Butchart sottolinea come queste osservazioni abbiano fornito una delle prime evidenze dell’esistenza di vere e proprie barriere subtropicali al trasporto.

Lo stesso comportamento fu successivamente riconosciuto negli aerosol derivanti dalle grandi eruzioni vulcaniche tropicali. Dyer e Hicks [1968] mostrarono come materiale aerosolico immesso nella stratosfera tropicale potesse mantenere una distribuzione caratterizzata da concentrazioni elevate ai Tropici per periodi relativamente prolungati. Questi risultati rafforzavano l’idea che la stratosfera non fosse una regione nella quale il mescolamento orizzontale avveniva con la stessa efficienza a tutte le latitudini. La regione tropicale appariva relativamente isolata dalle medie latitudini, soprattutto su determinate superfici isentropiche, suggerendo l’esistenza di una struttura dinamica in grado di limitare gli scambi attraverso le regioni subtropicali. Questa intuizione avrebbe acquisito molti anni dopo una formulazione molto più precisa nel concetto di tropical pipe sviluppato da Plumb. Nel modello proposto da Plumb nel 1996, la regione tropicale viene considerata relativamente isolata dalle medie latitudini, mentre nelle cosiddette surf zones extratropicali il mescolamento isentropico può risultare molto più rapido. Il trasporto stratosferico globale deve pertanto essere interpretato come la combinazione di avvezione media e mescolamento, non semplicemente come il movimento lungo linee di corrente ideali.

Parallelamente agli studi sui traccianti, cominciarono a essere sviluppati i primi tentativi quantitativi di ricavare la circolazione meridionale della stratosfera dai bilanci energetici. Un passaggio fondamentale fu rappresentato dal lavoro di Murgatroyd e Singleton del 1961. Gli autori utilizzarono i tassi di riscaldamento e raffreddamento radiativo per determinare i movimenti verticali necessari a mantenere il bilancio termodinamico dell’atmosfera. La circolazione così ottenuta mostrava una risalita in prossimità della tropopausa tropicale, una discesa attraverso la tropopausa extratropicale e, nella mesosfera, un intenso trasporto dall’emisfero estivo verso quello invernale. Dal punto di vista qualitativo questa struttura risultava sorprendentemente simile a quella dedotta indipendentemente dall’ozono, dal vapore acqueo e dai traccianti radioattivi. La convergenza fra metodi tanto differenti costituiva una forte indicazione dell’esistenza reale di una circolazione globale di massa nella stratosfera. Tuttavia, anche Murgatroyd e Singleton si imbatterono nel problema della conservazione del momento angolare e riconobbero implicitamente che processi perturbativi non inclusi nel loro schema dovevano esercitare un ruolo essenziale.

Il problema divenne ancora più evidente quando furono effettuati calcoli più completi della circolazione media euleriana. Vincent [1968], includendo il contributo rettificato dei moti perturbati, trovò una configurazione che appariva radicalmente differente dalla semplice cella tropicale-extratropicale dedotta dai traccianti. La circolazione media euleriana mostrava infatti due celle, comprendenti una cella inversa alle alte latitudini con risalita nelle regioni polari e discesa alle medie latitudini. Si generava così un apparente paradosso: i traccianti indicavano un trasporto netto caratterizzato da risalita tropicale e discesa polare, mentre la media delle velocità atmosferiche sembrava mostrare in alcune regioni un movimento di segno opposto. La soluzione di questa contraddizione richiese un cambiamento profondo nel modo stesso di descrivere la circolazione atmosferica.

Il punto essenziale è che la semplice media euleriana delle velocità non coincide necessariamente con il movimento medio delle masse d’aria e dei traccianti quando sono presenti onde atmosferiche. Le perturbazioni possono produrre correlazioni sistematiche tra velocità e temperatura o tra velocità e concentrazione di un tracciante, determinando un trasporto netto anche quando la velocità media locale suggerisce un comportamento differente. In altre parole, osservare la media temporale della velocità meridionale e verticale non è sufficiente per determinare in quale direzione venga effettivamente trasportata una massa d’aria. Era necessario costruire una descrizione matematica in grado di incorporare l’effetto dei moti ondulatori nella circolazione media.

La svolta fondamentale arrivò negli anni Settanta con i lavori di Andrews e McIntyre e, indipendentemente, di Boyd. Andrews e McIntyre svilupparono una formulazione della dinamica media atmosferica che avrebbe avuto un’enorme influenza sulla meteorologia della stratosfera: la cosiddetta Transformed Eulerian Mean, generalmente abbreviata come TEM. Il vantaggio concettuale di questa formulazione consiste nel ridefinire la circolazione meridionale in modo che una parte fondamentale del trasporto associato agli eddies venga incorporata nella circolazione residua. La risultante circolazione residua fornisce una rappresentazione molto più vicina al trasporto medio di massa e di traccianti rispetto alla semplice circolazione euleriana. Parallelamente, la formulazione lagrangiana generalizzata consentì di interpretare direttamente il comportamento medio delle particelle atmosferiche. Butchart considera questi sviluppi teorici essenziali per risolvere il conflitto tra la circolazione euleriana a due celle e la circolazione di trasporto indicata dalle osservazioni.

L’importanza della rivoluzione teorica degli anni Settanta va però ben oltre la semplice scelta di una diversa media matematica. Essa stabilì il collegamento tra trasporto stratosferico e dinamica delle onde. Nella formulazione moderna, le onde di Rossby e le onde di gravità che si propagano dalla troposfera verso la stratosfera possono trasferire quantità di moto al flusso medio quando vengono dissipate o subiscono breaking. La conseguente forza zonale produce, attraverso il bilancio del momento angolare, una risposta meridionale dell’atmosfera. Il movimento tropicale ascendente e quello extratropicale discendente emergono quindi come risposta dinamica alla deposizione di quantità di moto delle onde. La precedente difficoltà notata da Brewer sulla conservazione del momento angolare trovava finalmente una soluzione: il momento angolare dell’aria in movimento verso i poli non deve essere conservato individualmente perché il sistema scambia quantità di moto attraverso l’attività ondulatoria.

Dunkerton [1978] sfruttò questi progressi per costruire una rappresentazione dinamicamente coerente della circolazione media nella stratosfera e nella mesosfera. Le linee di corrente lagrangiane ottenute dal suo studio mostravano una struttura nella quale l’aria saliva alle basse latitudini, si spostava verso i poli e discendeva alle latitudini superiori, fornendo finalmente una descrizione teorica coerente con l’immagine dedotta molti decenni prima dalle osservazioni di Dobson e Brewer. La Figura 1 della review di Butchart, tratta proprio da Dunkerton, rappresenta questa configurazione ed è considerata una delle immagini che meglio sintetizzano il concetto classico della Brewer-Dobson circulation. Sebbene le ricerche successive abbiano mostrato una struttura molto più complessa, con rami superficiali e profondi, forti differenze stagionali e processi di mescolamento tridimensionali, la configurazione generale delineata da Dunkerton rimane alla base della moderna interpretazione della circolazione.

Un’ulteriore verifica arrivò dai calcoli lagrangiani delle traiettorie atmosferiche. Kida [1983] utilizzò traiettorie di particelle calcolate a partire da un modello di circolazione generale e confermò l’esistenza dei percorsi medi precedentemente dedotti. Il lavoro di Kida ebbe anche un’importante conseguenza concettuale: contribuì allo sviluppo del concetto di age spectrum, attraverso il quale il trasporto stratosferico non viene descritto assegnando a ogni massa d’aria un singolo tempo di percorrenza, ma attraverso una distribuzione dei tempi trascorsi dall’ultimo contatto con la troposfera. Waugh e Hall [2002] mostrarono successivamente come questa impostazione costituisca uno strumento particolarmente potente per collegare osservazioni dei gas traccianti, tempi di trasporto e prestazioni dei modelli numerici. La cosiddetta “età media dell’aria” è oggi una delle diagnostiche più importanti utilizzate per valutare la rappresentazione della circolazione e del mescolamento stratosferico nei modelli.

Lo sviluppo teorico culminò ulteriormente con la formulazione del principio del downward control. Haynes, McIntyre, Shepherd, Marks e Shine [1991] dimostrarono che, in condizioni appropriate, il flusso meridionale diabatico in una determinata regione extratropicale può essere collegato alla distribuzione delle forze zonali esercitate al di sopra di essa. Queste forze derivano principalmente dal trasferimento irreversibile di momento angolare associato alla propagazione e al breaking delle onde di Rossby e delle onde di gravità. Il significato fisico è notevole: l’intensità della circolazione a una certa quota può essere “controllata dall’alto” dalla distribuzione della dissipazione delle onde che avviene a quote superiori. Le analisi originali indicavano che una parte considerevole del controllo effettivo sulla velocità verticale della bassa stratosfera proveniva dalle regioni situate al di sotto di circa 40 km, sebbene in alcune condizioni, soprattutto durante l’inverno alle alte latitudini dell’emisfero meridionale, potessero risultare importanti anche forzanti localizzate molto più in alto.

Il principio del downward control rappresentò un passaggio essenziale perché permise di interpretare la Brewer-Dobson circulation non più soltanto come una struttura osservata o diagnosticata, ma come la risposta di un fluido rotante a specifiche forzanti dinamiche. Esso forniva una connessione quantitativa tra il breaking delle onde, il trasferimento di momento angolare e la circolazione meridionale. Da questa prospettiva deriva anche il concetto di gyroscopic pumping, o pompaggio giroscopico. Quando le onde depositano quantità di moto nella stratosfera, l’atmosfera deve sviluppare un moto meridionale attraverso le superfici di momento angolare per ristabilire il bilancio dinamico. Il risultato è una circolazione residua che può spostare l’atmosfera lontano dal semplice equilibrio radiativo, producendo risalita e raffreddamento adiabatico in alcune regioni e discesa e riscaldamento adiabatico in altre.

La grande review di Holton et al. [1995] sullo scambio stratosfera-troposfera consolidò questa interpretazione. Gli autori mostrarono come il pompaggio meccanico prodotto dalle onde sia fondamentale nel mantenere le temperature stratosferiche lontane dall’equilibrio radiativo e nel determinare, su scale temporali lunghe, l’intensità complessiva dello scambio di massa tra stratosfera e troposfera. In questo quadro la Brewer-Dobson circulation può essere vista come parte di una vera e propria “pompa extratropicale”: il breaking delle onde alle medie e alte latitudini contribuisce a richiamare aria verso l’alto nelle regioni tropicali, generando la lenta ventilazione globale della stratosfera. È importante tuttavia distinguere questa circolazione globale dai meccanismi locali attraverso i quali l’aria attraversa fisicamente la tropopausa extratropicale, come pieghe della tropopausa, sistemi frontali e processi convettivi. La dinamica delle onde determina in larga misura il bilancio globale di massa, mentre i processi sinottici controllano molti dei dettagli locali dello scambio.

Gli studi successivi sul trasporto dei traccianti modificarono ulteriormente il quadro concettuale. Plumb [2002] propose di considerare la stratosfera come costituita da regioni dinamicamente differenti: i Tropici, le regioni estive, la surf zonedelle medie latitudini invernali e il vortice polare. Nei Tropici domina la lenta risalita diabaticamente forzata, mentre nelle regioni extratropicali invernali il trasporto è fortemente influenzato dal rapido stirring isentropico prodotto dalle onde di Rossby. La distribuzione osservata di ozono e di altri costituenti a lunga vita emerge pertanto dalla combinazione di avvezione meridionale e mescolamento quasi orizzontale. Questa distinzione è essenziale perché la Brewer-Dobson circulation non coincide perfettamente con il trasporto totale dei traccianti: la circolazione residua descrive una componente fondamentale del trasporto medio, ma le onde possono produrre anche mescolamento irreversibile che modifica sostanzialmente i percorsi reali seguiti dalle sostanze atmosferiche.

Proprio questa distinzione consente di reinterpretare in modo moderno le prime osservazioni del fallout radioattivo e degli aerosol vulcanici. La lunga persistenza di massimi tropicali non rappresentava soltanto un’evidenza di una circolazione lenta, ma indicava la presenza di un confine dinamico tra i Tropici e le medie latitudini. Nel modello del tropical pipe, il debole mescolamento attraverso questa barriera permette ai traccianti tropicali di conservare per lungo tempo caratteristiche differenti rispetto alle masse d’aria extratropicali, mentre nelle surf zones il breaking delle onde produce un mescolamento molto più efficiente. In questo senso le osservazioni effettuate diversi decenni prima della formulazione teorica avevano già registrato l’impronta di una delle caratteristiche fondamentali della dinamica stratosferica moderna.

La progressione storica dalla distribuzione dell’ozono alle moderne teorie del trasporto mostra inoltre un elemento metodologico importante. La circolazione di Brewer-Dobson è estremamente difficile da osservare direttamente perché le velocità verticali medie caratteristiche della stratosfera sono molto piccole. La conoscenza della circolazione è stata pertanto costruita soprattutto attraverso i suoi effetti sui traccianti. Ozono, vapore acqueo, fallout radioattivo, aerosol vulcanici, anidride carbonica, metano, protossido di azoto ed esafluoruro di zolfo hanno agito, in epoche differenti, come marcatori naturali o antropogenici del movimento atmosferico. L’analisi statistica della loro distribuzione permette oggi di ricavare non soltanto la direzione media del trasporto, ma anche informazioni sui tempi di transito e sulla dispersione dei percorsi. Il concetto di age spectrum discusso da Waugh e Hall formalizza precisamente questa idea: una massa d’aria stratosferica osservata in un determinato punto è generalmente costituita da elementi che hanno trascorso tempi differenti nella stratosfera e che hanno seguito percorsi diversi prima di mescolarsi.

Da questa prospettiva, anche il significato del termine “circolazione” è diventato progressivamente più sofisticato. La rappresentazione originale di Dobson e Brewer suggeriva quasi intuitivamente una grande cella chiusa nella quale le masse d’aria percorrevano traiettorie relativamente semplici. La concezione moderna distingue invece tra circolazione media residua, avvezione diabaticamente controllata, stirring isentropico, mixing irreversibile e distribuzione statistica dei tempi di transito. Butchart sottolinea infatti che non esiste una definizione formale universalmente accettata della Brewer-Dobson circulation e che il termine viene spesso utilizzato genericamente per indicare le caratteristiche principali del trasporto medio di massa nella stratosfera. Nonostante questa evoluzione, gli elementi fondamentali individuati da Dobson e Brewer — risalita tropicale, trasporto verso le alte latitudini e subsidenza extratropicale — sono rimasti sorprendentemente robusti.

La storia scientifica della Brewer-Dobson circulation può essere quindi interpretata come il progressivo superamento di tre grandi paradossi. Il primo riguardava la chimica: perché l’ozono presenta concentrazioni elevate alle alte latitudini pur essendo prodotto efficientemente ai Tropici? La risposta fu il trasporto meridionale. Il secondo riguardava il vapore acqueo: perché la stratosfera è così secca? La risposta fu l’ingresso dell’aria attraverso la fredda tropopausa tropicale. Il terzo era dinamico: come può l’aria spostarsi sistematicamente verso i poli senza produrre una struttura dei venti incompatibile con la conservazione del momento angolare? La risposta arrivò attraverso la dinamica delle onde, la Transformed Eulerian Mean, il breaking ondulatorio, il pompaggio giroscopico e il principio del downward control.

Quest’ultimo passaggio è forse il più importante dal punto di vista della moderna dinamica atmosferica. La circolazione di Brewer-Dobson non deve essere considerata semplicemente come il risultato di differenze termiche che generano direttamente una grande cella meridionale. È essenzialmente una circolazione forzata dalle onde. Le onde generate prevalentemente nella troposfera si propagano verso la stratosfera secondo condizioni determinate dalla struttura del vento e della stabilità atmosferica; quando esse vengono dissipate, assorbite o infrante, trasferiscono quantità di moto al flusso medio. L’atmosfera risponde sviluppando una circolazione residua capace di mantenere il bilancio del momento angolare. Questa risposta dinamica produce simultaneamente una risalita tropicale e una discesa extratropicale, modificando a sua volta temperatura e distribuzione dei costituenti chimici. Holton et al. [1995]identificarono questo meccanismo come uno degli elementi centrali dello scambio globale tra stratosfera e troposfera.

L’evoluzione del concetto durante il XX secolo mostra dunque un’eccezionale continuità tra osservazioni e teoria. Dobson e Brewer non disponevano della dinamica ondulatoria moderna, dei satelliti, delle rianalisi o dei modelli tridimensionali, ma la struttura generale da loro dedotta si è dimostrata sostanzialmente corretta. Le osservazioni del fallout radioattivo e degli aerosol vulcanici aggiunsero successivamente evidenze sulle barriere al trasporto; Murgatroyd e Singleton mostrarono che una circolazione simile emergeva anche dai bilanci radiativi; Vincent rese evidente l’insufficienza della semplice media euleriana; Andrews e McIntyre fornirono il quadro teorico necessario per incorporare gli effetti delle onde; Dunkerton costruì una rappresentazione dinamicamente coerente della circolazione media; Kida confermò attraverso traiettorie lagrangiane la struttura generale del trasporto; Haynes e collaboratori chiarirono mediante il downward control il rapporto causale tra wave drag e circolazione; Holton e collaboratori inserirono questi processi in una teoria generale dello scambio stratosfera-troposfera; infine, Plumb, Waugh, Hall e numerosi altri autori mostrarono come avvezione, mescolamento e tempi di transito debbano essere considerati insieme per interpretare correttamente la distribuzione dei traccianti.

La ricostruzione storica assume inoltre una particolare importanza per la ricerca climatica contemporanea. Comprendere che la Brewer-Dobson circulation è mantenuta principalmente dall’interazione tra onde e flusso medio significa riconoscere che qualsiasi cambiamento climatico capace di modificare i jet troposferici, la propagazione delle onde planetarie, le onde sinottiche o le onde di gravità può potenzialmente modificare anche il trasporto stratosferico globale. La storia della teoria non costituisce pertanto soltanto un interesse accademico: fornisce le basi fisiche indispensabili per interpretare le proiezioni climatiche moderne che indicano cambiamenti della circolazione sotto l’effetto dell’aumento dei gas serra. La questione che inizialmente riguardava semplicemente il motivo per cui l’ozono artico fosse abbondante in primavera si è trasformata, nel corso di quasi un secolo, in una domanda fondamentale sul funzionamento del sistema climatico terrestre.

Considerata nel suo insieme, la storia della circolazione di Brewer-Dobson dimostra dunque come la moderna comprensione della stratosfera sia nata dall’integrazione progressiva di chimica atmosferica, meteorologia dinamica e fisica dei fluidi geofisici. Le osservazioni iniziali di Dobson e Brewer fornivano una descrizione fisica corretta ma ancora priva di un meccanismo dinamico soddisfacente; gli studi sui traccianti mostrarono che il trasporto globale possedeva strutture e barriere ben definite; la teoria delle onde risolse il problema del momento angolare; la formulazione lagrangiana e la TEM chiarirono la distinzione tra velocità media e trasporto effettivo; il downward control stabilì il collegamento causale tra forzante ondulatoria e circolazione meridionale; infine, i concetti di tropical pipe, surf zone ed età dell’aria hanno trasformato quella grande cella idealizzata in una descrizione molto più realistica di un sistema tridimensionale nel quale circolazione media e mescolamento agiscono simultaneamente. È proprio questa continuità tra intuizione osservativa e progressiva formalizzazione teorica a rendere la Brewer-Dobson circulation uno dei concetti più importanti e affascinanti della moderna scienza dell’atmosfera.

Figura 1 – Struttura della circolazione media lagrangiana nella stratosfera e nella mesosfera

La Figura 1, riprodotta da Dunkerton [1978], rappresenta uno dei passaggi storicamente e concettualmente più importanti nello sviluppo della moderna interpretazione della circolazione di Brewer-Dobson, perché mostra le linee di corrente associate alle velocità medie lagrangiane nella stratosfera e nella mesosfera e consente di visualizzare il trasporto medio delle masse d’aria in una forma molto più vicina al loro effettivo movimento rispetto a quanto sarebbe possibile utilizzando esclusivamente la circolazione media euleriana. Secondo la didascalia riportata nella review di Butchart, la figura rappresenta una stima radiativamente guidata del flusso lagrangiano generalizzato per tre mesi equinoziali dell’anno. Essa deve quindi essere interpretata non come una fotografia istantanea della circolazione atmosferica, ma come una rappresentazione climatologica e concettuale del trasporto meridionale medio derivato dal bilancio diabatico. L’importanza del lavoro di Dunkerton risiede precisamente nell’aver mostrato che, utilizzando una formulazione lagrangiana approssimata, la struttura della circolazione ottenuta dal riscaldamento diabatico risultava compatibile con il movimento medio effettivo delle particelle atmosferiche e, soprattutto, con quella configurazione generale che era stata intuita molti decenni prima da Brewer e Dobson attraverso le osservazioni del vapore acqueo e dell’ozono. 

Un primo elemento fondamentale per leggere correttamente la figura riguarda gli assi. L’asse verticale indica la quota, approssimativamente da meno di 20 km fino a oltre 70 km, comprendendo quindi la maggior parte della stratosfera e una porzione significativa della mesosfera. L’asse orizzontale descrive invece la latitudine, passando dall’equatore alle medie e alte latitudini dei due emisferi. È importante precisare che le lettere poste alle estremità, S e W, devono essere interpretate nel contesto stagionale rispettivamente come lato estivo e lato invernale, e non semplicemente come abbreviazioni geografiche di sud e ovest. La figura è quindi organizzata in modo da mettere in evidenza l’asimmetria dinamica fra emisfero estivo ed emisfero invernale, una caratteristica essenziale della circolazione stratosferica e mesosferica. Tale asimmetria è particolarmente marcata alle quote superiori, dove il trasporto assume una chiara componente dall’emisfero estivo verso quello invernale.

Le linee curve con le frecce rappresentano le linee di corrente della circolazione media lagrangiana. Esse non devono essere considerate traiettorie esatte percorse da singole molecole d’aria, ma piuttosto una rappresentazione del moto medio di massa che emerge quando si tiene conto degli effetti sistematici prodotti dalle perturbazioni atmosferiche. Questa distinzione è essenziale. Nella stratosfera, le onde planetarie e gli altri eddies possono determinare un trasporto medio che non coincide con quello suggerito dalla semplice media temporale delle velocità meridionali e verticali. Fu proprio la difficoltà di conciliare la circolazione euleriana con il trasporto osservato dei traccianti a stimolare gli sviluppi teorici di Andrews e McIntyre negli anni Settanta. Le loro formulazioni lagrangiane generalizzate e della Transformed Eulerian Mean mostrarono che una parte importante degli effetti degli eddies può essere incorporata in una circolazione residua che rappresenta molto meglio il trasporto medio delle masse d’aria. Dunkerton applicò tale impostazione alla stratosfera e alla mesosfera, ottenendo la struttura illustrata nella figura.

Osservando la regione tropicale, uno dei tratti più evidenti è il moto ascendente che interessa la stratosfera. Questo movimento costituisce l’elemento centrale della Brewer-Dobson circulation: l’aria proveniente dalla troposfera raggiunge la bassa stratosfera soprattutto alle basse latitudini e successivamente viene trasportata lentamente verso quote superiori. Tale risalita possiede velocità estremamente piccole rispetto ai moti verticali normalmente associati ai sistemi meteorologici troposferici, ma agisce per mesi o anni e interessa enormi masse d’aria, assumendo quindi un’importanza fondamentale per il bilancio globale della stratosfera. Il lavoro originale di Dunkerton mostrava che una circolazione lagrangiana dedotta dal riscaldamento diabatico poteva produrre risalita in prossimità della tropopausa tropicale e subsidenza attraverso la tropopausa extratropicale, in sostanziale accordo con la configurazione precedentemente dedotta da Murgatroyd e Singleton [1961]. 

Il significato termodinamico di questa risalita è altrettanto importante. Una massa d’aria che sale lentamente nella stratosfera si espande e tende a raffreddarsi adiabaticamente. Per mantenere una struttura termica statisticamente stazionaria, questo raffreddamento dinamico deve essere compensato dal riscaldamento radiativo netto. In maniera speculare, l’aria che discende alle medie e alte latitudini viene compressa e subisce un riscaldamento adiabatico, che deve essere compensato da un raffreddamento radiativo. È proprio sfruttando tale relazione fra bilancio radiativo e moto verticale che fu possibile ottenere le prime stime della circolazione meridionale stratosferica. La Figura 1 rappresenta quindi anche l’espressione dinamica di uno squilibrio fondamentale: la stratosfera reale non si trova semplicemente nello stato che assumerebbe sotto l’azione della sola radiazione, perché l’attività delle onde mantiene continuamente il sistema lontano dall’equilibrio radiativo.

Una volta salita nella stratosfera tropicale, l’aria tende a divergere meridionalmente e a essere trasferita verso latitudini più elevate. Questo comportamento è visibile nelle linee che, partendo dalle basse latitudini, si curvano progressivamente verso le regioni extratropicali. Alcuni percorsi rimangono relativamente bassi nella stratosfera, mentre altri raggiungono quote molto maggiori prima di dirigersi verso le alte latitudini. Sebbene la figura preceda la moderna terminologia utilizzata per descrivere la struttura della Brewer-Dobson circulation, essa contiene già in forma embrionale la distinzione tra un ramo superficiale e un ramo profondo della circolazione. Il primo interessa prevalentemente la bassa stratosfera e collega i Tropici con le medie latitudini attraverso tempi di trasporto relativamente brevi; il secondo raggiunge la media e alta stratosfera e alimenta la subsidenza verso le alte latitudini, soprattutto nell’emisfero invernale.

Nella parte destra della figura, corrispondente al lato invernale, la convergenza delle linee verso il basso appare particolarmente pronunciata. L’aria proveniente dalla stratosfera superiore e dalla mesosfera viene trasportata verso le alte latitudini invernali e successivamente discende. La forte subsidenza dell’emisfero invernale costituisce uno dei risultati più significativi della dinamica stratosferica. Essa contribuisce direttamente alla struttura termica del vortice polare e alla distribuzione verticale e latitudinale di numerosi costituenti chimici. Quando l’aria scende, le specie presenti alle quote superiori possono essere trasportate verso livelli inferiori, mentre il riscaldamento adiabatico associato alla subsidenza modifica l’equilibrio termico locale. Questo processo è particolarmente importante per comprendere, per esempio, la distribuzione dell’ozono e la composizione dell’aria all’interno e in prossimità del vortice polare.

L’asimmetria tra il lato estivo e quello invernale diventa ancora più netta salendo verso la mesosfera. Alle quote prossime a 60–70 km la figura mostra una forte componente della circolazione che procede dall’emisfero estivo verso l’emisfero invernale. Sul lato estivo prevale la risalita, mentre sul lato invernale domina la discesa. Dunkerton mostrò che i tassi di riscaldamento diabatico disponibili per le condizioni stagionali conducevano proprio a un forte flusso mesosferico dal polo estivo verso quello invernale. Questo risultato confermava qualitativamente quanto Murgatroyd e Singleton avevano ottenuto già nel 1961, ma ne modificava profondamente l’interpretazione dinamica: la struttura non doveva necessariamente essere identificata con la semplice circolazione euleriana, bensì poteva rappresentare molto meglio il moto medio lagrangiano delle masse d’aria. 

La differenza fra circolazione euleriana e lagrangiana costituisce uno dei significati più profondi della figura. Se si calcola semplicemente la media delle velocità atmosferiche in un determinato punto, le onde possono produrre una circolazione apparente che non corrisponde al trasporto netto di massa. Gli eddies trasportano calore, quantità di moto e traccianti e il loro effetto medio può compensare oppure persino invertire parte della circolazione euleriana. Questo era il motivo per cui alcuni lavori precedenti avevano ottenuto strutture a più celle apparentemente incompatibili con l’ozono e il vapore acqueo osservati. La formulazione lagrangiana e, successivamente, la Transformed Eulerian Meanconsentirono di riconciliare i due punti di vista. La Figura 1 è quindi importante non soltanto perché mostra “dove va l’aria”, ma perché testimonia una trasformazione concettuale nel modo con cui la dinamica atmosferica definisce il trasporto medio.

Da questo punto di vista, il lavoro di Dunkerton può essere considerato il collegamento teorico fra le intuizioni originarie di Brewer e Dobson e la teoria moderna della circolazione stratosferica. Brewer [1949] aveva dedotto la risalita tropicale dall’estrema secchezza della stratosfera, mentre Dobson aveva dedotto il trasporto verso le alte latitudini dalla distribuzione dell’ozono. La configurazione mostrata nella Figura 1 riproduce proprio questi elementi: ingresso e risalita alle basse latitudini, spostamento poleward e subsidenza extratropicale. Il fatto che una struttura dedotta originariamente da traccianti chimici emergesse successivamente da una formulazione dinamica coerente rappresentò una conferma fondamentale della validità del concetto di Brewer-Dobson circulation.

Le ricerche successive hanno però dimostrato che questa rappresentazione deve essere considerata come una struttura media idealizzata e non come una rete rigida di percorsi. Kida [1983], utilizzando calcoli delle traiettorie delle particelle atmosferiche, confermò il quadro generale del trasporto, ma la moderna teoria lagrangiana ha mostrato che l’aria che raggiunge un determinato punto della stratosfera può avere seguito una grande varietà di percorsi e può possedere tempi di transito molto differenti. Nasce da questa considerazione il concetto di age spectrum, nel quale a una massa d’aria stratosferica non viene assegnata una singola età, ma una distribuzione di tempi trascorsi dall’ultimo contatto con la troposfera. La grande circolazione indicata dalle linee della Figura 1 deve quindi essere letta come il centro statistico di un trasporto molto più complesso.

Un altro passo decisivo nella comprensione fisica delle linee di corrente illustrate nella figura arrivò attraverso il principio del downward control sviluppato da Haynes, Marks, McIntyre, Shepherd e Shine [1991]. Il principio dimostra che, in un fluido atmosferico rapidamente rotante, la circolazione meridionale può essere controllata dalla distribuzione delle forze zonali esercitate dalle onde a quote superiori. In termini intuitivi, quando le onde atmosferiche propagatesi dalla troposfera raggiungono la stratosfera e vengono assorbite, dissipate o infrante, trasferiscono quantità di moto al flusso medio. L’atmosfera risponde sviluppando una circolazione meridionale necessaria a mantenere il bilancio del momento angolare. Il risultato è il cosiddetto gyroscopic pumping, il pompaggio giroscopico che costituisce uno dei principali meccanismi dinamici responsabili della Brewer-Dobson circulation. 

Questa interpretazione consente di comprendere perché il ramo discendente sia generalmente più intenso nell’emisfero invernale. La propagazione verticale delle onde di Rossby dipende fortemente dalla struttura del vento zonale. Le condizioni tipiche della stratosfera invernale permettono alle grandi onde planetarie generate dalla topografia e dalle asimmetrie termiche della troposfera di propagarsi verso l’alto molto più efficacemente rispetto alla stratosfera estiva. Quando queste onde raggiungono le regioni stratosferiche e subiscono breaking, esercitano una forza sul flusso zonale. È proprio questa forza a contribuire al “risucchio” dinamico che richiama aria dalla regione tropicale verso l’alto e successivamente la trasporta verso l’emisfero invernale.

La grande sintesi di Holton et al. [1995] formalizzò questa idea attraverso il concetto di extratropical suction pump, una sorta di pompa fluidodinamica extratropicale. Secondo questa interpretazione, le forze prodotte dalle onde negli extratropici estraggono lentamente aria dalla bassa stratosfera tropicale, la trasferiscono verso l’alto e verso i poli e infine la spingono verso il basso nelle regioni extratropicali. L’intensità globale dello scambio di massa tra troposfera e stratosfera dipende quindi in larga misura dalla forzante delle onde, e poiché questa è particolarmente intensa durante l’inverno dell’emisfero settentrionale, anche il ciclo stagionale della circolazione presenta una marcata asimmetria. 

La Figura 1 assume quindi un significato ancora più interessante se confrontata con questa interpretazione successiva. Le frecce non rappresentano un moto prodotto semplicemente da differenze di temperatura tra equatore e poli. Esse descrivono la risposta media dell’atmosfera a una complessa interazione tra riscaldamento radiativo, rotazione planetaria e attività ondulatoria. In assenza della forzante esercitata dalle onde, la stratosfera tenderebbe progressivamente verso un equilibrio radiativo molto differente dalla struttura osservata. Il breaking delle onde mantiene invece una circolazione meridionale che produce raffreddamento dinamico nelle regioni di risalita e riscaldamento dinamico nelle regioni di discesa, modificando profondamente il campo termico della stratosfera.

Ciò permette anche di comprendere perché il termine “radiatively driven”, presente nella descrizione della figura, non debba essere interpretato nel senso che la radiazione costituisca l’unica causa della Brewer-Dobson circulation. Il bilancio radiativo viene utilizzato per diagnosticare il moto verticale, poiché il riscaldamento o raffreddamento radiativo necessario a bilanciare la variazione termica adiabatica permette di inferire la risalita e la subsidenza. La causa dinamica fondamentale della deviazione dall’equilibrio radiativo è però strettamente collegata all’attività delle onde. In altre parole, il riscaldamento diabatico consente di diagnosticare la circolazione, mentre l’interazione onda-flusso medio ne spiega gran parte della forzante.

Gli studi di Plumb [2002] hanno successivamente reso ancora più sofisticato questo quadro. La stratosfera può essere suddivisa concettualmente in regioni caratterizzate da regimi di trasporto differenti: i Tropici, l’emisfero estivo, la surf zone delle medie latitudini invernali e il vortice polare. Nei Tropici domina soprattutto l’avvezione diabaticamente controllata verso l’alto; nelle regioni extratropicali invernali, invece, il trasporto è fortemente influenzato dallo stirring isentropico prodotto dalle onde di Rossby. La distribuzione reale dei traccianti dipende pertanto dalla combinazione della grande circolazione rappresentata schematicamente nella Figura 1 con processi di mescolamento molto più complessi. 

Questa distinzione è fondamentale quando si osservano sostanze come ozono, vapore acqueo, metano, protossido di azoto o aerosol vulcanici. Se le linee della figura rappresentassero percorsi perfettamente isolati, i traccianti seguirebbero semplicemente la circolazione senza mescolarsi. Nell’atmosfera reale, invece, il breaking delle onde produce stirring e mixing, soprattutto nelle medie latitudini invernali. Esistono inoltre barriere dinamiche che possono limitare gli scambi, come quella subtropicale che separa relativamente il cosiddetto tropical pipe dalla surf zone, e il bordo del vortice polare, che può isolare temporaneamente l’aria polare. La Brewer-Dobson circulation costituisce quindi lo scheletro del trasporto stratosferico, mentre le onde e il mescolamento determinano molti dei dettagli della distribuzione delle sostanze.

La struttura illustrata da Dunkerton possiede anche conseguenze dirette per l’ozono. La produzione fotochimica dell’ozono è particolarmente efficace nella stratosfera tropicale, ma l’azione della circolazione ne trasferisce progressivamente una parte verso le medie e alte latitudini. Qui la subsidenza porta aria ricca di ozono verso quote inferiori, contribuendo al fatto che la colonna totale di ozono possa essere maggiore alle medie e alte latitudini rispetto ai Tropici. La Figura 1 fornisce pertanto la spiegazione dinamica di quel paradosso osservativo che aveva indotto Dobson, già nel 1929, a ipotizzare una lenta deriva poleward dell’aria nell’alta atmosfera.

Un ragionamento complementare vale per il vapore acqueo. L’aria che entra nella stratosfera attraverso la fredda tropopausa tropicale viene fortemente disidratata. Successivamente, la lenta risalita rappresentata al centro della figura trasporta questo segnale di aria secca verso l’alto. Le variazioni stagionali della temperatura della tropopausa imprimono inoltre un segnale periodico al vapore acqueo che si propaga verticalmente attraverso la stratosfera tropicale, fenomeno oggi noto come tropical tape recorder. Sebbene questo comportamento sia stato identificato attraverso osservazioni molto successive al lavoro di Dunkerton, esso costituisce una spettacolare conferma osservativa del moto ascendente tropicale schematizzato nella figura.

La circolazione mostrata ha inoltre conseguenze per l’“età” dell’aria stratosferica. L’aria che percorre i rami più superficiali raggiunge le regioni extratropicali in tempi relativamente brevi, mentre quella che risale nella stratosfera superiore e compie percorsi profondi può rimanere isolata dalla troposfera per anni. Ne deriva una distribuzione dell’età dell’aria che aumenta generalmente procedendo dalla bassa stratosfera tropicale verso la stratosfera superiore e verso determinate regioni extratropicali. L’età dell’aria è diventata una delle principali diagnostiche utilizzate per verificare se i modelli climatici riproducano correttamente il trasporto di Brewer-Dobson.

Dal punto di vista della moderna climatologia, la Figura 1 assume infine un valore che supera ampiamente la sua funzione storica. Poiché la circolazione è forzata dalle onde, qualsiasi cambiamento del clima capace di modificare la struttura dei venti zonali, la posizione dei jet, la propagazione delle onde di Rossby o il comportamento delle onde di gravità può modificare anche la Brewer-Dobson circulation. È precisamente questo principio a costituire la base fisica delle numerose simulazioni climatiche che prevedono cambiamenti della circolazione stratosferica in risposta all’aumento delle concentrazioni dei gas serra. La figura di Dunkerton non mostra naturalmente un trend climatico, ma rappresenta il sistema dinamico attraverso cui tale risposta può avvenire.

La sua importanza storica può quindi essere sintetizzata nel fatto che rende visibile il passaggio dalla concezione originaria di Brewer e Dobson alla moderna dinamica atmosferica. Le osservazioni dell’ozono e del vapore acqueo avevano suggerito l’esistenza di una circolazione globale; i calcoli diabatici di Murgatroyd e Singleton avevano prodotto una struttura qualitativamente simile; le difficoltà della media euleriana avevano evidenziato la necessità di includere gli effetti degli eddies; Andrews e McIntyre avevano fornito il quadro teorico appropriato; Dunkerton trasformò quei progressi in una rappresentazione coerente delle linee di corrente lagrangiane; Haynes e collaboratori spiegarono successivamente il controllo dinamico attraverso il downward control; Holton et al. inserirono il tutto nella concezione della pompa extratropicale e dello scambio globale stratosfera-troposfera; Plumb mostrò infine come questa grande circolazione debba essere integrata con stirring e mixing per descrivere correttamente il trasporto dei traccianti. 

La Figura 1 deve pertanto essere considerata molto più di uno schema della direzione del moto atmosferico. Essa rappresenta una sintesi della fisica della stratosfera: l’ingresso e la lenta risalita dell’aria tropicale, il trasporto meridionale attraverso differenti profondità, la forte asimmetria stagionale, la subsidenza extratropicale, il collegamento stratosfera-mesosfera e il ruolo indiretto della forzante ondulatoria nel mantenere l’atmosfera lontana dall’equilibrio radiativo. Ciò che appare graficamente come un insieme relativamente semplice di linee e frecce descrive in realtà un sistema di trasporto che controlla la distribuzione globale dell’ozono, del vapore acqueo, degli aerosol e di numerosi gas in traccia, determina parte della struttura termica della stratosfera e regola lo scambio di massa tra troposfera, stratosfera e mesosfera. È proprio per questa ragione che la rappresentazione di Dunkerton del 1978 continua a occupare un posto centrale nella spiegazione moderna della circolazione di Brewer-Dobson e costituisce uno dei passaggi più importanti per comprendere come la dinamica delle onde atmosferiche possa organizzare, su scala planetaria e su tempi lunghi, il lento ma fondamentale ricambio dell’aria nella stratosfera.

3. Modelli descrittivi della circolazione di Brewer-Dobson

La descrizione della circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno dei problemi concettualmente più interessanti della dinamica stratosferica, poiché non esiste un’unica quantità osservabile o una singola formulazione matematica capace di rappresentarne simultaneamente tutte le caratteristiche. La stessa espressione “Brewer-Dobson circulation” non possiede una definizione formale universalmente accettata e, nel corso della letteratura scientifica, è stata utilizzata per indicare differenti rappresentazioni della circolazione media stratosferica. Butchart [2014], allo scopo di mantenere una definizione fisicamente precisa, restringe il termine alla circolazione media temporale di massa organizzata prevalentemente dall’equatore verso i poli, caratterizzata dalla risalita dell’aria nella stratosfera tropicale, dal successivo trasporto verso le latitudini extratropicali e dalla discesa alle medie e alte latitudini. Questa rappresentazione mantiene il nucleo del modello fisico originariamente intuito da Brewer e Dobson e successivamente formalizzato da Dunkerton, ma non implica che esista un solo modo di diagnosticarla. Al contrario, circolazione diabaticamente guidata, circolazione residua della Transformed Eulerian Mean, circolazione lagrangiana, circolazione di trasporto, stirring isentropico e diagnostiche basate sull’età dell’aria descrivono aspetti complementari dello stesso sistema di trasporto. 

Questa molteplicità di descrizioni nasce dalla natura stessa del trasporto stratosferico. La circolazione di Brewer-Dobson viene spesso visualizzata mediante una grande cella meridionale nella quale l’aria entra nella stratosfera tropicale, risale, si muove verso i poli e successivamente scende. Tuttavia, un’immagine di questo tipo rappresenta soltanto la componente media del trasporto. Le singole particelle atmosferiche sono contemporaneamente coinvolte in moti ondulatori, stirring, mescolamento quasi orizzontale, scambi attraverso barriere dinamiche e percorsi caratterizzati da tempi di transito estremamente differenti. Shepherd [2007] ha sottolineato come la comprensione moderna del trasporto nella media atmosfera si sia progressivamente evoluta proprio dalla semplice identificazione della circolazione di Brewer-Dobson al riconoscimento di strutture quali la surf zone stratosferica, le barriere al mescolamento e i processi di filamentazione prodotti dalla dinamica delle onde. La circolazione media fornisce dunque lo scheletro dinamico del trasporto, ma non è sufficiente, da sola, a descrivere la distribuzione effettiva dei traccianti. 

Il primo modello utile è quello della circolazione di massa, definita attraverso il trasporto di sostanze che possono essere considerate approssimativamente conservative sulle scale temporali considerate. Storicamente, l’ozono a determinate quote, gli isotopi radioattivi prodotti dagli esperimenti nucleari e successivamente numerosi gas a lunga vita sono stati utilizzati come traccianti naturali o antropogenici dei movimenti stratosferici. Il principio fisico è semplice: se una sostanza possiede sorgenti e pozzi sufficientemente deboli rispetto al tempo impiegato dall’aria per essere trasportata da una regione all’altra, la sua distribuzione contiene informazioni sulla circolazione che l’ha trasportata. Naturalmente nessun tracciante reale è perfettamente conservativo. L’ozono, ad esempio, è fortemente influenzato dalla fotochimica in alcune regioni, mentre altre specie possono subire fotolisi o reazioni chimiche durante la permanenza nella stratosfera. È quindi necessario scegliere traccianti la cui vita chimica sia sufficientemente lunga rispetto alle scale temporali dinamiche di interesse. È precisamente questa distinzione tra tempo chimico e tempo dinamico che permette di utilizzare la composizione atmosferica come una sorta di registratore della circolazione.

Una seconda descrizione, strettamente collegata alla prima, è costituita dalla circolazione diabaticamente guidata. Murgatroyd e Singleton [1961] compresero che i movimenti verticali medi della stratosfera potevano essere dedotti indirettamente dal bilancio termodinamico. Una massa d’aria che sale si espande e tende a raffreddarsi adiabaticamente; affinché la temperatura media rimanga statisticamente stabile, questo raffreddamento deve essere compensato da un riscaldamento diabatico, prevalentemente radiativo. Viceversa, la subsidenza provoca compressione e riscaldamento adiabatico, che deve essere controbilanciato da raffreddamento radiativo. Conoscendo quindi il campo termico e i tassi di riscaldamento radiativo, è possibile diagnosticare il movimento verticale medio e, imponendo la conservazione della massa, ricostruire una circolazione meridionale associata. Questa metodologia ebbe una grande importanza storica perché produsse, indipendentemente dalle osservazioni dei traccianti, una struttura caratterizzata da risalita tropicale e discesa extratropicale, fornendo un sostegno fisico alla configurazione intuita da Brewer e Dobson. Butchart sottolinea tuttavia che la sua interpretazione richiede cautela, soprattutto dove il trasporto di calore associato agli eddies è rilevante. 

Proprio il ruolo degli eddies chiarisce perché la semplice circolazione media euleriana non costituisca generalmente una buona rappresentazione del trasporto effettivo. Se si calcolano soltanto le velocità meridionali e verticali medie a coordinate spaziali fisse, i moti ondulatori possono produrre contributi rettificati che non sono rappresentati correttamente dalla sola velocità media. In alcune regioni della stratosfera invernale dell’emisfero settentrionale, dove i flussi di calore associati alle onde planetarie sono particolarmente intensi, la differenza tra circolazione diabaticamente guidata e circolazione media euleriana può diventare molto grande. È proprio questo effetto a produrre quella struttura euleriana a due celle che, storicamente, sembrava contraddire il trasporto di massa dedotto dai traccianti. La contraddizione era soltanto apparente: la media euleriana descriveva correttamente una certa media delle velocità, ma non rappresentava necessariamente il movimento medio lagrangiano delle masse d’aria.

La soluzione teorica a questo problema fu fornita dai lavori di Andrews e McIntyre attraverso la formulazione della Transformed Eulerian Mean, comunemente indicata con l’acronimo TEM. L’idea fondamentale consiste nel trasformare le equazioni medie in modo da incorporare nella circolazione stessa una parte essenziale del trasporto associato agli eddies. La circolazione risultante, definita “circolazione media residua”, combina quindi il contributo della circolazione euleriana con quello dovuto alla rettificazione del trasporto ondulatorio. Dal punto di vista fisico, essa costituisce una rappresentazione molto più appropriata della grande circolazione stratosferica associata alla Brewer-Dobson circulation. In condizioni quasi geostrofiche e quando i termini residui legati agli eddies sono sufficientemente piccoli, la circolazione TEM risulta inoltre molto simile alla circolazione diabaticamente diagnosticata. Questo accordo rappresenta un risultato fondamentale perché due approcci concettualmente differenti — uno basato sulla dinamica delle onde e uno sul bilancio termodinamico — convergono verso una struttura simile per i rami ascendenti e discendenti della circolazione. 

La TEM possiede inoltre un vantaggio decisivo per l’interpretazione dinamica della Brewer-Dobson circulation: permette di collegare direttamente la circolazione residua alla propagazione e dissipazione delle onde. Nella moderna visione della stratosfera, la Brewer-Dobson circulation è infatti una circolazione fondamentalmente wave-driven. Le onde di Rossby planetarie e sinottiche e le onde di gravità trasportano quantità di moto dalla troposfera verso la stratosfera; quando vengono dissipate, assorbite o infrante, modificano il flusso zonale medio e producono una risposta meridionale dell’atmosfera. La circolazione residua della TEM è particolarmente adatta a descrivere questa risposta. Per questo motivo essa è diventata una delle diagnostiche più utilizzate nei modelli di circolazione generale, nelle rianalisi e nei chemistry-climate models per quantificare l’intensità della risalita tropicale e della subsidenza extratropicale.

Un ulteriore passo concettuale consiste nella descrizione lagrangiana. In una prospettiva euleriana si osserva ciò che accade in punti fissi dello spazio; in una prospettiva lagrangiana, invece, si cerca di seguire statisticamente le masse d’aria mentre si muovono. Andrews e McIntyre introdussero la media lagrangiana generalizzata, mentre McIntyre sviluppò ulteriormente il concetto di media lagrangiana modificata. Questa rappresentazione appare intuitivamente ideale per descrivere il trasporto, perché ciò che interessa dal punto di vista della composizione atmosferica è precisamente dove si sposta l’aria e quale storia dinamica abbia seguito. Dunkerton [1978] utilizzò proprio questa impostazione per ottenere la celebre rappresentazione delle linee di corrente discussa nella Figura 1, mostrando un moto medio coerente con la risalita tropicale, il trasporto verso i poli e la subsidenza extratropicale.

La formulazione lagrangiana generalizzata presenta tuttavia difficoltà matematiche e pratiche importanti. In particolare, la corrispondente velocità media non soddisfa necessariamente una semplice equazione di continuità della massa. Diagnosi numeriche effettuate da Kida e da Plumb e Mahlman mostrarono inoltre l’esistenza di una considerevole componente divergente, rendendo difficile interpretare direttamente questa velocità come una vera circolazione di massa. Plumb e Mahlman [1987] introdussero pertanto il concetto di “circolazione di trasporto”, costruito a partire dalla componente non divergente del moto lagrangiano. Questo approccio produceva una configurazione molto più simile alla circolazione di Dunkerton e, nel limite di perturbazioni adiabatiche di piccola ampiezza, coincideva con la circolazione residua TEM. Tale risultato rafforzò l’idea che diabatic circulation, TEM residual circulation e appropriate formulazioni lagrangiane non rappresentino sistemi fisici differenti, ma diverse approssimazioni dello stesso trasporto medio quando vengono applicate nelle condizioni per cui sono state sviluppate. 

L’aspetto più importante emerso dalle simulazioni tridimensionali di Plumb e Mahlman fu però che nemmeno una perfetta descrizione della componente avvettiva sarebbe sufficiente a spiegare completamente il trasporto stratosferico. Nelle simulazioni, soprattutto durante i solstizi, apparivano infatti contributi molto importanti associati a processi assimilabili alla diffusione e al mescolamento. Da questa constatazione nasce la moderna distinzione tra circolazione e mixing. Una particella atmosferica può essere trasportata lentamente dalla circolazione residua mentre contemporaneamente viene spostata rapidamente lungo superfici quasi isentropiche dall’attività delle onde. Plumb [2002] ha mostrato in maniera particolarmente chiara che la distribuzione globale dei traccianti deriva dall’interazione tra lenta avvezione diabaticamente guidata e rapido stirring isentropico. 

Il termine stirring è particolarmente appropriato perché richiama la differenza tra rimescolare e mescolare irreversibilmente. Le onde di Rossby possono deformare, allungare e piegare strutture di vorticità potenziale e campi di traccianti, producendo filamenti sempre più sottili. Quando questi filamenti raggiungono scale sufficientemente piccole, la diffusione molecolare o numerica e altri processi subgrid possono completare il mixing irreversibile. Questo meccanismo è particolarmente efficace nella cosiddetta surf zone invernale delle medie latitudini, concetto introdotto da McIntyre e Palmer negli anni Ottanta. La surf zone può essere immaginata come una vasta regione nella quale il breaking delle onde planetarie determina un rimescolamento quasi orizzontale estremamente efficace. Shepherd [2007] considera proprio il riconoscimento della surf zone, delle barriere al mescolamento e della filamentazione come uno dei principali progressi compiuti nella comprensione del trasporto stratosferico dopo la formulazione classica della Brewer-Dobson circulation. 

L’effetto delle onde sinottiche è altrettanto importante, soprattutto nella bassa stratosfera subtropicale. A differenza delle grandi onde planetarie, che dominano in particolare durante l’inverno, le perturbazioni alla scala sinottica possono contribuire al stirring durante tutto l’anno, soprattutto al di sopra e sul lato polare dei jet subtropicali. La conseguenza fondamentale è che il tempo caratteristico del mescolamento orizzontale può essere molto più breve del tempo necessario alla circolazione residua per trasportare lentamente l’aria nella stessa direzione. Ne deriva una rappresentazione moderna della Brewer-Dobson circulation nella quale il movimento verticale medio è descritto abbastanza bene dalla circolazione residua o diabaticamente guidata, mentre il trasporto orizzontale dei traccianti può essere dominato dal mixing bidirezionale.

Questa differenza aiuta a comprendere perché non sia corretto interpretare ogni freccia di una rappresentazione TEM come se fosse la traiettoria realmente percorsa da una particella atmosferica. Nella surf zone, Pendlebury e Shepherd [2003] mostrarono che la componente meridionale della velocità media lagrangiana dedotta dalle traiettorie delle particelle può differire fortemente dalla componente meridionale della velocità TEM. La corrispondenza risulta invece generalmente migliore per la componente verticale. Fuori dalla surf zone, dove il breaking e il mescolamento sono più deboli, circolazione lagrangiana e TEM risultano molto più simili. Questa distinzione ha importanti conseguenze per l’interpretazione delle mappe della circolazione: la TEM rappresenta in maniera particolarmente utile risalita e subsidenza, ma non può sempre essere letta letteralmente come una mappa completa delle traiettorie orizzontali dell’aria.

Lo stirring ondulatorio produce inoltre un’altra caratteristica fondamentale: le barriere dinamiche al trasporto. Il rapido mescolamento nella surf zone tende a omogeneizzare la vorticità potenziale al suo interno, mentre ai margini della regione si sviluppano forti gradienti. Questi gradienti possono inibire il trasporto trasversale e creare confini relativamente impermeabili. Un esempio evidente è il margine del vortice polare invernale, che separa l’aria polare da quella delle medie latitudini e assume enorme importanza per la chimica dell’ozono. Un’altra barriera si sviluppa nelle regioni subtropicali e contribuisce a isolare relativamente la stratosfera tropicale dall’ambiente extratropicale.

Plumb [2002] propose quindi una visione fenomenologica particolarmente efficace nella quale la stratosfera viene suddivisa in quattro grandi regioni dinamiche: i Tropici, l’emisfero estivo, la surf zone invernale delle medie latitudini e il vortice polare invernale. Nei Tropici domina la lenta risalita; nell’emisfero invernale il trasporto medio presenta una forte componente poleward e discendente; nella surf zone domina soprattutto il rapido stirring; nel vortice polare, invece, la barriera dinamica periferica può limitare lo scambio con l’esterno. Questa suddivisione mostra quanto sia insufficiente una rappresentazione della Brewer-Dobson circulation basata esclusivamente su una singola cella bidimensionale. La cella fornisce la struttura globale del trasporto netto, ma le caratteristiche locali dipendono in maniera decisiva dall’attività ondulatoria e dalla presenza delle barriere. 

La distinzione tra circolazione media e mixing trova una delle sue sintesi più eleganti nel concetto di età dell’aria stratosferica. Hall e Plumb [1994] formalizzarono questa diagnostica per descrivere il tempo trascorso da quando l’aria è entrata nella stratosfera, generalmente attraverso la regione della tropopausa tropicale, fino al momento in cui raggiunge una determinata posizione. In una rappresentazione puramente avvettiva sarebbe teoricamente possibile associare a ogni particella un preciso tempo di viaggio; nella stratosfera reale, però, il mescolamento fa sì che un campione d’aria osservato in un determinato punto sia costituito da frazioni provenienti da percorsi differenti e caratterizzate da tempi di transito diversi. Non esiste quindi una singola “età” dell’aria, bensì uno spettro delle età. Waugh e Hall [2002] hanno mostrato come questo spettro costituisca una descrizione statistica fondamentale del trasporto e possa essere interpretato come la distribuzione dei tempi trascorsi dall’ultimo contatto dell’aria con la troposfera. La sua media fornisce la cosiddetta età media dell’aria. 

Il concetto di age spectrum permette di comprendere in maniera particolarmente chiara perché due masse d’aria situate alla stessa quota possano avere storie dinamiche profondamente differenti. Una parte dell’aria può essere entrata recentemente nella stratosfera e avere seguito un percorso relativamente diretto, mentre un’altra componente può essere rimasta per diversi anni nella media o alta stratosfera prima di essere mescolata con la prima. L’età media sintetizza tutta questa distribuzione in un singolo parametro, ma la forma completa dello spettro contiene informazioni aggiuntive sulla dispersione dei percorsi. Waugh e Hall hanno sottolineato proprio come le osservazioni dei gas traccianti possano essere utilizzate per vincolare sia l’età media sia alcune caratteristiche dell’intero spettro e come il confronto tra osservazioni e modelli costituisca uno dei test più severi della qualità della rappresentazione del trasporto stratosferico. 

La distribuzione climatologica dell’età dell’aria possiede una struttura coerente con la Brewer-Dobson circulation, ma mostra contemporaneamente l’influenza del mixing. L’aria relativamente giovane si trova nella bassa stratosfera tropicale, appena entrata dalla troposfera. Procedendo verso l’alto e verso le regioni extratropicali, l’età tende generalmente ad aumentare. Tuttavia, le isolinee non seguono semplicemente una sequenza tropicale-polare conforme alle linee di corrente di una cella ideale; esse si incurvano verso l’alto ai Tropici e verso il basso alle alte latitudini, mentre l’aria più vecchia si trova generalmente alle quote maggiori. Se esistesse soltanto la circolazione di ribaltamento e mancasse il mixing bidirezionale, la distribuzione sarebbe notevolmente diversa, con l’aria più vecchia concentrata soprattutto nella bassa stratosfera polare. La struttura osservata dimostra dunque che avvezione e mescolamento agiscono congiuntamente.

Questa diagnostica è diventata ancora più importante con lo sviluppo dei modelli climatici, perché permette di confrontare quantità simulate con informazioni ricavabili dalle osservazioni di gas a lunga vita. La difficoltà fondamentale è che la velocità della Brewer-Dobson circulation è estremamente piccola: studi recenti ricordano che le velocità caratteristiche della circolazione stratosferica sono di diversi ordini di grandezza inferiori rispetto ai comuni venti orizzontali, rendendo impossibile una misura diretta continua sufficientemente accurata. È quindi necessario ricostruire il trasporto tramite specie quali SF₆, N₂O, CH₄ e diversi clorofluorocarburi, utilizzando l’evoluzione delle loro concentrazioni troposferiche come una sorta di cronometro atmosferico. 

La ricerca recente sta raffinando notevolmente questo approccio. Voet e collaboratori [2025] hanno proposto una tecnica che combina osservazioni di più gas a lunga vita, fra cui CFC-11, CFC-12, HCFC-22, metano, protossido di azoto ed esafluoruro di zolfo, per ricavare l’età media dell’aria riducendo la dipendenza dalle peculiarità di un singolo tracciante. Nel loro ambiente modellistico, la combinazione delle sei specie permette di ridurre l’incertezza dell’età media a meno di circa 0,3 anni nella maggior parte della bassa stratosfera fino a circa 25 km. Questo risultato è particolarmente interessante in relazione alla sezione di Butchart, perché dimostra come il concetto teorico di age spectrum sviluppato negli anni Ottanta e Novanta stia diventando una diagnostica osservativa sempre più sofisticata. 

Anche le misure di SF₆ ottenute da ACE-FTS stanno fornendo nuovi vincoli osservativi. Saunders e collaboratori [2025] hanno costruito un nuovo dataset dell’età dell’aria utilizzando la lunga serie satellitare iniziata nel 2004. Nella maggior parte delle regioni della bassa stratosfera extratropicale analizzate non emerge ancora un trend statisticamente significativo, ma alcune aree di entrambi gli emisferi mostrano una diminuzione dell’età dell’aria, interpretata come un possibile segnale di accelerazione del ramo superficiale della Brewer-Dobson circulation. Si tratta di un risultato importante perché evidenzia quanto la descrizione della circolazione tramite un unico indice globale possa essere fuorviante: rami differenti, quote differenti e regioni differenti possono evolvere in modo diverso. 

La complessità regionale emerge anche dallo studio di Dubé e collaboratori [2025], che ha utilizzato osservazioni ACE-FTS e il modello lagrangiano CLaMS. Gli autori hanno identificato, nel periodo 2004–2017, differenze emisferiche nell’evoluzione dell’età dell’aria, con un relativo invecchiamento dell’aria nell’emisfero settentrionale rispetto a quello meridionale che raggiunge circa 0,3 anni per decennio in alcune regioni della media stratosfera. Questo tipo di risultato dimostra che l’età dell’aria non deve essere interpretata semplicemente come l’inverso di una singola “velocità della BDC”: essa integra l’effetto della circolazione residua, del mixing, delle barriere dinamiche e della struttura tridimensionale del trasporto. 

Un aggiornamento particolarmente rilevante è arrivato nel 2026. Ray e collaboratori hanno rianalizzato osservazioni in situ dell’età media dell’aria extratropicale nell’emisfero settentrionale relative al periodo 1993–2025, correggendo differenze tra sistemi di campionamento e procedure di elaborazione. Le nuove stime mostrano trend negativi dell’età media, cioè aria progressivamente più giovane, coerenti con un’accelerazione della circolazione stratosferica a partire dagli anni Novanta. Questo risultato modifica in parte il quadro precedente, nel quale molte osservazioni sembravano indicare un’età stabile o addirittura crescente, apparentemente in contrasto con i modelli climatici. Rimangono tuttavia differenze importanti: l’accelerazione osservata nello studio di Ray et al. risulta più intensa e presenta una struttura verticale diversa rispetto a quella mediamente simulata dai modelli. L’apparente conflitto tra modelli e osservazioni viene quindi ridotto, ma non completamente risolto. 

Questi risultati moderni rendono ancora più evidente il valore della distinzione introdotta nella sezione di Butchart tra i diversi modelli descrittivi. Parlare genericamente di “intensità della Brewer-Dobson circulation” può infatti significare misurare quantità fisicamente differenti: il flusso ascendente tropicale, il flusso di massa attraverso una specifica superficie di pressione, la velocità residua TEM, il trasporto diabatico, l’età media dell’aria o la velocità di propagazione di un tracciante. Queste diagnostiche possono essere strettamente correlate su determinate scale e in alcune regioni, ma non sono equivalenti. Una variazione del mixing, ad esempio, può modificare l’età dell’aria senza richiedere una variazione proporzionale del ramo ascendente della circolazione. Analogamente, uno spostamento delle barriere subtropicali può alterare il trasporto dei traccianti pur lasciando relativamente invariato il flusso di massa integrato.

Anche le rianalisi atmosferiche mostrano queste differenze. Analisi dell’età dell’aria nella rianalisi ERA5 hanno evidenziato discrepanze rispetto a ERA-Interim nella larghezza degli spettri delle età e nei tempi caratteristici del trasporto. In alcune regioni tropicali ERA5 presenta tempi di transito maggiori, coerenti con una risalita più lenta, mentre differenze ancora più marcate possono apparire nelle regioni polari, specialmente nel vortice antartico. Ciò significa che due sistemi di rianalisi costruiti utilizzando enormi quantità di osservazioni possono produrre rappresentazioni differenti del trasporto lagrangiano a causa delle differenze nella dinamica assimilata, nella risoluzione e nella formulazione numerica. Questo è un ulteriore motivo per cui nessuna singola diagnostica dovrebbe essere considerata una misura perfetta della Brewer-Dobson circulation. 

La stessa distinzione tradizionale tra ramo “superficiale” e ramo “profondo” della Brewer-Dobson circulation viene oggi affinata. Studi recentissimi sottolineano l’importanza di separare dinamicamente le componenti che trasportano aria attraverso la bassa stratosfera subtropicale da quelle che penetrano nella media e alta stratosfera prima di raggiungere le regioni extratropicali. Questa separazione è particolarmente importante nella regione della tropopausa e dell’UTLS, dove piccole variazioni di ozono e vapore acqueo possono produrre effetti radiativi rilevanti. Un lavoro del 2025 dedicato specificamente alla separazione dinamica dei rami superficiale e profondo evidenzia proprio come la Brewer-Dobson circulation debba essere considerata una struttura composta e non una cella omogenea con intensità uniforme. 

Nel complesso, il principale insegnamento derivante dai differenti modelli descrittivi è che la Brewer-Dobson circulation non coincide con una singola “corrente” atmosferica facilmente osservabile. La circolazione diabaticamente guidata descrive efficacemente il lento ribaltamento associato al bilancio termico; la TEM fornisce una potente rappresentazione dinamica della circolazione residua e del suo collegamento con la forzante delle onde; le formulazioni lagrangiane descrivono più direttamente il movimento statistico delle masse d’aria; la circolazione di trasporto separa la componente avvettiva non divergente; la teoria della surf zone evidenzia il ruolo dello stirring e delle barriere; l’age spectrum integra infine tutte queste componenti nella distribuzione statistica dei tempi di transito.

La sintesi proposta da Plumb [2002], Shepherd [2007] e Butchart [2014] conduce quindi a una concezione della stratosfera profondamente diversa dall’idea di una semplice cella meridionale. Il trasporto globale può essere visto come la sovrapposizione di una lenta circolazione diabaticamente controllata, caratterizzata dalla risalita tropicale e dalla subsidenza extratropicale, e di un molto più rapido stirring quasi isentropico prodotto dalle onde. Le stesse onde che, attraverso la loro dissipazione e il trasferimento di quantità di moto, contribuiscono a guidare la circolazione residua sono dunque anche responsabili del mescolamento che modifica le distribuzioni dei traccianti. Circolazione e mixing non rappresentano processi indipendenti, ma due manifestazioni della stessa dinamica ondulatoria della stratosfera. 

È proprio questa interdipendenza a spiegare perché la moderna ricerca utilizzi simultaneamente diagnostiche meteorologiche e chimiche. Venti, temperature e flussi ondulatori permettono di calcolare la circolazione residua e di comprenderne le cause dinamiche; ozono, metano, protossido di azoto, SF₆ e altri gas a lunga vita permettono invece di verificare come l’atmosfera reale trasporti e mescoli effettivamente il materiale. L’accordo tra questi due approcci costituisce una verifica estremamente potente dei modelli, mentre eventuali discrepanze forniscono informazioni sui processi mancanti o mal rappresentati. Waugh e Hall già nel 2002 sottolineavano che le simulazioni dell’età dell’aria e il loro confronto con le osservazioni erano diventati test standard per i modelli stratosferici; gli sviluppi osservativi del 2025 e 2026 mostrano quanto quel principio rimanga valido e quanto stia diventando quantitativamente più rigoroso. 

La pluralità dei modelli descritti in questa sezione non costituisce quindi una debolezza della teoria della Brewer-Dobson circulation, ma riflette la complessità fisica del fenomeno. Ogni formulazione mette in evidenza un aspetto differente: conservazione della massa, bilancio termodinamico, trasporto ondulatorio, movimento lagrangiano, mescolamento o tempi di percorrenza. Considerate insieme, esse forniscono una descrizione coerente nella quale l’aria entra principalmente nella stratosfera tropicale, viene lentamente sollevata, viene redistribuita verso le regioni extratropicali attraverso una combinazione di avvezione e stirring e infine ridiscende, mentre barriere dinamiche regolano gli scambi tra Tropici, surf zone e vortice polare. La moderna interpretazione della Brewer-Dobson circulation deve pertanto essere intesa non come una semplice successione di frecce meridionali, ma come un sistema tridimensionale e statisticamente complesso nel quale trasporto medio, propagazione delle onde, mescolamento e composizione chimica sono intimamente collegati. È precisamente l’integrazione di questi diversi modelli che rende oggi possibile studiare non soltanto la struttura climatologica della circolazione stratosferica, ma anche le sue variazioni decadali e la sua risposta al cambiamento climatico, trasformando la Brewer-Dobson circulation da un modello concettuale dedotto da pochi traccianti in uno dei sistemi di trasporto globale più approfonditamente studiati dell’atmosfera terrestre.

La Figura 2, derivata dal lavoro di Plumb e Mahlman [1987], costituisce una rappresentazione concettualmente fondamentale per comprendere come il trasporto atmosferico tra troposfera e stratosfera e all’interno della stessa stratosfera non possa essere descritto esclusivamente attraverso la grande circolazione meridionale media associata alla Brewer-Dobson circulation. Lo schema sintetizza infatti le caratteristiche del trasporto simulate da un modello di circolazione generale durante le condizioni solstiziali, distinguendo esplicitamente due componenti fisicamente differenti ma strettamente interconnesse: il trasporto avvettivo, rappresentato dalle frecce larghe, e il trasporto diffusivo o di mescolamento, indicato dalle frecce sottili bidirezionali. Questa distinzione costituisce uno dei passaggi essenziali nello sviluppo della moderna teoria del trasporto stratosferico, perché mostra come la semplice immagine di una massa d’aria che sale ai Tropici, si dirige verso i poli e ridiscende alle latitudini extratropicali rappresenti soltanto una parte del movimento complessivo dei costituenti atmosferici. La distribuzione reale dell’ozono, del vapore acqueo, degli aerosol e dei gas a lunga vita dipende invece dall’interazione continua tra lenta avvezione meridionale, stirring prodotto dalle onde, mixing quasi isentropico e presenza di barriere dinamiche che regolano gli scambi fra differenti regioni della stratosfera.

La geometria stessa della figura aiuta a comprendere questo quadro. L’asse orizzontale si estende dal polo dell’emisfero estivo, indicato a sinistra, attraverso l’equatore, fino al polo dell’emisfero invernale a destra, mentre l’asse verticale copre approssimativamente i primi 30 km dell’atmosfera. La fascia tratteggiata che si innalza fortemente nelle regioni tropicali e si abbassa verso le alte latitudini rappresenta schematicamente la tropopausa, la cui struttura latitudinale separa la troposfera dalla stratosfera. Il massimo della quota tropicale, prossimo nella rappresentazione a circa 15 km, richiama il fatto che la tropopausa tropicale è significativamente più elevata rispetto a quella extratropicale. Questo dettaglio è essenziale perché proprio la regione tropicale della tropopausa costituisce il principale punto di ingresso della massa d’aria nella stratosfera nell’ambito della circolazione di Brewer-Dobson. La grande freccia verticale posta in prossimità dell’equatore rappresenta tale risalita, mostrando come l’aria proveniente dalla troposfera tropicale possa attraversare la regione della tropopausa ed entrare nella cosiddetta Tropical Tropopause Layer, dalla quale una parte viene successivamente incorporata nella circolazione stratosferica globale.

La comprensione moderna di questo ingresso tropicale deve molto al modello concettuale formulato inizialmente da Brewer [1949], il quale dedusse dalla straordinaria aridità della stratosfera che l’aria doveva entrare prevalentemente attraverso le basse temperature della tropopausa tropicale. Il passaggio attraverso questa regione determina infatti una marcata disidratazione delle masse d’aria, poiché gran parte del vapore acqueo condensa prima che l’aria possa proseguire nella stratosfera. La Figura 2 ripropone quindi, in un contesto dinamico e modellistico molto più avanzato, il percorso fondamentale previsto dalla concezione originaria di Brewer-Dobson: ingresso tropicale, risalita nella stratosfera e successivo trasferimento meridionale. Tuttavia, Plumb e Mahlman dimostrarono che questo quadro avvettivo deve essere completato dall’inclusione del trasporto associato al mescolamento, trasformando radicalmente il modo di interpretare le traiettorie dei traccianti atmosferici.

Nella parte stratosferica della figura è riconoscibile una grande circolazione che si estende dalle regioni tropicali verso l’emisfero invernale. L’aria che entra nella stratosfera ai Tropici può essere trasportata verso quote superiori e successivamente verso latitudini più elevate, prima di subire una progressiva subsidenza nell’emisfero invernale. Questo comportamento è coerente con la struttura fondamentale della Brewer-Dobson circulation, ma la marcata asimmetria tra emisfero estivo e invernale evidenziata nello schema rivela immediatamente il ruolo della dinamica ondulatoria. La circolazione stratosferica non presenta infatti la stessa intensità in entrambi gli emisferi durante il solstizio. Nell’emisfero invernale, la propagazione verticale delle onde planetarie di Rossby è molto più efficiente e il loro breaking nella stratosfera esercita una significativa forzante sul flusso zonale medio. Attraverso il meccanismo successivamente descritto in termini di pompaggio giroscopico e downward control, questa deposizione di quantità di moto produce una circolazione residua caratterizzata da una più intensa risalita tropicale e da una subsidenza nell’emisfero invernale. I lavori di Holton et al. [1995] hanno sintetizzato questa dinamica attraverso il concetto di “extratropical pump”, mostrando che l’attività delle onde extratropicali contribuisce a guidare il lento ricambio globale dell’aria stratosferica.

Il trasporto avvettivo rappresentato dalle frecce larghe non deve quindi essere interpretato come una semplice circolazione termicamente diretta. Il moto medio deriva da un equilibrio nel quale radiazione, rotazione terrestre e trasferimento di quantità di moto prodotto dalle onde sono intimamente collegati. Il breaking delle onde tende a spingere la stratosfera lontano dal proprio equilibrio radiativo e la risposta atmosferica assume la forma di una circolazione meridionale residua. Nelle regioni tropicali la risalita produce raffreddamento adiabatico, mentre nelle regioni di subsidenza extratropicale la compressione dell’aria genera riscaldamento adiabatico. Questa risposta dinamica è fondamentale per la struttura termica della stratosfera e contribuisce anche alla forte variabilità stagionale della Brewer-Dobson circulation.

La caratteristica forse più innovativa della Figura 2 risiede però nelle frecce sottili bidirezionali. Esse rappresentano i contributi diffusivi al trasporto identificati da Plumb e Mahlman nel loro GCM. È importante chiarire che il termine “diffusivo”, in questo contesto, non deve essere interpretato principalmente come diffusione molecolare. Nella stratosfera, il mescolamento su scala planetaria è dominato soprattutto dall’azione delle onde e degli eddies che stirano, deformano e redistribuiscono le masse d’aria. Nelle simulazioni numeriche, parte di questo trasporto può essere rappresentata attraverso diffusione esplicita o numerica, ma il fenomeno fisico al quale si cerca di ricondurlo è essenzialmente il mixing prodotto dalla dinamica atmosferica. Proprio Plumb e Mahlman [1987] mostrarono che, anche dopo aver costruito una circolazione di trasporto capace di rappresentare adeguatamente la componente avvettiva del moto lagrangiano, rimanevano contributi sostanziali alla redistribuzione dei traccianti che non potevano essere spiegati dalla sola circolazione media.

Questo risultato rappresentò un cambiamento concettuale importante. Nella visione più semplice della Brewer-Dobson circulation, una massa d’aria entrata nella stratosfera tropicale dovrebbe seguire un percorso relativamente ordinato verso quote e latitudini superiori. La realtà dinamica è molto diversa. Le onde planetarie e sinottiche producono un intenso stirring quasi orizzontale lungo superfici approssimativamente isentropiche, specialmente in alcune regioni della stratosfera. L’avvezione verticale associata alla circolazione residua può essere estremamente lenta, con tempi caratteristici dell’ordine di mesi o anni, mentre il rimescolamento orizzontale dovuto alle onde può agire molto più rapidamente. Di conseguenza, una sostanza trasportata dalla circolazione non rimane confinata lungo una singola linea di corrente, ma viene progressivamente redistribuita attraverso un insieme di percorsi molto più complesso.

I lavori di McIntyre e Palmer [1983, 1984] introdussero in questo contesto il concetto di “surf zone” stratosferica, fondamentale per interpretare la parte invernale della Figura 2. Durante l’inverno, le onde planetarie di Rossby possono propagarsi nella stratosfera, amplificarsi e infine subire breaking. Il comportamento è concettualmente analogo all’infrangersi delle onde marine, sebbene il processo fisico atmosferico coinvolga la vorticità potenziale e il flusso su scala planetaria. Il wave breaking produce un intenso stirring delle masse d’aria alle medie latitudini e tende a omogeneizzare la vorticità potenziale all’interno di un’ampia regione. Questa regione prende appunto il nome di surf zone. Il mixing che vi avviene può risultare molto più rapido del trasporto meridionale medio associato alla Brewer-Dobson circulation e può quindi dominare la redistribuzione orizzontale dei traccianti.

Plumb [2002] ha successivamente fornito una delle interpretazioni più chiare di questa struttura, mostrando come la stratosfera possa essere schematicamente suddivisa in regioni caratterizzate da differenti regimi dinamici: la regione tropicale, relativamente isolata; la surf zone delle medie latitudini invernali, caratterizzata da intenso stirring; il vortice polare, relativamente isolato dal proprio margine dinamico; e la stratosfera dell’emisfero estivo, caratterizzata da una circolazione e da un’attività ondulatoria molto differenti. Questa suddivisione consente di interpretare le frecce della Figura 2 non come elementi indipendenti, ma come manifestazioni di un sistema nel quale trasporto medio e mescolamento assumono importanza relativa diversa a seconda della regione geografica e della stagione.

La presenza di frecce bidirezionali nella stratosfera indica precisamente che il mixing può trasportare aria in entrambe le direzioni attraverso una determinata regione, a differenza della circolazione residua che possiede una direzione media definita. Questo punto è fondamentale nella comprensione del trasporto dei traccianti. La Brewer-Dobson circulation produce un trasporto netto che, mediato nel tempo, procede generalmente dalla regione tropicale verso le latitudini extratropicali; il stirring delle onde permette però simultaneamente scambi bidirezionali tra masse d’aria adiacenti. L’effetto combinato determina la distribuzione osservata delle sostanze chimiche. Non sarebbe quindi corretto dedurre la struttura del trasporto reale semplicemente seguendo le frecce della circolazione residua.

Il mescolamento produce inoltre le stesse barriere dinamiche che ne delimitano le regioni di maggiore intensità. Quando il breaking delle onde omogeneizza la vorticità potenziale all’interno della surf zone, ai suoi margini possono formarsi gradienti molto forti. Questi gradienti agiscono come ostacoli al trasporto trasversale e contribuiscono alla formazione di barriere al mixing. Due esempi particolarmente importanti sono il margine subtropicale della surf zone e il bordo del vortice polare. La barriera subtropicale limita lo scambio tra aria tropicale ed extratropicale e contribuisce al cosiddetto “tropical pipe”, concetto sviluppato da Plumb [1996], mentre il bordo del vortice polare isola parzialmente l’aria alle alte latitudini durante l’inverno. Quest’ultimo processo ha conseguenze chimiche profonde, poiché permette alle masse d’aria polari di evolvere per lunghi periodi in condizioni relativamente isolate, favorendo in determinate circostanze la chimica responsabile della distruzione dell’ozono.

Haynes e Shuckburgh [2000] hanno mostrato inoltre che il stirring non è limitato alle sole onde planetarie invernali. Le onde di Rossby di scala sinottica associate ai sistemi meteorologici troposferici possono penetrare nella bassa stratosfera subtropicale e produrre un significativo mixing durante tutto l’anno. In estate, tale influenza può estendersi fino a quote dell’ordine di 25 km sopra e sul lato polare dei jet subtropicali. Questo risultato contribuisce a spiegare perché nella Figura 2 siano rappresentati processi diffusivi anche in regioni nelle quali la grande circolazione meridionale media appare relativamente debole. Il trasporto atmosferico non viene infatti arrestato semplicemente perché il ramo avvettivo della BDC è debole: il mixing associato alle onde continua a redistribuire aria e traccianti.

Un’importante conseguenza è che il trasporto verticale e quello orizzontale devono essere interpretati in modo differente. Pendlebury e Shepherd [2003], utilizzando un modello meccanicistico e confrontando il movimento delle particelle con la circolazione TEM, dimostrarono che nella surf zone la componente meridionale della velocità lagrangiana può presentare una corrispondenza piuttosto debole con la componente meridionale della circolazione residua. La componente verticale, invece, mostra generalmente un accordo molto migliore. Questo risultato aiuta a comprendere la Figura 2: le grandi frecce sono particolarmente appropriate per descrivere il lento movimento verticale medio, mentre il trasporto orizzontale effettivo può essere profondamente modificato dal rapido stirring indicato dalle frecce bidirezionali.

Il quadro ha conseguenze importanti anche per l’interpretazione della distribuzione dell’ozono. L’ozono viene prodotto fotochimicamente in modo particolarmente efficiente nella stratosfera tropicale, ma la sua colonna totale raggiunge valori molto elevati alle medie e alte latitudini. La circolazione avvettiva mostrata nella figura fornisce una parte essenziale della spiegazione: l’aria contenente ozono viene trasportata dalla regione tropicale verso quella extratropicale e successivamente portata verso quote inferiori attraverso la subsidenza. Tuttavia, il mixing nella surf zone redistribuisce ulteriormente l’ozono e modifica profondamente la struttura latitudinale dei gradienti. La distribuzione osservata non è quindi la semplice impronta della circolazione meridionale, ma il prodotto integrato di avvezione, mixing e chimica.

Una considerazione analoga vale per il vapore acqueo e per numerosi gas a lunga vita come metano, protossido di azoto, clorofluorocarburi ed esafluoruro di zolfo. Una massa d’aria che entra nella stratosfera tropicale non percorre un itinerario unico. Una parte può essere trasportata relativamente rapidamente attraverso il ramo superficiale della Brewer-Dobson circulation, mentre un’altra può raggiungere quote superiori e rimanere nella stratosfera per anni. Durante questo periodo essa viene continuamente mescolata con aria caratterizzata da una storia differente. Il concetto di “age spectrum”, sviluppato da Kida e successivamente formalizzato da Hall e Plumb [1994] e Waugh e Hall [2002], nasce proprio da questa complessità: ogni campione di aria stratosferica contiene una miscela di componenti caratterizzate da tempi di transito differenti.

La Figura 2 costituisce pertanto anche una premessa concettuale alla distribuzione dell’età media dell’aria discussa successivamente da Butchart. Se il trasporto fosse esclusivamente avvettivo, le masse d’aria seguirebbero un percorso relativamente ordinato dalla regione tropicale verso la stratosfera polare e l’aria più vecchia tenderebbe ad accumularsi nella parte terminale della cella di ribaltamento. Il mixing bidirezionale modifica radicalmente questa semplice struttura, trasferendo continuamente aria tra percorsi caratterizzati da età differenti. Il risultato è una distribuzione tridimensionale molto più complessa, nella quale l’aria più vecchia tende a trovarsi alle quote maggiori, mentre le isolinee dell’età si incurvano in risposta alla combinazione di risalita tropicale, trasporto poleward e mescolamento.

Un altro aspetto importante della figura riguarda il collegamento tra troposfera e stratosfera. Le frecce sotto la tropopausa mostrano che la troposfera possiede proprie grandi strutture di circolazione, mentre il collegamento diretto con la stratosfera è concentrato soprattutto nella regione tropicale. Ciò non significa che lo scambio stratosfera-troposfera avvenga esclusivamente ai Tropici. Nelle regioni extratropicali esistono numerosi meccanismi di scambio associati a pieghe della tropopausa, cicloni, fronti, intrusioni stratosferiche e convezione profonda. Tuttavia, quando si considera il bilancio medio globale della massa stratosferica su tempi lunghi, l’ingresso tropicale e la successiva uscita extratropicale costituiscono la struttura fondamentale della Brewer-Dobson circulation. Holton et al. [1995] hanno mostrato precisamente come sia necessario distinguere tra i processi locali di attraversamento della tropopausa e la circolazione globale che regola il bilancio netto dello scambio.

Il valore storico della Figura 2 risiede anche nel fatto che il lavoro di Plumb e Mahlman [1987] si colloca nel passaggio dalla rappresentazione bidimensionale della circolazione di Brewer-Dobson a una concezione pienamente tridimensionale del trasporto. Dunkerton [1978] aveva dimostrato come una formulazione lagrangiana potesse restituire una grande circolazione coerente con il trasporto di massa dedotto dai traccianti. Plumb e Mahlman mostrarono però che la componente non divergente del movimento lagrangiano, pur producendo una circolazione molto simile a quella di Dunkerton e alla circolazione residua TEM nel limite di piccole perturbazioni, non esauriva il trasporto totale simulato dal modello. Una parte significativa doveva essere attribuita proprio ai processi diffusivi e di mixing rappresentati schematicamente dalle frecce bidirezionali della Figura 2.

Questa distinzione rimane centrale anche nella modellistica climatica contemporanea. Quando un modello simula una modifica della Brewer-Dobson circulation in risposta all’aumento dei gas serra, è necessario stabilire se il cambiamento riguardi principalmente l’avvezione residua, il mixing, la posizione delle barriere dinamiche oppure una combinazione di questi processi. Un aumento del flusso ascendente tropicale, per esempio, non implica automaticamente che tutti i traccianti raggiungano le regioni extratropicali in proporzione più rapidamente, perché contemporaneamente possono modificarsi il stirring e gli scambi attraverso le barriere subtropicali. Analogamente, una variazione dell’età media dell’aria può essere determinata sia da cambiamenti della velocità della circolazione sia da modificazioni del mixing. È proprio questa ambiguità fisica a rendere necessario l’utilizzo combinato di diagnostiche dinamiche e chimiche.

La Figura 2 fornisce quindi una chiave interpretativa fondamentale per tutto lo studio della Brewer-Dobson circulation. Le frecce larghe descrivono quella componente del trasporto che consente di parlare di una grande circolazione globale di massa: risalita tropicale, movimento verso le regioni extratropicali e subsidenza, particolarmente pronunciata nell’emisfero invernale. Le frecce bidirezionali ricordano tuttavia che le masse d’aria vengono contemporaneamente sottoposte a stirring e mixing, spesso su tempi molto più brevi rispetto al lento trasporto avvettivo. Le barriere dinamiche create dalla stessa attività ondulatoria impediscono inoltre che questo mescolamento sia uniforme, suddividendo la stratosfera in regioni con proprietà dinamiche e chimiche differenti. La stessa famiglia di onde che, attraverso la dissipazione e il trasferimento di quantità di moto, contribuisce a guidare la circolazione residua produce quindi anche il mixing che modifica il trasporto dei traccianti. Questa duplice funzione delle onde costituisce uno degli aspetti più profondi della moderna teoria della stratosfera.

Considerata nel suo insieme, la Figura 2 rappresenta dunque il superamento dell’idea che la Brewer-Dobson circulation possa essere interpretata come una semplice cella meridionale. Il trasporto atmosferico reale emerge dalla sovrapposizione di una lenta componente advettiva, una rapida componente di stirring quasi isentropico e una struttura di barriere dinamiche che controllano gli scambi tra Tropici, medie latitudini e regioni polari. Questa concezione, sviluppata progressivamente attraverso i lavori di Plumb e Mahlman [1987], McIntyre e Palmer [1983, 1984], Hall e Plumb [1994], Holton et al. [1995], Haynes e Shuckburgh [2000], Plumb [2002], Waugh e Hall [2002] e Shepherd [2007], costituisce ancora oggi la base per interpretare la distribuzione dei traccianti, l’età dell’aria e le risposte della circolazione stratosferica al cambiamento climatico. La semplicità grafica dello schema nasconde quindi una conclusione fisica estremamente importante: nella stratosfera, circolazione e mescolamento non possono essere separati quando si vuole comprendere il trasporto reale della materia. La Brewer-Dobson circulation determina l’organizzazione media del ricambio di massa, ma sono l’interazione tra le onde, il flusso medio, il mixing e le barriere dinamiche a stabilire come ozono, vapore acqueo, aerosol e gas in traccia vengano effettivamente distribuiti nell’atmosfera.

Figura 3 – Distribuzione dell’età media dell’aria stratosferica e risposta della circolazione di Brewer-Dobson al cambiamento climatico

La Figura 3, tratta da Li et al. [2012], costituisce una delle rappresentazioni più efficaci per comprendere il rapporto tra circolazione di Brewer-Dobson, trasporto dei traccianti ed evoluzione futura della stratosfera in risposta al cambiamento climatico. La figura combina infatti due informazioni strettamente complementari: le linee di contorno rappresentano l’età media annuale dell’aria stratosferica simulata da un chemistry-climate model per l’anno 2000, mentre i colori descrivono la variazione della stessa quantità tra il 2000 e il 2080. Questa sovrapposizione consente non soltanto di visualizzare la struttura climatologica del trasporto stratosferico, ma anche di identificare il modo in cui il modello prevede che tale struttura evolva durante il XXI secolo. Il concetto di età dell’aria, sviluppato progressivamente attraverso i lavori di Kida [1983], Hall e Plumb [1994] e successivamente sistematizzato da Waugh e Hall [2002], costituisce una diagnostica particolarmente importante della circolazione stratosferica, poiché integra in un’unica grandezza gli effetti della lenta circolazione meridionale residua, del rapido stirring quasi isentropico e del mixing bidirezionale. L’età dell’aria non deve essere interpretata come l’età fisica di una singola particella atmosferica né come il semplice tempo necessario a percorrere una specifica linea di corrente: essa rappresenta piuttosto il tempo medio trascorso dall’aria dall’ultimo contatto con una regione di riferimento, generalmente individuata nella tropopausa tropicale, dove avviene una parte fondamentale dell’ingresso dell’aria troposferica nella stratosfera. A causa del continuo mescolamento, una massa d’aria osservata in un determinato punto della stratosfera è composta da frazioni che hanno seguito percorsi differenti e possiedono tempi di transito diversi. È per questa ragione che Kida introdusse il concetto di age spectrum, successivamente sviluppato quantitativamente da Hall e Plumb [1994]: a ogni posizione stratosferica corrisponde una distribuzione statistica di età, della quale l’età media rappresentata nella Figura 3 costituisce soltanto il primo momento. La struttura delle isolinee nel clima simulato per il 2000 riflette chiaramente il funzionamento della circolazione di Brewer-Dobson. In prossimità della bassa stratosfera tropicale, attorno a 100 hPa, l’aria presenta valori molto piccoli dell’età media, generalmente inferiori o dell’ordine di un anno. Ciò è coerente con il fatto che questa regione si trova immediatamente al di sopra della principale porta d’ingresso dell’aria nella stratosfera. Le masse d’aria che attraversano la Tropical Tropopause Layer sono infatti relativamente “giovani”, perché hanno lasciato da poco la troposfera. A partire da questa regione, le isolinee dell’età si incurvano progressivamente verso quote maggiori nelle basse latitudini e verso quote inferiori procedendo in direzione extratropicale. Questa configurazione costituisce una vera e propria impronta del trasporto di Brewer-Dobson: l’aria giovane viene sollevata nella stratosfera tropicale, raggiunge progressivamente livelli più elevati e viene successivamente trasportata verso le medie e alte latitudini, dove la subsidenza la conduce verso quote inferiori. La forma caratteristica delle isolinee, che sembrano quasi “gonfiarsi” verso l’alto nella regione tropicale, è stata ampiamente discussa nella letteratura sul trasporto stratosferico e rappresenta uno dei segnali più evidenti della combinazione tra risalita tropicale e mescolamento extratropicale. Waugh e Hall [2002] hanno mostrato come la distribuzione dell’età dell’aria costituisca una delle diagnostiche più potenti per confrontare i modelli stratosferici con le osservazioni dei gas a lunga vita, proprio perché essa risponde all’intera struttura del trasporto e non soltanto a una singola componente della circolazione. Salendo dalla bassa stratosfera tropicale verso la media e alta stratosfera, l’età aumenta progressivamente. Tra circa 10 e 1 hPa, corrispondenti approssimativamente alla media e alta stratosfera, la Figura 3 mostra valori che raggiungono e localmente superano circa cinque anni. Ciò significa che l’aria presente a tali livelli può contenere una componente significativa che non ha avuto contatti recenti con la troposfera. Questo risultato è fisicamente coerente con i lunghi tempi necessari alla circolazione globale per trasportare le masse d’aria attraverso i rami profondi della Brewer-Dobson circulation. Non si tratta, tuttavia, di un percorso semplicemente ascendente ai Tropici e discendente ai poli. Se agisse esclusivamente una cella meridionale senza mescolamento bidirezionale, la distribuzione dell’età sarebbe molto diversa e l’aria più vecchia tenderebbe ad accumularsi soprattutto nelle regioni terminali della circolazione, in particolare nella bassa stratosfera polare. Il fatto che nella simulazione l’aria più vecchia sia presente soprattutto alle quote maggiori e che le isolinee assumano una struttura relativamente uniforme alle alte quote dimostra l’importanza del mixing quasi isentropico descritto da Plumb [2002, 2007] e Shepherd [2007]. Le onde di Rossby, attraverso stirring, breaking e mixing, trasferiscono infatti aria tra differenti percorsi della circolazione, rendendo la distribuzione dell’età molto più complessa di quella prodotta dalla sola avvezione. La Figura 3 costituisce quindi anche una prosecuzione concettuale della Figura 2 di Plumb e Mahlman [1987]: mentre quella figura separava schematicamente il trasporto avvettivo dal contributo diffusivo, l’età dell’aria ne rappresenta in qualche modo il risultato integrato, poiché risponde contemporaneamente a entrambe le componenti. Particolarmente significativa è poi l’informazione fornita dai colori, che indicano la variazione dell’età media simulata tra il 2000 e il 2080. La scala cromatica presenta esclusivamente valori negativi, approssimativamente compresi fra −0,1 e −0,8 anni. Il segno negativo significa che, nel modello di Li et al. [2012], alla fine del periodo considerato l’aria stratosferica risulta mediamente più giovane rispetto alle condizioni del 2000. In altre parole, il tempo medio trascorso dall’aria all’interno della stratosfera prima di raggiungere una determinata regione diminuisce. Tale risultato rappresenta uno degli indicatori più frequentemente utilizzati per diagnosticare la prevista intensificazione della Brewer-Dobson circulation sotto l’effetto dell’aumento delle concentrazioni dei gas serra. Numerosi chemistry-climate models e modelli di circolazione generale stratosphere-resolving avevano già mostrato una risposta analoga. Rind et al. [1990] furono tra i primi a individuare una possibile intensificazione della circolazione stratosferica in un clima caratterizzato da maggiori concentrazioni di gas serra; Butchart e Scaife [2001], Butchart et al. [2006], Garcia e Randel [2008], Li et al. [2008], McLandress e Shepherd [2009] e Butchart et al. [2010] mostrarono successivamente che il rafforzamento della risalita tropicale e del trasporto di massa costituisce uno dei segnali più robusti delle simulazioni climatiche della stratosfera. La review di Butchart [2014] sintetizzò questi risultati indicando, a seconda dello scenario climatico e dei modelli utilizzati, un’accelerazione del flusso globale di massa attraverso la stratosfera dell’ordine di circa il 2,0–3,2% per decennio. La diminuzione dell’età dell’aria mostrata nella Figura 3 è dunque coerente con questo quadro generale: se la circolazione trasporta l’aria più rapidamente attraverso la stratosfera, il tempo medio necessario a raggiungere una determinata regione tende a diminuire. Tuttavia, la distribuzione cromatica dimostra anche che questo cambiamento non è uniforme. Le riduzioni maggiori dell’età, che raggiungono localmente valori prossimi a circa sette-otto decimi di anno nell’arco degli ottant’anni considerati, sono concentrate soprattutto in alcune regioni della bassa stratosfera extratropicale, mentre altrove la diminuzione è più moderata. Questa struttura spaziale è scientificamente molto importante perché dimostra che non esiste una semplice accelerazione omogenea dell’intera cella di Brewer-Dobson. Rami diversi della circolazione, differenti livelli verticali e diverse regioni latitudinali possono rispondere in maniera differenziata al forcing climatico. Li et al. [2012] utilizzarono proprio l’evoluzione dell’età dell’aria per investigare come modificazioni della circolazione e del mixing contribuissero al cambiamento simulato del trasporto stratosferico. Una diminuzione dell’età può infatti derivare da una maggiore velocità della circolazione residua, ma può essere influenzata anche da una variazione del mescolamento tra Tropici ed extratropici. Questa distinzione è essenziale: l’età media non rappresenta semplicemente l’inverso dell’intensità della Brewer-Dobson circulation. Due atmosfere con una circolazione residua simile possono presentare età differenti se il mixing fra le diverse masse d’aria cambia, mentre una circolazione più intensa non produce necessariamente la stessa diminuzione dell’età in tutte le regioni. Hall e Plumb [1994] avevano già mostrato teoricamente come l’età media risponda alla combinazione di trasporto advettivo e dispersione. Waugh e Hall [2002] sottolinearono successivamente che la relazione tra età e velocità della circolazione deve essere interpretata attraverso l’intero spettro dei tempi di transito. Questa considerazione divenne particolarmente rilevante quando le proiezioni dei modelli iniziarono a essere confrontate con le osservazioni. Engel et al. [2009], utilizzando misure di gas traccianti ottenute da palloni stratosferici, non individuarono inizialmente la diminuzione dell’età dell’aria che ci si sarebbe attesi da una accelerazione modellistica della Brewer-Dobson circulation; al contrario, i loro risultati suggerivano un debole aumento dell’età media nella stratosfera settentrionale nel periodo analizzato. Bönisch et al. [2011] mostrarono però che le tendenze potevano differire significativamente tra bassa e media stratosfera, evidenziando la necessità di distinguere i diversi rami della circolazione. Diallo et al. [2012] e Stiller et al. [2012] trovarono a loro volta strutture temporali e spaziali complesse, indicando che la variabilità naturale, le caratteristiche del mixing e la durata relativamente limitata delle serie osservate potevano rendere difficile identificare il segnale antropogenico previsto dai modelli. Questo apparente contrasto tra proiezioni e osservazioni non invalida quindi la fisica rappresentata dalla Figura 3, ma mostra quanto sia complesso verificare una variazione relativamente lenta della circolazione attraverso una quantità integrata come l’età dell’aria. La variabilità della Quasi-Biennial Oscillation, dell’ENSO, del vortice polare, delle onde planetarie e delle grandi eruzioni vulcaniche può modulare il trasporto stratosferico su scale interannuali e decadali, sovrapponendosi al segnale di fondo associato all’aumento dei gas serra. Un periodo osservativo di qualche decennio può pertanto essere insufficiente per separare con certezza la tendenza antropogenica dalla variabilità naturale, soprattutto in regioni dove il mixing esercita un’influenza particolarmente forte. Il meccanismo dinamico responsabile dell’accelerazione simulata è inoltre più complesso di una semplice risposta termica al riscaldamento globale. Garcia e Randel [2008] mostrarono che l’aumento dei gas serra modifica la struttura dei venti e la propagazione delle onde nella stratosfera, determinando un incremento della forzante ondulatoria della circolazione. McLandress e Shepherd [2009] e Shepherd e McLandress [2011] approfondirono questo quadro dimostrando come il cambiamento della struttura dei venti zonali e delle regioni critiche possa consentire alle onde di Rossby di penetrare maggiormente nella bassa stratosfera subtropicale prima di essere dissipate. La conseguente redistribuzione del wave drag intensifica il pompaggio giroscopico e quindi la risalita tropicale e la subsidenza extratropicale. Le onde di gravità possono anch’esse contribuire alla risposta, sebbene la loro importanza relativa dipenda fortemente dalle parametrizzazioni utilizzate nei modelli. La riduzione dell’età media nella Figura 3 costituisce quindi l’espressione integrata di modificazioni dinamiche che hanno origine nell’interazione tra troposfera e stratosfera e che coinvolgono propagazione ondulatoria, jet subtropicali e bilancio del momento angolare. L’interpretazione dell’età dell’aria in un clima che cambia richiede inoltre di considerare la possibile variazione verticale della struttura atmosferica. Studi successivi, come Oberländer-Hayn et al. [2016], hanno mostrato che una parte del trend diagnosticato della Brewer-Dobson circulation su superfici di pressione fisse può essere collegata allo spostamento verso l’alto della tropopausa e dell’intera struttura della circolazione. In un clima più caldo, la troposfera tende ad espandersi mentre la stratosfera si raffredda radiativamente; di conseguenza, confrontare il flusso o l’età su una superficie di pressione fissa può mescolare un’effettiva variazione della velocità di trasporto con uno spostamento verticale della circolazione stessa. Questo affinamento non rende meno significativo il risultato di Li et al. [2012], ma sottolinea quanto sia necessario utilizzare più diagnostiche contemporaneamente per interpretare correttamente le trasformazioni della Brewer-Dobson circulation. Le conseguenze di un ringiovanimento dell’aria stratosferica sono inoltre importanti per la composizione chimica atmosferica. Una più rapida ventilazione della stratosfera modifica il tempo disponibile per le reazioni chimiche delle specie a lunga vita e può quindi influenzare la durata atmosferica di alcuni composti responsabili della distruzione dell’ozono e di alcuni gas serra. Butchart e Scaife [2001] evidenziarono che una circolazione più rapida può ridurre il tempo di permanenza di determinate sostanze nella stratosfera, modificandone il ciclo globale. Gli effetti sull’ozono sono particolarmente rilevanti: una maggiore risalita tropicale tende a trasportare più rapidamente aria relativamente povera di ozono nella bassa stratosfera tropicale, mentre un trasporto poleward e una subsidenza più intensi possono aumentare l’ozono alle medie e alte latitudini. Per questa ragione il futuro recupero dello strato di ozono, pur essendo principalmente governato dalla diminuzione delle sostanze alogenate regolamentate dal Protocollo di Montreal, sarà modulato anche dai cambiamenti della circolazione atmosferica. La Figura 3 permette quindi di collegare direttamente un indicatore dinamico, l’età dell’aria, a importanti conseguenze chimiche e climatiche. Un ulteriore elemento da sottolineare riguarda la regione della bassa stratosfera, dove alcuni dei cambiamenti cromatici più intensi compaiono nella figura. Questa regione è particolarmente importante per il clima perché variazioni relativamente piccole delle concentrazioni di ozono e vapore acqueo possono esercitare effetti radiativi significativi. Una modificazione della velocità con cui l’aria tropicale viene esportata verso gli extratropici può quindi cambiare sia la distribuzione dei traccianti sia il bilancio radiativo della bassa stratosfera. Inoltre, una Brewer-Dobson circulation modificata altera lo scambio stratosfera-troposfera e quindi la quantità di ozono stratosferico che può raggiungere la troposfera. Hegglin e Shepherd [2009] hanno mostrato l’importanza di questo collegamento fra circolazione stratosferica e composizione dell’Upper Troposphere–Lower Stratosphere, una regione estremamente sensibile dal punto di vista climatico. La struttura delle isolinee nella Figura 3 ha quindi anche un significato tridimensionale che va oltre la semplice rappresentazione bidimensionale latitudine-pressione. La forma delle superfici di età è il risultato statistico di una grande quantità di traiettorie individuali. Alcune masse d’aria attraversano rapidamente il ramo superficiale della Brewer-Dobson circulation, altre penetrano nel ramo profondo raggiungendo la media e alta stratosfera, altre ancora vengono riciclate o mescolate quasi orizzontalmente nelle surf zones. Il valore di cinque anni osservato in una determinata regione non significa pertanto che tutta l’aria abbia impiegato esattamente cinque anni per arrivarvi; può risultare, ad esempio, dalla combinazione di aria relativamente giovane con componenti molto più vecchie. È precisamente per questo motivo che lo spettro delle età contiene più informazione della sola età media. Tuttavia, quest’ultima rimane estremamente utile perché permette di sintetizzare in una sola variabile il comportamento integrato del trasporto e di confrontare differenti modelli, periodi climatici e osservazioni. In questa prospettiva, la Figura 3 rappresenta una sintesi particolarmente efficace della transizione concettuale descritta nelle sezioni precedenti della review di Butchart. Le prime interpretazioni di Brewer e Dobson descrivevano la circolazione attraverso il comportamento di singoli traccianti; Andrews e McIntyre dimostrarono successivamente che il trasporto medio richiedeva una formulazione capace di incorporare gli effetti delle onde; Dunkerton costruì una rappresentazione lagrangiana coerente; Plumb e Mahlman mostrarono la necessità di aggiungere mixing e diffusione alla componente avvettiva; Hall e Plumb e Waugh e Hall trasformarono infine questa complessità nel concetto statistico di age spectrum. Li et al. [2012] utilizzano tale diagnostica non soltanto per descrivere la circolazione contemporanea, ma per mostrare come essa possa trasformarsi sotto l’influenza del cambiamento climatico. Il messaggio principale della figura non consiste quindi semplicemente nell’affermare che l’aria futura sarà “più giovane”. Essa mostra che la struttura globale dei tempi di trasporto stratosferici è prevista modificarsi sistematicamente e che tale trasformazione è coerente con un ricambio più rapido della stratosfera nei modelli climatici. Allo stesso tempo, la distribuzione non uniforme delle variazioni ricorda che la Brewer-Dobson circulation è un sistema composto da molteplici rami, continuamente modificato dal mixing e dalle barriere dinamiche. L’età media dell’aria costituisce proprio il risultato integrato di questi processi. In questo senso, la Figura 3 rappresenta una delle migliori dimostrazioni del fatto che l’accelerazione della Brewer-Dobson circulation non deve essere concepita come il semplice aumento della velocità lungo una gigantesca cella equatore-polo, ma come una riorganizzazione complessa del trasporto stratosferico in cui risalita tropicale, subsidenza extratropicale, propagazione delle onde, stirring, mixing e tempi di permanenza delle masse d’aria cambiano simultaneamente. La diminuzione generalizzata dell’età simulata fra il 2000 e il 2080 costituisce dunque una firma integrata di questa trasformazione e spiega perché l’età dell’aria sia diventata una diagnostica centrale per valutare i chemistry-climate models e per comprendere in quale modo il cambiamento climatico antropogenico possa modificare non soltanto la temperatura della stratosfera, ma anche la velocità con cui essa viene ventilata e la distribuzione globale dei suoi costituenti chimici.

4. Meccanismi di forzante e latitudini di inversione

La comprensione dei meccanismi che sostengono la circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno dei risultati più importanti raggiunti dalla dinamica della stratosfera nel corso del XX secolo. La configurazione generale della circolazione — risalita dell’aria nelle regioni tropicali, trasporto verso latitudini più elevate e successiva subsidenza nella stratosfera extratropicale, particolarmente nell’emisfero invernale — era stata dedotta inizialmente dalla distribuzione dell’ozono e del vapore acqueo, ma per molti decenni rimase irrisolto il problema fondamentale relativo alla forza capace di sostenere un simile trasporto contro i vincoli imposti dalla conservazione del momento angolare. Il quadro dinamico moderno identifica nelle onde atmosferiche e nella loro interazione con il flusso medio il meccanismo principale che mantiene la circolazione. In questa prospettiva, la Brewer-Dobson circulation non deve essere considerata una semplice cella termicamente diretta, analoga alla circolazione di Hadley troposferica, ma una circolazione essenzialmente wave-driven, prodotta dalla propagazione, dissipazione e rottura delle onde nella stratosfera. La sintesi di Holton et al. [1995] descrisse efficacemente questo meccanismo mediante il concetto di “extratropical pump”, mentre Plumb [2002] suggerì che l’espressione “Rossby-wave pump” fosse ancora più appropriata, poiché sono soprattutto le onde di Rossby a determinare la forzante della grande circolazione stratosferica. 

Le onde di Rossby vengono generate principalmente nella troposfera attraverso l’interazione del flusso atmosferico con l’orografia, i contrasti termici longitudinali, i continenti e i sistemi meteorologici. Durante la stagione invernale, la struttura dei venti zonali permette alle onde planetarie di propagarsi verso l’alto attraverso la tropopausa fino alla stratosfera. Nel corso della propagazione esse trasportano quantità di moto e, quando raggiungono regioni nelle quali vengono assorbite, dissipate oppure subiscono wave breaking, trasferiscono questa quantità di moto al flusso medio. Per le grandi onde planetarie di Rossby il trasferimento netto nella stratosfera invernale esercita prevalentemente una forza diretta verso ovest. La conseguenza non è soltanto una modificazione locale del vento zonale: in un’atmosfera rapidamente rotante, la forza zonale determina una risposta meridionale su scala molto più ampia. L’aria tende a spostarsi verso il polo attraversando superfici di momento angolare e il sistema deve contemporaneamente compensare questo flusso attraverso una risalita nelle basse latitudini e una discesa alle latitudini maggiori. È questa risposta non locale alla dissipazione delle onde che costituisce il nucleo fisico della pompa di Rossby.

Il concetto risolve direttamente il problema che aveva preoccupato Brewer, Dobson e successivamente Murgatroyd e Singleton. Se una particella d’aria si spostasse liberamente dall’equatore verso il polo conservando integralmente il proprio momento angolare, svilupperebbe velocità zonali incompatibili con quelle osservate nella stratosfera. La propagazione delle onde fornisce però precisamente il meccanismo attraverso cui il momento angolare può essere trasferito. Le onde estraggono quantità di moto da una regione, la trasportano verticalmente e meridionalmente e la depositano altrove quando vengono dissipate. La circolazione meridionale può quindi svilupparsi senza violare il bilancio globale del momento angolare. Da questo punto di vista, l’attività ondulatoria non rappresenta una semplice perturbazione sovrapposta alla Brewer-Dobson circulation: ne costituisce una delle cause fondamentali.

Il termine “pompaggio giroscopico” descrive la risposta di un fluido in rapida rotazione a una forza zonale. Una forza verso ovest non produce soltanto una decelerazione del vento occidentale, ma tende a indurre un movimento trasversale alle superfici di momento angolare. Nella stratosfera terrestre questo processo conduce, su scale climatologiche, a un trasporto poleward nell’emisfero invernale. Per continuità della massa, il flusso meridionale deve essere accompagnato da movimento ascendente a latitudini inferiori e da movimento discendente alle medie e alte latitudini. Il termine “giroscopico” sottolinea quindi il ruolo della rotazione planetaria nel convertire una forza zonale in una circolazione meridionale. Tuttavia, come evidenziato da Butchart, la parte fisicamente decisiva rimane l’origine della forza stessa, ossia la dissipazione delle onde atmosferiche. 

Il concetto di pompa extratropicale deve però essere interpretato con una certa cautela quando si cerca di spiegare la distribuzione precisa della risalita tropicale. Plumb ed Eluszkiewicz [1999] mostrarono attraverso esperimenti numerici che una forzante confinata esclusivamente alle medie latitudini non è sufficiente, nelle ipotesi più semplici del modello, a spiegare perché la risalita media si distribuisca effettivamente attraverso l’intera regione tropicale. I loro esperimenti indicavano che, per produrre una struttura realistica dell’upwelling, la forzante ondulatoria doveva estendersi abbastanza vicino all’equatore, indicativamente entro circa 20° di latitudine. Lo studio mostrò inoltre che il riscaldamento diabatico può contribuire in modo significativo alla struttura della risalita tropicale, pur rimanendo il wave drag il principale meccanismo responsabile della circolazione complessiva. Questo risultato stabilisce un limite fondamentale al paradigma semplicistico secondo cui tutta la risalita tropicale sarebbe semplicemente “aspirata” dalle onde che si dissipano alle medie e alte latitudini. 

La questione relativa alle latitudini nelle quali la forzante ondulatoria esercita il controllo maggiore sulla risalita tropicale ha prodotto risultati apparentemente contrastanti. Ueyama e Wallace [2010], analizzando osservazioni satellitari della temperatura nella bassa stratosfera, conclusero che la variabilità dell’upwelling tropicale fosse significativamente associata alla forzante ondulatoria delle alte latitudini. Nel loro studio il ciclo annuale spiegava una quota molto elevata della variabilità mensile della struttura termica associata alla BDC e l’intensità della circolazione appariva quasi raddoppiare tra la stagione di minima e quella di massima attività. Le variazioni non stagionali della risalita tropicale risultavano inoltre associate ai flussi di calore degli eddies alle alte latitudini, suggerendo che le grandi onde planetarie invernali potessero modulare la circolazione anche su scale intrastagionali e interannuali. 

Zhou, Geller e Lin [2012] arrivarono invece a una conclusione parzialmente diversa utilizzando ERA-40 e una risoluzione temporale capace di rappresentare meglio le onde transitorie. Gli autori dimostrarono che la forzante ondulatoria subtropicale è significativamente correlata alla risalita tropicale sia sulle scale intrastagionali sia su quelle interannuali e attribuirono parte delle differenze rispetto a Ueyama e Wallace alla risoluzione temporale dei dati. In particolare, quando vengono utilizzati dati troppo mediati temporalmente, una parte importante della forzante associata alle onde transitorie può non essere rappresentata adeguatamente. Zhou et al. conclusero quindi che la forzante subtropicale e quella presente nella surf zone stratosferica possono agire congiuntamente nel determinare l’intensità della risalita tropicale, piuttosto che costituire meccanismi alternativi e mutuamente esclusivi. 

Ueyama et al. [2013] contribuirono a riconciliare ulteriormente questi risultati mostrando un meccanismo dinamico attraverso il quale onde generate o entranti nella stratosfera alle alte latitudini possono comunque influenzare la regione tropicale. Durante l’inverno boreale, le grandi onde planetarie che penetrano nella stratosfera alle alte latitudini possono propagarsi successivamente verso l’equatore alle quote superiori a circa 70 hPa. Lo studio individuò un tempo caratteristico dell’ordine di una decina di giorni per questa propagazione verso le latitudini subtropicali e tropicali. Una volta raggiunte latitudini sufficientemente basse, le onde esercitano una forza capace di modulare il ramo superiore della risalita tropicale. La loro influenza diminuisce però rapidamente procedendo verso quote inferiori a 70 hPa, dove la dinamica della componente più superficiale della Brewer-Dobson circulation acquista importanza maggiore. Ciò dimostra che la domanda “quali latitudini guidano la BDC?” non possiede necessariamente una risposta unica: essa dipende dalla quota, dalla scala temporale e dal ramo della circolazione preso in considerazione. 

Questa distinzione conduce direttamente alla moderna separazione della Brewer-Dobson circulation in un ramo superficiale e un ramo profondo. Il ramo profondo descrive principalmente il trasporto che sale nella stratosfera tropicale, raggiunge la media o alta stratosfera e viene trasferito verso l’emisfero invernale prima di discendere alle latitudini medio-alte. Le onde planetarie di Rossby svolgono un ruolo particolarmente importante nella sua forzante e la sua intensità presenta una marcata dipendenza stagionale. I rami superficiali, invece, sono più rapidi, si sviluppano prevalentemente nella bassa stratosfera e sono presenti in entrambi gli emisferi per gran parte dell’anno. In questo caso assumono maggiore importanza le onde di Rossby di scala sinottica, collegate anche all’attività dei sistemi meteorologici e dei jet subtropicali. La review di Butchart sintetizza questa distinzione sottolineando che la circolazione profonda raggiunge la media e alta stratosfera nell’emisfero invernale, mentre le componenti superficiali operano più vicino alla tropopausa e possono presentare caratteristiche relativamente simmetriche fra i due emisferi. 

L’importanza di separare i due rami è confermata anche dalle osservazioni dei traccianti. Bönisch et al. [2011], combinando misure di ozono e protossido di azoto con tempi di transito derivati dalla circolazione residua, trovarono evidenze di una modificazione della struttura della BDC dopo il 2000. Nel periodo 1979–2009 i tempi di transito del ramo superficiale diminuirono di circa un mese per decennio, mentre quelli del ramo profondo non mostrarono una variazione comparabile. Gli autori sottolinearono perciò che un aumento della risalita attraverso la tropopausa tropicale non può essere automaticamente interpretato come prova di un’accelerazione uniforme dell’intera Brewer-Dobson circulation. La circolazione può cambiare struttura, con un ramo che accelera e un altro che rimane sostanzialmente invariato. 

La situazione è ancora differente nella mesosfera, dove la circolazione climatologica dominante procede dall’emisfero estivo verso quello invernale. Il cambiamento di struttura deriva soprattutto dal passaggio da una dinamica dominata dalle onde di Rossby a una nella quale acquistano importanza decisiva le onde di gravità. Queste ultime possono esercitare sia forze orientate verso est sia forze orientate verso ovest, a seconda della loro velocità di fase e del filtraggio operato dai venti sottostanti. I venti stratosferici eliminano selettivamente alcune componenti dello spettro delle onde di gravità, così che nella mesosfera estiva rimane una forzante netta capace di sostenere un movimento verso l’equatore, mentre nella mesosfera invernale la forzante netta produce trasporto verso il polo. La continuità della massa determina così una grande circolazione mesosferica dal polo estivo verso quello invernale. La diversa direzione rispetto alla circolazione stratosferica mostra quanto la struttura della circolazione media dipenda dal tipo di onda dominante e dalla sua interazione con il vento zonale.

Uno degli strumenti teorici più potenti per quantificare il rapporto tra dissipazione delle onde e circolazione è il principio del downward control formulato da Haynes, Marks, McIntyre, Shepherd e Shine [1991]. Il significato fisico del principio è particolarmente elegante: in condizioni quasi stazionarie e al di fuori della regione equatoriale più profonda, il flusso diabatico attraverso una determinata superficie può essere determinato dalla distribuzione delle forze zonali esercitate al di sopra di quella superficie. In termini concettuali, la circolazione osservata a una determinata quota è quindi “controllata dall’alto” dalla deposizione irreversibile di quantità di moto prodotta dalle onde sovrastanti. Haynes et al. considerarono esplicitamente la forza come il risultato della propagazione e del breaking delle onde di Rossby e di gravità insieme ad altri processi dissipativi. Il principio rappresenta quindi una formalizzazione quantitativa della stessa idea fisica contenuta nel concetto di pompaggio giroscopico. 

L’utilità del downward control va oltre la semplice interpretazione qualitativa. Se la forzante zonale totale può essere separata nei contributi delle diverse famiglie di onde, diventa possibile stimare quanto ciascuna categoria contribuisca alla circolazione. È così possibile distinguere il contributo delle onde planetarie risolte esplicitamente dai modelli, delle onde sinottiche e delle onde di gravità, queste ultime spesso parametrizzate nei GCM e nei chemistry-climate models. La metodologia è stata ampiamente utilizzata per studiare sia la climatologia della BDC sia i suoi cambiamenti climatici. Tuttavia, la formulazione classica presenta una limitazione importante vicino all’equatore, dove la geometria delle superfici di momento angolare cambia e le ipotesi utilizzate per derivare la relazione non possono essere applicate direttamente. Questo limite teorico è precisamente uno dei motivi per cui la dinamica del deep Tropics rimane più difficile da spiegare rispetto a quella extratropicale.

La continuità della massa permette comunque di aggirare parzialmente questo problema. Se si può diagnosticare la quantità totale di aria che discende nella stratosfera extratropicale, il flusso totale ascendente tropicale deve compensarla, almeno su scale temporali sufficientemente lunghe. Rosenlof e Holton [1993] dimostrarono che per medie stagionali e per strutture spaziali di scala sufficientemente grande l’approssimazione quasi stazionaria richiesta dal downward control è generalmente adeguata. Da questa linea di ricerca nacque una delle diagnostiche più utilizzate della moderna BDC: il flusso di massa ascendente tropicale integrato, spesso valutato attorno al livello di 70 hPa.

La scelta di 70 hPa non è arbitraria. Questo livello, corrispondente approssimativamente a 18–19 km, è sufficientemente alto da trovarsi al di sopra di gran parte dello scambio verticale bidirezionale che caratterizza la Tropical Tropopause Layer, ma abbastanza basso da intercettare gran parte del ramo profondo della Brewer-Dobson circulation. Butchart sottolinea tuttavia che una porzione significativa del ramo superficiale si trova sotto questa quota; di conseguenza, l’upwelling misurato a 70 hPa rappresenta soprattutto una diagnostica della componente profonda e non una misura perfetta di tutta la BDC. Inoltre, al di sopra di questo livello il mixing di aria extratropicale verso i Tropici può complicare ulteriormente l’interpretazione puramente avvettiva del flusso ascendente. 

Ancora più importante è la scelta dell’intervallo latitudinale su cui integrare il flusso. La regione tropicale di risalita non occupa infatti una fascia fissa centrata permanentemente sull’equatore. I confini tra risalita e subsidenza migrano nel corso dell’anno in risposta al ciclo stagionale della circolazione. Rosenlof [1995] definì questi confini turnaround latitudes, cioè latitudini di inversione, perché rappresentano le posizioni nelle quali la velocità verticale residua cambia segno. All’interno di tali latitudini prevale mediamente la risalita; all’esterno prevale la discesa. Per misurare correttamente il flusso di massa che entra nella stratosfera è quindi più appropriato seguire il movimento stagionale delle turnaround latitudes piuttosto che adottare, per esempio, una fascia costante tra 15°S e 15°N. 

L’importanza quantitativa di questa scelta emerge chiaramente nello studio di Seviour et al. [2012] basato su ERA-Interim. Gli autori stimarono a 70 hPa un flusso annuale medio ascendente, integrato tra le turnaround latitudes, di circa 5,9 × 10⁹ kg s⁻¹, un valore sorprendentemente vicino alla media multimodello dei chemistry-climate models considerati negli studi contemporanei. Ma lo stesso lavoro mostrò anche quanto le tendenze dipendano dalla diagnostica utilizzata: per il periodo di circa vent’anni analizzato, il trend dell’upwelling a 70 hPa calcolato seguendo le latitudini di inversione risultava diverso da quello ottenuto usando una fascia tropicale fissa. Questo risultato dimostra che anche una quantità apparentemente semplice come il “flusso ascendente tropicale” dipende in maniera sostanziale dalla definizione geometrica adottata. 

Le turnaround latitudes possiedono inoltre un significato dinamico e non puramente diagnostico. Esse identificano la transizione tra la regione tropicale soggetta a risalita diabaticamente bilanciata e le regioni extratropicali di subsidenza. La loro posizione dipende dalla distribuzione latitudinale della forzante ondulatoria, dal campo del vento zonale, dal riscaldamento radiativo e dal mixing. Zhou et al. [2012] mostrarono che sia la forzante subtropicale sia quella della surf zone contribuiscono alla determinazione della struttura latitudinale della velocità verticale residua e quindi, indirettamente, della posizione delle latitudini di inversione. Questo significa che lo spostamento stagionale delle turnaround latitudes costituisce esso stesso una risposta integrata alla dinamica delle onde. 

Un elemento particolarmente interessante riguarda la struttura dell’upwelling tropicale, che non presenta necessariamente un massimo esattamente sull’equatore. Modelli e analisi mostrano spesso un minimo locale equatoriale e due massimi collocati a basse latitudini, insieme a una marcata migrazione stagionale dell’area di risalita. Plumb ed Eluszkiewicz [1999] mostrarono che il wave drag da solo non riproduce necessariamente tutti questi dettagli e che il ciclo annuale del riscaldamento diabatico può essere indispensabile per spiegare, ad esempio, lo spostamento del massimo di risalita verso il lato estivo dell’equatore. La morfologia tropicale deve quindi essere interpretata come il risultato dell’interazione tra forzante ondulatoria e termodinamica radiativa, non come una semplice risposta meccanica alla pompa extratropicale. 

Questo aspetto è particolarmente importante per comprendere i limiti della metafora della pompa extratropicale. La metafora è estremamente efficace nel descrivere perché il wave breaking extratropicale possa produrre simultaneamente risalita tropicale e subsidenza alle latitudini superiori, ma non significa che ogni dettaglio della struttura tropicale venga imposto a distanza dalle onde extratropicali. Nel deep Tropics la debolezza del parametro di Coriolis, la geometria delle superfici di momento angolare, il riscaldamento diabatico e il comportamento delle onde equatoriali introducono dinamiche specifiche. Per questo motivo Plumb [2002] e Haynes [2005] hanno sottolineato che il paradigma wave-driven rimane fondamentale, ma deve essere completato quando viene applicato alla regione più prossima all’equatore.

Le differenze tra ramo profondo e ramo superficiale sono altrettanto importanti quando si interpretano le osservazioni e le proiezioni climatiche. Una variazione della massa ascendente a 70 hPa può indicare un cambiamento significativo del ramo profondo, ma non permette automaticamente di dedurre cosa stia accadendo al ramo superficiale. Bönisch et al. [2011] hanno fornito un esempio concreto di questa distinzione mostrando una riduzione dei tempi di transito lungo la componente superficiale mentre il ramo profondo rimaneva sostanzialmente invariato nel periodo studiato. La Brewer-Dobson circulation deve quindi essere considerata una struttura composta, nella quale diversi percorsi reagiscono in maniera differente alla variabilità naturale e al forcing climatico. 

La stessa considerazione assume un’importanza ancora maggiore quando la BDC viene utilizzata per interpretare l’evoluzione futura dell’ozono e dei gas in traccia. Un rafforzamento del ramo profondo influenza i tempi con cui l’aria raggiunge la media e alta stratosfera e successivamente ridiscende, mentre modificazioni del ramo superficiale possono avere effetti più immediati sulla composizione della bassa stratosfera extratropicale e della regione UTLS. Poiché ozono e vapore acqueo esercitano un significativo effetto radiativo proprio nella bassa stratosfera, variazioni anche relativamente modeste del trasporto possono produrre conseguenze climatiche non trascurabili. Il problema della “forza” della Brewer-Dobson circulation non può dunque essere ridotto a un singolo numero: è necessario conoscere simultaneamente il ramo coinvolto, la quota, la latitudine e i processi di mixing.

Nel suo insieme, questa sezione evidenzia quindi che la circolazione di Brewer-Dobson nasce da una catena causale nella quale la troposfera genera onde, le onde propagano quantità di moto nella stratosfera, la loro dissipazione esercita una forza sul flusso medio e la risposta giroscopica dell’atmosfera produce una circolazione meridionale caratterizzata da risalita tropicale e subsidenza extratropicale. Il downward control fornisce la formulazione teorica che collega quantitativamente la distribuzione della forza ondulatoria alla circolazione sottostante, mentre le turnaround latitudes consentono di definire con maggior rigore l’estensione della regione tropicale di upwelling. I lavori di Holton et al. [1995], Plumb ed Eluszkiewicz [1999], Plumb [2002], Ueyama e Wallace [2010], Zhou et al. [2012], Ueyama et al. [2013] e Butchart [2014] mostrano però anche che nessuna singola regione latitudinale può essere considerata universalmente responsabile dell’intera circolazione: alte latitudini, subtropici e regione tropicale contribuiscono in modo differente a seconda della quota e della scala temporale. 

La visione moderna è pertanto più articolata rispetto alla semplice idea di una “pompa” collocata negli extratropici. La Brewer-Dobson circulation è un sistema globale nel quale onde planetarie, onde sinottiche e onde di gravità interagiscono con la struttura dei venti, con il riscaldamento diabatico e con la rotazione terrestre. La forzante ondulatoria stabilisce in larga misura l’intensità della circolazione, ma la risposta dipende dalla latitudine e dalla quota; il riscaldamento radiativo contribuisce alla forma della risalita tropicale; le turnaround latitudes migrano stagionalmente e definiscono il confine dinamico tra upwelling e downwelling; ramo superficiale e ramo profondo rispondono a forzanti parzialmente differenti; infine, nella mesosfera il passaggio alla dominanza delle onde di gravità produce una circolazione completamente diversa, dall’emisfero estivo verso quello invernale. È proprio questa integrazione tra dinamica ondulatoria, conservazione del momento angolare, termodinamica e continuità della massa a rendere la Brewer-Dobson circulation uno dei migliori esempi di come processi atmosferici apparentemente locali possano organizzare un trasporto globale che collega la troposfera tropicale, la stratosfera extratropicale e la mesosfera su scale temporali che vanno da pochi giorni a molti anni.

Figura 4 – Variabilità stagionale della risalita tropicale e delle latitudini di inversione nella Brewer-Dobson circulation

La Figura 4, adattata da Seviour et al. [2012], rappresenta in modo particolarmente efficace la struttura stagionale della velocità verticale media residua nella bassa stratosfera al livello di 70 hPa e consente di visualizzare direttamente uno dei tratti fondamentali della circolazione di Brewer-Dobson: la presenza di una vasta regione tropicale caratterizzata da moto ascendente, affiancata da aree extratropicali nelle quali prevale invece la subsidenza. Il campo mostrato deriva dalla rianalisi ERA-Interim per il periodo 1989–2009 e descrive quindi una climatologia media mensile della componente verticale residua della circolazione TEM. Il livello di 70 hPa, corrispondente approssimativamente a 18–19 km di quota, è particolarmente utile per questo tipo di diagnostica perché si trova abbastanza al di sopra della Tropical Tropopause Layer da limitare l’influenza del rapido scambio verticale bidirezionale caratteristico della regione della tropopausa, ma sufficientemente in basso da intercettare gran parte del ramo profondo della Brewer-Dobson circulation. Proprio per questo motivo Rosenlof [1995], Seviour et al. [2012] e numerosi successivi studi modellistici hanno utilizzato il flusso ascendente tropicale a 70 hPa come una misura sintetica dell’intensità della componente profonda della circolazione stratosferica. 

L’asse orizzontale della figura segue il ciclo annuale da gennaio a dicembre, mentre quello verticale rappresenta la latitudine dal Polo Sud al Polo Nord. I colori caldi corrispondono a valori positivi della velocità verticale residua, quindi a risalita, mentre le tonalità blu indicano valori negativi associati alla discesa dell’aria. Ciò che emerge immediatamente è la presenza permanente di una fascia di upwelling alle basse latitudini, ma la sua struttura è tutt’altro che uniforme. L’area ascendente cambia infatti sia in intensità sia in estensione latitudinale nel corso dell’anno, dimostrando che il concetto di “risalita tropicale” non coincide con una fascia geografica fissa centrata rigidamente sull’equatore. Le spesse linee nere che delimitano la regione subtropicale indicano le cosiddette turnaround latitudes introdotte da Rosenlof [1995], ossia le latitudini nelle quali la velocità verticale residua cambia segno. Sul lato equatoriale di queste linee prevale la risalita, mentre sul lato polare prevale la subsidenza. Esse rappresentano quindi il confine dinamico della regione di upwelling e costituiscono una quantità fisicamente più significativa rispetto alla scelta arbitraria di un intervallo tropicale fisso. 

La migrazione stagionale delle turnaround latitudes è uno degli aspetti più importanti della figura. Nell’emisfero che entra nella stagione estiva, il limite della regione ascendente tende a spostarsi verso latitudini più elevate, mentre nel corrispondente emisfero invernale si ritira verso l’equatore. Il risultato è una regione di upwelling che migra stagionalmente verso il lato estivo dell’equatore. Questo comportamento mostra chiaramente perché una diagnostica basata, per esempio, sull’integrazione della velocità verticale tra 15°S e 15°N possa non rappresentare correttamente il flusso totale di massa che entra nella stratosfera. Se la regione ascendente si espande oltre tali confini durante una parte dell’anno, una fascia fissa ne esclude una porzione; viceversa, in altre stagioni può includere zone nelle quali la velocità residua è già negativa. Butchart [2014] sottolinea proprio questo punto: se il flusso tropicale deve essere utilizzato come indicatore della forza della circolazione di massa, l’integrazione dovrebbe comprendere tutte le latitudini nelle quali la velocità verticale residua è positiva e quindi seguire il movimento stagionale delle turnaround latitudes. 

Seviour et al. [2012] mostrarono che questo dettaglio metodologico non è affatto trascurabile. Utilizzando ERA-Interim, ottennero a 70 hPa un flusso annuale medio ascendente, integrato tra le latitudini di inversione, pari a circa 5,9 × 10⁹ kg s⁻¹. Tale valore risultava molto vicino sia alle stime derivate dalle analisi stratosferiche UKMO sia alla media multimodello di un insieme di chemistry-climate models, fornendo quindi un importante controllo sulla robustezza climatologica della diagnostica. Lo stesso studio mostrò però che le tendenze dipendevano sensibilmente sia dal livello verticale scelto sia dall’intervallo latitudinale utilizzato. Per il periodo 1989–2009, il trend calcolato a 70 hPa seguendo le turnaround latitudes risultava pari a circa −5% per decennio, mentre la stessa quantità calcolata tra 15°S e 15°N non mostrava un trend significativo. Gli autori considerarono comunque poco affidabile quella tendenza negativa, perché risultava incoerente con l’evoluzione della temperatura tropicale e perché la serie temporale era relativamente breve. Questo risultato è metodologicamente molto importante: la figura non fornisce soltanto una descrizione climatologica, ma dimostra che anche la diagnosi delle variazioni decadali della Brewer-Dobson circulation può dipendere profondamente dalla definizione della regione ascendente. 

La struttura interna dell’upwelling tropicale è altrettanto significativa. La figura mostra che il massimo della risalita non coincide necessariamente con l’equatore e che, soprattutto durante l’estate boreale, può comparire un minimo locale equatoriale molto pronunciato. Seviour et al. [2012] trovarono che a 70 hPa la velocità ascendente all’equatore era la più debole all’interno della regione tropicale e diventava approssimativamente nulla tra giugno e agosto; allo stesso tempo, il massimo della risalita risultava costantemente collocato nell’emisfero settentrionale durante il periodo analizzato. Inoltre, in ciascun emisfero l’ascesa tendeva generalmente a essere più intensa durante la rispettiva estate, mentre la subsidenza extratropicale raggiungeva il proprio massimo durante l’inverno. Questa configurazione apparentemente controintuitiva dimostra che la morfologia della risalita tropicale non è semplicemente la proiezione speculare della subsidenza invernale extratropicale. 

Il minimo equatoriale è un risultato particolarmente interessante perché compare in maniera robusta anche in altri modelli e analisi. Geller et al. [2008] mostrarono che la risalita della bassa stratosfera tropicale possiede una struttura latitudinale complessa, con caratteristiche che non possono essere ricondotte a un semplice massimo centrato sull’equatore. Butchart [2014] osserva che questo minimo equatoriale sembra essere una delle caratteristiche più robuste della morfologia annuale dell’upwelling. La sua esistenza rappresenta anche un importante banco di prova per le teorie dinamiche della Brewer-Dobson circulation, perché una spiegazione basata esclusivamente sulla pompa extratropicale delle onde planetarie non riproduce necessariamente la struttura osservata nel deep Tropics. 

Plumb ed Eluszkiewicz [1999] affrontarono precisamente questo problema attraverso esperimenti numerici idealizzati. Gli autori mostrarono che una forzante ondulatoria confinata alle medie latitudini non è sufficiente, nelle ipotesi del loro modello, a distribuire correttamente la risalita attraverso l’intera regione tropicale. Una struttura qualitativamente realistica dell’upwelling emerge invece quando il wave drag si estende fino a circa 20° dall’equatore. Essi evidenziarono inoltre che il ciclo annuale del riscaldamento diabatico può contribuire in modo significativo alla forma latitudinale della risalita e, in particolare, al fatto che il massimo si trovi frequentemente sul lato estivo dell’equatore. Il messaggio fisico è quindi che l’upwelling tropicale rimane fondamentalmente inserito in una circolazione wave-driven, ma la sua struttura dettagliata dipende anche dalla termodinamica radiativa tropicale e non può essere interpretata come una semplice risposta passiva alla dissipazione delle onde extratropicali. 

Il ciclo stagionale delle turnaround latitudes riflette quindi una combinazione di forzanti. La propagazione delle onde di Rossby varia fortemente nel corso dell’anno, soprattutto perché la struttura dei venti zonali stratosferici cambia con la stagione. Durante l’inverno, le condizioni del vento occidentale permettono alle grandi onde planetarie generate nella troposfera di propagarsi verticalmente nella stratosfera, mentre durante l’estate la propagazione è molto più limitata. La dissipazione delle onde nella stratosfera invernale esercita una forza verso ovest sul flusso medio e, attraverso il pompaggio giroscopico, induce una circolazione meridionale con trasporto poleward e subsidenza extratropicale. Per continuità della massa, questa discesa deve essere bilanciata da risalita alle basse latitudini. Rosenlof [1995] mostrò infatti che il ciclo annuale del flusso tropicale ascendente segue strettamente quello della subsidenza extratropicale dell’emisfero settentrionale e che il massimo della circolazione globale si verifica durante l’inverno boreale. 

La forte asimmetria fra i due emisferi ha una spiegazione fisica legata soprattutto alla diversa attività delle onde planetarie. Nell’emisfero settentrionale la distribuzione dei continenti, le grandi catene montuose e i contrasti termici longitudinali generano onde di Rossby molto più intense rispetto all’emisfero meridionale. Di conseguenza, la stratosfera boreale invernale è mediamente molto più perturbata e la circolazione di Brewer-Dobson più vigorosa. Seviour et al. mostrarono che la subsidenza extratropicale in ciascun emisfero raggiunge il massimo durante l’inverno, ma il massimo boreale è più forte di quello australe; per questo motivo il ciclo annuale dell’upwelling tropicale risulta sostanzialmente in fase con la discesa dell’emisfero settentrionale. Lo stesso lavoro osservò anche che l’upwelling che bilancia la subsidenza invernale può manifestarsi in larga misura nell’emisfero opposto, confermando il carattere non locale della pompa ondulatoria. 

Questo comportamento è coerente con il principio del downward control sviluppato da Haynes et al. [1991]. La circolazione residua a una determinata quota può essere collegata alla distribuzione integrata delle forze zonali prodotte dalle onde al di sopra di quella quota, almeno lontano dalla regione equatoriale più profonda e per scale temporali sufficientemente lunghe. In questo quadro la subsidenza extratropicale e la risalita tropicale non devono essere interpretate come fenomeni indipendenti: fanno parte della risposta globale dell’atmosfera alla deposizione di quantità di moto da parte delle onde. La Figura 4 rappresenta pertanto, in una forma osservazionale molto intuitiva, il risultato finale di questo bilancio dinamico. La fascia calda tropicale costituisce la componente ascendente necessaria a compensare la massa che viene spinta verso il basso negli extratropici, mentre le turnaround latitudes definiscono il punto nel quale la risposta verticale cambia segno. 

Studi successivi hanno mostrato che la relazione fra wave driving e upwelling dipende anche dalla quota. Ueyama et al. [2013] dimostrarono che le onde planetarie che entrano nella stratosfera alle alte latitudini possono propagarsi verso i subtropici e i Tropici sopra il livello di 70 hPa in circa dieci giorni e influenzare così la variabilità stagionale e intrastagionale della componente superiore della Brewer-Dobson circulation. La loro influenza diminuisce però rapidamente procedendo sotto 70 hPa, dove il ramo superficiale diventa più importante. Questo risultato aiuta a comprendere perché il livello mostrato nella Figura 4 sia dinamicamente particolare: 70 hPa si trova proprio in una regione di transizione nella quale il ramo profondo e il contributo delle onde planetarie risultano ancora molto rilevanti, mentre avvicinandosi alla tropopausa acquistano crescente importanza onde sinottiche e processi associati al ramo superficiale. 

La distinzione fra ramo profondo e ramo superficiale è essenziale anche quando si utilizza la Figura 4 per dedurre l’intensità complessiva della Brewer-Dobson circulation. Butchart sottolinea che gran parte della componente superficiale si sviluppa al di sotto dei 70 hPa. Pertanto, il flusso ascendente mostrato nella figura non rappresenta integralmente tutta la massa che partecipa al grande sistema di trasporto stratosferico, ma soprattutto quella che alimenta il ramo più profondo. Le osservazioni dei traccianti confermano che i due rami possono evolvere in modo indipendente. Bönisch et al. [2011], ad esempio, trovarono una diminuzione dei tempi di transito lungo il ramo superficiale di circa un mese per decennio nel periodo analizzato, mentre il ramo profondo non presentava una variazione comparabile. Questo dimostra che un aumento o una diminuzione dell’upwelling a 70 hPa non può essere automaticamente interpretato come una variazione proporzionale dell’intera circolazione. 

Un altro aspetto di grande importanza riguarda la distinzione tra turnaround latitudes e barriere subtropicali al trasporto. La didascalia della Figura 4 richiama esplicitamente questo punto perché i due concetti vengono talvolta confusi. Le turnaround latitudes sono definite cinematicamente dal cambio di segno della velocità verticale residua: rappresentano quindi il confine fra upwelling e downwelling. Le barriere subtropicali che delimitano il cosiddetto tropical pipe, invece, sono strutture dinamiche associate ai forti gradienti di vorticità potenziale e alla ridotta efficienza del mescolamento quasi isentropico attraverso determinate regioni subtropicali. Esse riguardano principalmente il trasporto orizzontale dei traccianti e non la direzione del moto verticale medio. Di conseguenza, il tropical pipe e la regione tropicale ascendente non sono sinonimi e i loro confini possono trovarsi a latitudini differenti. Butchart considera questa distinzione essenziale per evitare di identificare erroneamente la circolazione TEM con il trasporto reale delle sostanze chimiche. 

Dal punto di vista dei traccianti, questa differenza ha conseguenze notevoli. Una particella d’aria situata entro le turnaround latitudes può trovarsi in una regione mediamente ascendente ma essere simultaneamente interessata da mescolamento quasi orizzontale con aria extratropicale. Analogamente, una barriera subtropicale può limitare fortemente il mixing pur non coincidente con il punto in cui il moto verticale cambia segno. Questo spiega perché la distribuzione di ozono, vapore acqueo, metano o protossido di azoto non segua perfettamente le isolinee della velocità residua. Il campo mostrato nella Figura 4 descrive la componente media della circolazione, mentre la distribuzione dei traccianti incorpora anche stirring, mixing e scambi attraverso le barriere dinamiche.

La regione mostrata possiede inoltre un’importanza climatica particolare perché 70 hPa si trova nella bassa stratosfera, dove il trasporto influenza direttamente la composizione dell’aria sopra la tropopausa. Una maggiore risalita tropicale tende ad aumentare il trasporto verticale di aria relativamente povera di ozono dalla regione della tropopausa e può produrre raffreddamento dinamico attraverso espansione adiabatica. Allo stesso tempo, la maggiore compensazione tramite subsidenza extratropicale può trasportare verso quote inferiori aria più ricca di ozono. Variazioni della posizione e dell’intensità delle turnaround latitudes possono quindi contribuire a modificare la distribuzione latitudinale dell’ozono stratosferico e, indirettamente, il suo effetto radiativo.

La risalita a 70 hPa è inoltre strettamente connessa alla temperatura della bassa stratosfera tropicale. Quando l’upwelling aumenta, il raffreddamento adiabatico tende a intensificarsi; quando diminuisce, la temperatura può aumentare relativamente. Seviour et al. trovarono infatti una correlazione negativa significativa, circa −0,65 nelle serie detrended da loro analizzate, tra la variabilità interannuale della temperatura e quella dell’upwelling a 70 hPa, una relazione coerente con il controllo dinamico delle temperature tropicali su scale relativamente brevi. Questa connessione fu anche una delle ragioni per cui gli autori considerarono poco affidabile la tendenza negativa del flusso ascendente ricavata da ERA-Interim: la tendenza della temperatura non forniva una risposta adiabatica coerente con un indebolimento della circolazione di quella entità. 

Lo stesso studio permise di valutare quantitativamente anche il contributo delle onde. A 70 hPa, circa il 70% dell’upwelling annuale medio diagnosticato attraverso il downward control risultava attribuibile alle onde risolte esplicitamente dalla rianalisi, mentre il drag orografico parametrizzato delle onde di gravità contribuiva solo per circa il 4%. La somma di tali contributi non era sufficiente a riprodurre l’intero flusso ascendente, e Seviour et al. attribuirono la discrepanza sia a una possibile sottostima della deposizione di momento da parte delle onde di gravità orografiche sia all’assenza di una parametrizzazione completa delle onde di gravità non orografiche, ad esempio quelle generate dalla convezione. Questo risultato dimostra ancora una volta che il campo della Figura 4 non è semplicemente una proprietà cinematica della circolazione: esso è il prodotto finale del bilancio fra numerose categorie di onde che trasferiscono momento dalla troposfera alla stratosfera. 

La figura assume pertanto un valore particolarmente importante anche nel contesto delle proiezioni climatiche. Molti chemistry-climate models simulano un aumento del flusso ascendente tropicale nel XXI secolo, ma il confronto tra modelli, osservazioni e rianalisi richiede una definizione coerente della diagnostica. Se un modello integra il flusso tra turnaround latitudes mobili mentre un altro utilizza una fascia latitudinale fissa, i risultati possono differire anche in assenza di reali differenze dinamiche. Allo stesso modo, una variazione del livello della tropopausa o della posizione latitudinale della regione ascendente può produrre cambiamenti apparenti della massa che attraversa una specifica superficie di pressione. La Figura 4 mostra quindi perché la scelta del livello verticale, della regione latitudinale e della diagnostica debba essere esplicitata con precisione quando si parla di “accelerazione” o “indebolimento” della Brewer-Dobson circulation.

Nel complesso, la Figura 4 costituisce una sintesi straordinariamente ricca della dinamica della bassa stratosfera. La fascia tropicale ascendente mostra il percorso attraverso cui l’aria entra nel ramo profondo della circolazione; le regioni blu extratropicali evidenziano la compensazione attraverso la subsidenza; il movimento stagionale delle turnaround latitudes dimostra che la regione di upwelling non è geometricamente fissa; il minimo equatoriale rivela la complessità della dinamica tropicale e i limiti di una spiegazione basata esclusivamente sulla pompa extratropicale; l’asimmetria emisferica riflette la diversa attività delle onde planetarie; infine, la distinzione fra turnaround latitudes e barriere subtropicali mostra che circolazione verticale e trasporto orizzontale dei traccianti sono concetti collegati ma non equivalenti. Gli studi di Rosenlof [1995], Plumb ed Eluszkiewicz [1999], Geller et al. [2008], Seviour et al. [2012], Ueyama et al. [2013] e Butchart [2014] convergono così verso una visione della Brewer-Dobson circulation nella quale la risalita tropicale non è una semplice corrente verticale uniforme, bensì una struttura stagionalmente mobile e dinamicamente organizzata dall’interazione fra forzante ondulatoria, bilancio radiativo, conservazione della massa e geometria del momento angolare. È proprio questa complessità a rendere le turnaround latitudes una diagnostica tanto importante: seguendone la migrazione è possibile delimitare fisicamente la regione nella quale la stratosfera viene ventilata dal basso e ottenere una misura molto più coerente della quantità di aria che partecipa al ricambio profondo della stratosfera rispetto a qualsiasi intervallo tropicale definito arbitrariamente.

5. Diagnosi della circolazione di Brewer-Dobson

La diagnosi della circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno dei problemi più complessi della dinamica stratosferica, poiché questa circolazione non può essere identificata semplicemente attraverso l’osservazione diretta dei moti meridionali e verticali dell’atmosfera. Le velocità verticali caratteristiche della stratosfera sono infatti estremamente piccole rispetto alle componenti orizzontali del vento e risultano difficili da determinare direttamente con sufficiente precisione. Per questa ragione, la ricostruzione della circolazione globale che trasporta lentamente l’aria dalla regione tropicale verso le medie e alte latitudini deve essere effettuata combinando differenti informazioni dinamiche, termodinamiche e chimiche. La stessa evoluzione storica del concetto di Brewer-Dobson mostra come sia stato necessario superare la semplice interpretazione euleriana della circolazione meridionale per giungere a una descrizione fisicamente coerente del trasporto stratosferico. Prima della formulazione della teoria della media euleriana trasformata da Andrews e McIntyre negli anni Settanta, la struttura della circolazione meridionale derivata dai campi medi di vento e temperatura appariva infatti incompatibile con le distribuzioni osservate dei principali costituenti atmosferici. La tradizionale circolazione euleriana mostrava celle meridionali che non riproducevano correttamente il trasporto netto di massa, mentre il metodo diabatico introdotto da Murgatroyd e Singleton forniva una rappresentazione più plausibile della circolazione, senza tuttavia risolvere completamente il problema del bilancio dinamico e del momento angolare. L’introduzione del formalismo TEM permise di conciliare questi aspetti, separando in maniera più fisicamente significativa il contributo della circolazione media da quello associato ai moti ondulatori ed evidenziando come la circolazione residua rappresenti una buona approssimazione del trasporto medio lagrangiano della massa atmosferica.

La difficoltà fondamentale consiste nel fatto che la Brewer-Dobson Circulation non è una corrente atmosferica direttamente osservabile nel senso convenzionale del termine. Essa emerge piuttosto come risultato integrato dell’interazione tra moti medi, onde atmosferiche, processi radiativi e mescolamento. Nella concezione moderna, l’aria entra nella stratosfera principalmente attraverso la regione tropicale, risale lentamente, viene trasportata verso le latitudini subtropicali ed extratropicali e infine discende soprattutto alle medie e alte latitudini. A questa componente avvettiva si sovrappone un importante trasporto bidirezionale prodotto dal mescolamento associato alla rottura delle onde. La letteratura moderna distingue inoltre una componente relativamente superficiale della circolazione, che collega i tropici alla bassa stratosfera subtropicale ed extratropicale, e una componente profonda che raggiunge la media e alta stratosfera prima di discendere verso le regioni polari. Plumb, Birner e Bönisch e numerosi studi successivi hanno mostrato come tale distinzione sia essenziale per interpretare correttamente sia la distribuzione dei traccianti sia la risposta della circolazione alla variabilità climatica. Le analisi più recenti basate su ERA5 confermano questa struttura, attribuendo alla componente profonda una forte dipendenza dalla propagazione e dissipazione delle onde planetarie e alla componente più superficiale un contributo relativamente maggiore delle onde sinottiche e delle onde di gravità.

L’avvento delle osservazioni satellitari rappresentò un passaggio fondamentale perché rese finalmente disponibili campi globali di temperatura stratosferica e informazioni sempre più complete sulla struttura del vento. Tuttavia, anche con tali osservazioni, la determinazione delle piccolissime velocità verticali medie rimase problematica. Le prime generazioni di analisi meteorologiche globali presentavano differenze considerevoli e, in particolare nella bassa stratosfera, le velocità verticali derivate potevano essere dominate da rumore numerico, problemi di assimilazione e squilibri tra la componente dinamica e quella termodinamica. Il confronto effettuato da Iwasaki e collaboratori tra differenti rianalisi mostrò chiaramente che prodotti quali ERA-40, NCEP/NCAR e NCEP/DOE potevano restituire campi verticali molto più rumorosi rispetto a prodotti allora più avanzati come JRA-25 ed ERA-Interim. Il progresso delle tecniche di assimilazione, la migliore rappresentazione dei processi stratosferici e l’aumento della risoluzione dei modelli hanno progressivamente ridotto queste limitazioni.

Il passaggio da ERA-Interim a ERA5 ha rappresentato un ulteriore avanzamento sostanziale, ma ha anche dimostrato quanto la diagnosi della Brewer-Dobson Circulation rimanga sensibile al sistema di rianalisi utilizzato. Gli studi di Diallo, Ploeger e collaboratori hanno confrontato la circolazione residua ottenuta da ERA5 con quella ricavata da ERA-Interim, evidenziando una notevole concordanza nella morfologia generale e nella stagionalità della circolazione, ma anche differenze significative nella sua intensità. In particolare, ERA5 presenta nella bassa stratosfera tropicale tassi di riscaldamento diabatico più deboli rispetto a ERA-Interim, con differenze dell’ordine del 30–40% in alcune regioni. Ciò conduce a una risalita tropicale generalmente più lenta e a un’età media dell’aria maggiore. Secondo Ploeger et al. [2021], parte di questa differenza sembra correggere una tendenza di ERA-Interim a rappresentare una risalita eccessivamente intensa nella regione prossima alla tropopausa tropicale. Questo risultato è importante perché dimostra che anche prodotti di rianalisi di altissima qualità non devono essere considerati osservazioni perfette della circolazione, ma ricostruzioni dinamicamente vincolate la cui interpretazione richiede un confronto con misure indipendenti.

Uno dei metodi fondamentali per diagnosticare la Brewer-Dobson Circulation consiste nell’utilizzare il bilancio termodinamico della stratosfera. Nella regione tropicale, dove il moto verticale medio produce raffreddamento adiabatico, questo effetto deve essere compensato in larga misura dal riscaldamento radiativo. La velocità di risalita può pertanto essere stimata conoscendo il riscaldamento diabatico e la struttura termica dell’atmosfera. Questo approccio, originariamente sviluppato attraverso le metodologie di Murgatroyd e Singleton e successivamente perfezionato da Rosenlof e altri autori, ha consentito di ottenere stime realistiche della risalita media nella bassa e media stratosfera tropicale. La sua validità è particolarmente elevata nelle regioni in cui i termini associati all’avvezione orizzontale e agli eddies assumono un ruolo relativamente modesto. In prossimità dei subtropici, alle alte latitudini o durante periodi di intensa attività dinamica, tuttavia, tali approssimazioni diventano meno affidabili e la ricostruzione della circolazione richiede una rappresentazione più completa dei processi ondulatori.

Una prospettiva complementare è fornita dal principio del downward control, che collega la circolazione meridionale residua alla deposizione di momento prodotta dalla dissipazione delle onde atmosferiche alle quote superiori. Il concetto sviluppato da Haynes, McIntyre, Shepherd, Marks e Shine e applicato successivamente da Holton, Rosenlof e numerosi altri autori rappresenta uno dei risultati più importanti della moderna dinamica stratosferica. Esso implica che la circolazione residua a una determinata quota può essere interpretata in relazione alla distribuzione della forzante ondulatoria soprastante. Le onde planetarie provenienti prevalentemente dalla troposfera delle medie latitudini, insieme alle onde di gravità orografiche e non orografiche, depositano momento quando vengono dissipate o vanno incontro a rottura nella stratosfera. Questa deposizione di momento modifica il flusso zonale e induce, attraverso l’aggiustamento dinamico dell’atmosfera, una circolazione meridionale caratterizzata da risalita tropicale e subsidenza extratropicale. La Brewer-Dobson Circulation deve quindi essere considerata fondamentalmente una circolazione guidata dalle onde e non una semplice risposta termica alla distribuzione della radiazione solare.

La stagionalità della circolazione costituisce una delle manifestazioni più evidenti di questo controllo dinamico. La propagazione delle onde planetarie verso la stratosfera è fortemente favorita nell’emisfero invernale, dove la configurazione dei venti occidentali permette alle onde di Rossby generate nella troposfera di propagarsi verticalmente. Di conseguenza, la circolazione di Brewer-Dobson raggiunge generalmente la massima intensità durante l’inverno, con forte subsidenza nella regione polare dell’emisfero invernale e una compensazione attraverso la risalita tropicale. Durante l’estate, invece, la propagazione delle onde planetarie verso la stratosfera è molto più limitata. Questa marcata asimmetria stagionale è uno dei motivi per cui il metodo del downward control tende a funzionare particolarmente bene nelle condizioni solstiziali, quando il sistema presenta una struttura dinamicamente più organizzata.

Le osservazioni mostrano inoltre una significativa asimmetria tra i due emisferi. La maggiore presenza di continenti, catene montuose e contrasti termici nell’Emisfero Settentrionale determina generalmente una più intensa generazione di onde planetarie durante l’inverno boreale rispetto all’inverno australe. La stratosfera artica risulta pertanto più dinamicamente variabile e maggiormente soggetta a disturbi del vortice polare, compresi gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso. Il vortice antartico, al contrario, tende a essere più stabile e persistente. Queste differenze influenzano profondamente la struttura della subsidenza associata al ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation. Gli studi di Manney et al. e Tegtmeier et al., basati su traiettorie isentropiche e diabatiche, hanno mostrato che durante gli inverni artici relativamente indisturbati la massima discesa può essere concentrata vicino al bordo del vortice, mentre negli inverni fortemente disturbati la subsidenza può intensificarsi nel suo interno. L’aumento dell’attività ondulatoria associato agli inverni dinamicamente perturbati può inoltre accrescere la discesa media integrata all’interno del vortice.

Le traiettorie lagrangiane costituiscono dunque un secondo importante strumento diagnostico. Seguendo numericamente il movimento delle masse d’aria attraverso campi meteorologici tridimensionali è possibile ricostruire il trasporto nella stratosfera e valutare separatamente la componente quasi orizzontale lungo le superfici isentropiche e quella diabatico-verticale attraverso tali superfici. Questo metodo consente di superare alcune delle limitazioni associate alle medie zonali, poiché conserva informazioni sulla reale tridimensionalità del flusso. La Brewer-Dobson Circulation viene definita spesso attraverso una rappresentazione bidimensionale media, ma il meccanismo fisico che la genera è intrinsecamente tridimensionale. Le onde planetarie, le onde di gravità, i vortici, i filamenti di vorticità potenziale e gli eventi di rottura delle onde presentano infatti strutture fortemente dipendenti dalla longitudine. La circolazione media osservata costituisce pertanto il risultato statistico di una dinamica molto più complessa.

Particolarmente importante è la diagnostica basata sull’“età dell’aria”, che fornisce informazioni integrate sui tempi di trasporto stratosferico. L’età media dell’aria può essere interpretata, in termini semplicificati, come il tempo medio trascorso da una massa d’aria dall’ingresso nella stratosfera fino al luogo in cui viene osservata. Tuttavia, questo parametro non deve essere identificato con il tempo impiegato da una singola particella atmosferica: in ogni punto della stratosfera si incontrano masse d’aria caratterizzate da numerose storie di trasporto differenti. Per questo motivo la teoria moderna utilizza il concetto di spettro delle età, che descrive la distribuzione dei differenti tempi di transito. L’età media rappresenta soltanto una sintesi di questa distribuzione. Tale distinzione è fondamentale, poiché la circolazione residua e il mescolamento influenzano in maniera diversa la forma dello spettro delle età.

Le simulazioni lagrangiane CLaMS guidate da ERA5 hanno permesso di studiare in dettaglio queste proprietà. Ploeger et al. [2021] hanno mostrato che ERA5 produce generalmente un’età dell’aria maggiore rispetto a ERA-Interim e quindi una Brewer-Dobson Circulation media più lenta. Allo stesso tempo, nel periodo 1989–2018 ERA5 mostra una tendenza verso età inferiori in gran parte della stratosfera, indicativa di un’accelerazione della circolazione residua su scala pluridecennale. La componente superficiale appare in accelerazione sia in ERA5 sia in ERA-Interim, mentre differenze più rilevanti emergono per il ramo profondo. Lo studio degli spettri dell’età mostra inoltre che i cambiamenti non riguardano semplicemente un’accelerazione uniforme dell’intera circolazione: possono variare sia la frazione di aria giovane sia quella di aria vecchia e possono cambiare separatamente i tempi di transito delle diverse branche della circolazione.

Le osservazioni dei gas traccia rappresentano una verifica indipendente estremamente importante. Storicamente, proprio la distribuzione del vapore acqueo e dell’ozono fornì a Brewer e Dobson gli indizi fondamentali per ipotizzare l’esistenza della circolazione. Il bassissimo contenuto di vapore acqueo della stratosfera suggeriva che l’aria entrasse prevalentemente attraverso la fredda tropopausa tropicale, dove la condensazione rimuove una grande frazione dell’acqua. La distribuzione dell’ozono, con concentrazioni elevate alle medie e alte latitudini malgrado la sua principale produzione fotochimica avvenga nelle regioni tropicali e subtropicali dell’alta stratosfera, indicava invece l’esistenza di un trasporto meridionale. Tali osservazioni costituirono le basi empiriche del paradigma di Brewer-Dobson molti decenni prima che la teoria dinamica delle onde ne fornisse una spiegazione completa.

Uno degli esempi più eleganti di diagnostica mediante traccianti è il cosiddetto water vapor tape recorder. Il ciclo stagionale della temperatura della tropopausa tropicale modula la quantità di vapore acqueo che riesce a entrare nella stratosfera. Questa variazione stagionale viene successivamente trasportata verso l’alto dalla lenta risalita tropicale, producendo nelle osservazioni una successione verticale di anomalie umide e secche. Mote et al. [1996] mostrarono che la velocità con cui questo segnale si propaga verticalmente può essere utilizzata per stimare la velocità della risalita tropicale. Il tape recorder costituisce quindi una sorta di marcatura naturale delle masse d’aria, nella quale il ciclo stagionale della tropopausa lascia un’impronta che viene successivamente trasportata attraverso la stratosfera.

Per determinare l’età dell’aria sono particolarmente utili anche traccianti a lunga vita la cui concentrazione troposferica varia in maniera sufficientemente regolare nel tempo, come l’anidride carbonica e l’esafluoruro di zolfo. Le misure mediante palloni, strumenti in situ, satelliti e più recentemente sistemi AirCore hanno permesso di costruire serie temporali pluridecennali. Engel et al. [2017], utilizzando una serie di osservazioni alle medie latitudini dell’Emisfero Settentrionale estesa per oltre quarant’anni, ottennero una piccola tendenza positiva dell’età media dell’aria, pari a circa 0,15 anni per decennio, ma statisticamente non significativa. Questo risultato appariva allora in contrasto con numerosi modelli climatici, i quali prevedevano una diminuzione dell’età dell’aria e quindi un’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation sotto l’effetto dell’aumento dei gas serra.

L’interpretazione delle osservazioni di SF6 richiede tuttavia particolare cautela. Questo gas non è perfettamente inerte nell’intero dominio atmosferico, poiché subisce una perdita nella mesosfera. Una parte dell’aria mesosferica impoverita di SF6 può successivamente essere trasportata verso la stratosfera, producendo valori apparentemente troppo elevati dell’età dell’aria. Studi successivi hanno dimostrato che questo effetto può alterare non soltanto i valori assoluti dell’età, ma persino la stima delle sue tendenze a lungo termine. Loeffel et al. [2022], mediante simulazioni con il modello chimico-climatico EMAC, hanno mostrato che l’inclusione esplicita della perdita mesosferica di SF6 può aumentare sostanzialmente l’età apparente dell’aria derivata dal tracciante e modificare il segno delle tendenze diagnosticate. Questo risultato contribuisce a spiegare parte della storica discrepanza tra modelli e osservazioni e dimostra quanto sia delicato utilizzare un singolo tracciante come indicatore quantitativo dell’intensità della Brewer-Dobson Circulation.

La letteratura più recente sta modificando ulteriormente questo quadro. Una revisione pubblicata da Garny e collaboratori nel 2024 ha riesaminato in maniera sistematica teoria, osservazioni e simulazioni dell’età dell’aria, mostrando come differenze nelle procedure di elaborazione, nella distribuzione geografica e temporale dei campionamenti, nella rappresentazione del mescolamento e nelle proprietà dei singoli traccianti possano incidere sensibilmente sulle tendenze ricavate. L’età dell’aria non può pertanto essere interpretata come un semplice misuratore della velocità della Brewer-Dobson Circulation: essa integra contemporaneamente gli effetti dell’advezione media, del mescolamento, della ricircolazione e delle differenti vie attraverso cui l’aria attraversa la stratosfera.

Un risultato particolarmente significativo è stato pubblicato nel 2026. Una nuova rianalisi delle osservazioni in situdell’età dell’aria nell’Emisfero Settentrionale per il periodo 1993–2025, incorporando nuove misure e correggendo differenze sistematiche tra i sistemi di campionamento, ha ottenuto tendenze negative dell’età media nella stratosfera extratropicale boreale. Tali tendenze indicano un’accelerazione della circolazione stratosferica a partire dagli anni Novanta e risultano, per il segno della variazione, coerenti con quanto previsto da lungo tempo dai modelli climatici. Lo studio rileva tuttavia che l’accelerazione osservata appare più intensa di quella generalmente simulata e presenta una struttura verticale non perfettamente coincidente con quella modellistica. Il risultato è scientificamente importante perché riduce una delle discrepanze storiche tra le proiezioni modellistiche di rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation e alcune precedenti serie osservative dell’età dell’aria, pur mostrando che la questione quantitativa non può ancora essere considerata definitivamente risolta.

I modelli globali tridimensionali sono indispensabili per comprendere questa complessità. Già i primi esperimenti di Kida e successivamente gli studi di Plumb e Mahlman dimostrarono che un modello tridimensionale poteva riprodurre i principali aspetti del trasporto stratosferico e aiutare a interpretare la relazione tra circolazione media, trasporto lagrangiano e mescolamento. Con l’evoluzione dei modelli generali della circolazione e successivamente dei Chemistry-Climate Models, la rappresentazione della stratosfera è diventata progressivamente più realistica. L’aumento dell’estensione verticale, della risoluzione e della complessità dei processi fisici ha consentito di simulare esplicitamente l’interazione tra dinamica stratosferica, ozono, radiazione, onde planetarie e onde di gravità.

Gli esperimenti coordinati CCMVal hanno costituito un passaggio fondamentale. Butchart et al. confrontarono un insieme di modelli chimico-climatici e mostrarono che la maggior parte era capace di riprodurre in maniera convincente la struttura climatologica della risalita tropicale e la posizione delle latitudini alle quali la velocità verticale residua cambia segno. Il confronto con ERA-Interim mostrava un accordo sorprendentemente buono per il flusso di massa tropicale medio a circa 70 hPa. Tuttavia, dietro questa apparente convergenza emergeva una notevole diversità nei meccanismi responsabili della forzante. In alcuni modelli le onde di gravità orografiche fornivano un contributo molto piccolo, mentre in altri assumevano un ruolo sostanziale. Nella media multimodello analizzata da Butchart et al. [2011], le onde di gravità orografiche parametrizzate contribuivano per circa il 21% alla forzante della risalita tropicale a 70 hPa e quelle non orografiche per circa il 7%, ma il contributo orografico variava da pochi punti percentuali a oltre il 40% nei singoli modelli.

Questa compensazione costituisce ancora oggi un problema fondamentale. Due modelli possono simulare un’intensità complessiva della Brewer-Dobson Circulation molto simile pur ottenendola attraverso combinazioni differenti di onde planetarie, onde sinottiche e onde di gravità. Ciò significa che la semplice capacità di riprodurre correttamente il flusso di massa climatologico non garantisce che il modello rappresenti correttamente i processi fisici responsabili della circolazione. Questa considerazione assume particolare importanza nelle proiezioni climatiche, perché differenti componenti della forzante ondulatoria possono rispondere in maniera diversa all’aumento dei gas serra. La capacità di riprodurre il clima presente costituisce quindi una condizione necessaria, ma non sufficiente, per attribuire elevata affidabilità alle proiezioni della futura Brewer-Dobson Circulation.

Le simulazioni climatiche indicano generalmente un rafforzamento della circolazione nel corso del XXI secolo, soprattutto della risalita tropicale. Tale risposta viene interpretata principalmente come conseguenza delle modificazioni della propagazione e dissipazione delle onde provocate dal cambiamento della struttura dei venti zonali e della stabilità atmosferica sotto l’effetto dell’aumento dei gas serra. Gli studi di Garcia e Randel, Butchart et al., Shepherd e McLandress e molti lavori successivi hanno mostrato che l’accelerazione non deve essere interpretata come una semplice risposta all’aumento della temperatura superficiale, bensì come conseguenza di modificazioni dinamiche della forzante ondulatoria. Alcune simulazioni indicano contemporaneamente una modifica della geometria della regione di risalita tropicale. Li et al. [2010], per esempio, mostrarono in un modello chimico-climatico che il ramo ascendente della Brewer-Dobson Circulation nella bassa stratosfera può restringersi verso l’equatore, nonostante l’intensificazione del flusso complessivo, a causa dello spostamento delle latitudini critiche delle onde di Rossby e delle variazioni nella convergenza del flusso ondulatorio.

Su scale interannuali la situazione è ulteriormente complicata dalla variabilità naturale. La Quasi-Biennial Oscillation modifica i venti zonali della stratosfera tropicale e quindi le condizioni di propagazione delle onde, influenzando la risalita tropicale e la circolazione extratropicale. ENSO può a sua volta modificare la propagazione delle onde planetarie provenienti dalla troposfera e alterare la Brewer-Dobson Circulation, soprattutto durante l’inverno boreale. A questi fattori si aggiungono gli aerosol vulcanici, le variazioni dell’ozono, gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso e altre forme di variabilità atmosferica. Le analisi ERA5 mostrano chiaramente la modulazione della circolazione da parte di QBO ed ENSO e confermano che le variazioni osservate su pochi anni o persino su uno o due decenni non devono essere automaticamente interpretate come tendenze climatiche di lungo periodo.

La diagnosi della Brewer-Dobson Circulation deve quindi essere considerata un problema multidimensionale nel quale nessuna singola metodologia può fornire, isolatamente, una descrizione definitiva. La circolazione residua TEM fornisce un quadro dinamico estremamente potente e permette di collegare la circolazione alla forzante ondulatoria; il bilancio diabatico offre una stima indipendente della risalita, soprattutto nella stratosfera tropicale; il downward controlmette in evidenza il legame tra deposizione di momento e risposta meridionale; le traiettorie lagrangiane descrivono le reali vie tridimensionali seguite dalle masse d’aria; i traccianti a lunga vita e l’età dell’aria forniscono informazioni integrate sui tempi di trasporto e sul mescolamento; infine, modelli e rianalisi consentono di ricostruire il sistema globale e di separare i diversi meccanismi dinamici. La convergenza tra questi approcci rappresenta la migliore strategia disponibile per stabilire la struttura e le variazioni della circolazione.

In questa prospettiva, la Brewer-Dobson Circulation appare non come un singolo nastro trasportatore atmosferico uniforme, ma come un sistema complesso formato da vie di trasporto con differenti tempi caratteristici, profondità e meccanismi di forzante. Il ramo superficiale controlla in modo particolarmente efficace gli scambi tra la regione tropicale e la bassa stratosfera extratropicale; quello profondo governa il lento trasferimento dell’aria verso la media e alta stratosfera e la successiva discesa alle alte latitudini; il mescolamento modifica continuamente la composizione delle masse d’aria lungo queste traiettorie. Le moderne rianalisi e gli studi sull’età dell’aria confermano pertanto l’intuizione originaria di Brewer e Dobson, ma ne rivelano una struttura molto più articolata di quella immaginata inizialmente. La diagnosi quantitativa della circolazione rimane una delle principali sfide della scienza stratosferica proprio perché essa richiede di distinguere tra trasporto avvettivo, mescolamento, variabilità naturale e cambiamenti climatici di lungo periodo.

La progressiva convergenza tra rianalisi di nuova generazione, osservazioni dei traccianti, misure AirCore, dati satellitari e modelli chimico-climatici sta comunque riducendo molte delle incertezze storiche. In particolare, i risultati ottenuti con ERA5 e le più recenti rivalutazioni osservative dell’età dell’aria rafforzano l’ipotesi che la Brewer-Dobson Circulation stia subendo cambiamenti coerenti con un’accelerazione almeno di alcune sue componenti, come previsto dalla maggior parte dei modelli in risposta all’aumento dei gas serra. Allo stesso tempo, le differenze tra le varie branche della circolazione, tra i due emisferi e tra differenti intervalli verticali impongono di evitare una descrizione eccessivamente semplificata in termini di un unico indice di “forza” della BDC. La questione scientifica non consiste più soltanto nello stabilire se la circolazione stia diventando più intensa, ma nel determinare quali rami stiano cambiando, a quali quote, attraverso quali meccanismi ondulatori e con quali conseguenze per ozono, vapore acqueo, aerosol e altri costituenti radiativamente attivi. È proprio questa integrazione tra dinamica, chimica atmosferica e clima a rendere la diagnosi della circolazione di Brewer-Dobson uno degli elementi centrali per comprendere l’evoluzione presente e futura della stratosfera terrestre.

Figura 5 – Struttura stagionale della circolazione residua TEM e della Brewer-Dobson Circulation

La Figura 5 costituisce una rappresentazione particolarmente efficace della struttura climatologica e della marcata stagionalità della circolazione di Brewer-Dobson, poiché mostra la funzione di corrente della circolazione media residua nell’ambito del formalismo della media euleriana trasformata, ricavata dalla rianalisi ERA-Interim e mediata sul periodo 1989–2009. La funzione di corrente TEM rappresentata nei quattro pannelli consente di visualizzare il trasporto medio di massa nella sezione latitudine-quota dell’atmosfera e, rispetto alla semplice circolazione euleriana media, offre una descrizione fisicamente molto più significativa della componente avvettiva del trasporto stratosferico. La formulazione TEM, sviluppata soprattutto a partire dai lavori fondamentali di Andrews e McIntyre negli anni Settanta, permette infatti di incorporare nella definizione della circolazione media gli effetti associati ai flussi eddy di calore e quantità di moto, superando alcune delle contraddizioni che avevano caratterizzato i primi tentativi di ricostruire la circolazione meridionale stratosferica esclusivamente dai campi medi di vento. In questo senso, la Figura 5 non deve essere interpretata come una rappresentazione istantanea di correnti atmosferiche direttamente osservabili, ma come una diagnosi della circolazione residua che, su scale temporali sufficientemente lunghe, costituisce una buona approssimazione della componente media del trasporto lagrangiano di massa. I quattro pannelli corrispondono rispettivamente all’inverno boreale, dicembre-gennaio-febbraio, alla primavera boreale, marzo-aprile-maggio, all’estate boreale e inverno australe, giugno-luglio-agosto, e infine all’autunno boreale, settembre-ottobre-novembre. L’asse orizzontale descrive la latitudine, mentre quello verticale è espresso in pressione atmosferica e si estende dalla troposfera inferiore fino alla stratosfera superiore. La pressione è rappresentata su scala logaritmica, cosicché il passaggio da circa 1000 hPa a 100, 10 e 1 hPa corrisponde progressivamente al passaggio dalla bassa atmosfera alla bassa, media e alta stratosfera. Anche gli intervalli della funzione di corrente sono distribuiti logaritmicamente, una scelta necessaria perché il trasporto di massa nella troposfera è molto più intenso di quello che caratterizza la lenta circolazione stratosferica. Le linee continue e tratteggiate indicano valori di segno opposto della funzione di corrente; tale segno identifica il differente senso della circolazione nei due emisferi e non deve essere interpretato, isolatamente, come sinonimo di risalita o discesa. Sono piuttosto la disposizione spaziale e la curvatura dei contorni, combinate con la struttura della velocità verticale residua, a descrivere il percorso complessivo delle masse d’aria.

La caratteristica più evidente della Figura 5 è la straordinaria asimmetria stagionale della circolazione. Nel pannello relativo a DJF la struttura stratosferica dell’Emisfero Settentrionale risulta nettamente più sviluppata rispetto a quella dell’Emisfero Australe. La circolazione residua si estende dai tropici fino alle alte latitudini boreali e raggiunge la stratosfera superiore, evidenziando il rafforzamento del ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation durante l’inverno settentrionale. L’aria che entra nella stratosfera attraverso la tropopausa tropicale viene lentamente sollevata nella regione equatoriale e tropicale, trasportata verso nord e successivamente fatta discendere nella stratosfera extratropicale e polare. Questo comportamento è perfettamente coerente con il paradigma dinamico secondo il quale la Brewer-Dobson Circulation è una circolazione guidata principalmente dalla propagazione e dissipazione delle onde atmosferiche. I lavori di Holton, Haynes e collaboratori hanno mostrato che il deposito di quantità di moto prodotto dalla rottura delle onde planetarie e delle onde di gravità modifica il flusso zonale medio e induce una risposta meridionale che si manifesta sotto forma di risalita tropicale e subsidenza extratropicale. La maggiore intensità della circolazione durante l’inverno boreale deriva quindi dalla maggiore capacità delle onde di Rossby generate nella troposfera dell’Emisfero Settentrionale di propagarsi verticalmente nella stratosfera attraverso i venti occidentali invernali. La presenza delle grandi catene montuose, dell’elevato contrasto terra-oceano e di una distribuzione longitudinale più asimmetrica delle sorgenti troposferiche di onde rende inoltre l’inverno boreale particolarmente favorevole a un’intensa attività ondulatoria.

La configurazione osservata in DJF spiega anche perché la stratosfera artica sia dinamicamente molto più variabile di quella antartica. Le onde planetarie possono disturbare profondamente il vortice polare boreale e, negli episodi più estremi, produrre riscaldamenti stratosferici improvvisi. Tali eventi sono accompagnati da importanti variazioni della circolazione residua, con intensificazione temporanea del trasporto meridionale e della subsidenza alle alte latitudini. Studi quali quelli di Dunkerton, Newman, Manney e successivamente Tegtmeier e collaboratori hanno evidenziato come la discesa diabatico-lagrangiana dell’aria all’interno del vortice artico dipenda fortemente dallo stato dinamico dell’inverno. Negli inverni relativamente tranquilli il massimo della subsidenza può essere maggiormente concentrato verso il bordo del vortice, mentre negli inverni fortemente disturbati l’intensa attività ondulatoria può determinare una discesa più pronunciata anche nelle regioni interne del vortice. La Figura 5 rappresenta naturalmente una climatologia stagionale e non permette di distinguere i singoli eventi, ma la struttura media di DJF costituisce il risultato integrato di questi processi dinamici.

Il pannello di JJA mostra il ribaltamento stagionale della circolazione. In questo periodo l’Emisfero Australe si trova in inverno e la componente stratosferica della Brewer-Dobson Circulation diventa nettamente più sviluppata a sud dell’equatore, mentre il ramo profondo boreale si riduce considerevolmente. La similitudine generale tra DJF e JJA dimostra che l’intensificazione della circolazione segue l’emisfero invernale, ma le due stagioni non rappresentano immagini perfettamente speculari. La stratosfera australe è caratterizzata da una minore attività delle onde planetarie di grande scala, conseguenza della maggiore zonalità della circolazione atmosferica dell’Emisfero Sud e della minore presenza di forzanti orografiche e termiche stazionarie. Il vortice polare antartico è quindi generalmente più intenso, simmetrico e persistente del vortice artico. Studi classici di Randel, Newman, Holton e numerosi lavori successivi hanno evidenziato questa fondamentale asimmetria emisferica. Essa ha conseguenze importanti non soltanto sulla dinamica, ma anche sul trasporto dell’ozono e degli altri costituenti chimici, perché la durata e l’intensità del vortice determinano il grado di isolamento della massa d’aria polare e influenzano profondamente i processi di discesa e mescolamento.

Particolarmente interessante è la regione tropicale della Figura 5. Sebbene la rappresentazione della funzione di corrente non mostri direttamente il campo della velocità verticale residua, la geometria complessiva dei contorni è coerente con la presenza di un’ampia zona di risalita tropicale. L’aria attraversa prevalentemente la tropopausa nelle basse latitudini e viene successivamente trasportata verso entrambi gli emisferi. Questa regione costituisce la porta principale attraverso cui la massa atmosferica entra nella stratosfera e coincide, in senso dinamico, con il ramo ascendente della Brewer-Dobson Circulation. Rosenlof, attraverso diagnosi diabatiche della circolazione, mostrò già negli anni Novanta che il massimo della risalita tropicale possiede una marcata variazione stagionale e tende a essere più intenso durante l’inverno boreale. Questa stagionalità è stata successivamente confermata dalle rianalisi e dalle osservazioni dei traccianti. Uno degli esempi più importanti è il cosiddetto water vapor tape recorder descritto da Mote et al. nel 1996. Il ciclo annuale della temperatura della tropopausa tropicale imprime infatti una corrispondente modulazione al vapore acqueo che entra nella stratosfera; il successivo spostamento verso l’alto di questa struttura consente di stimare indirettamente la velocità della risalita tropicale. Il fenomeno offre quindi una verifica indipendente dell’esistenza del ramo ascendente rappresentato dalle diagnosi TEM.

La Figura 5 permette inoltre di comprendere perché sia utile distinguere tra una componente superficiale e una componente profonda della Brewer-Dobson Circulation. La parte più bassa della circolazione stratosferica connette rapidamente le basse latitudini alla bassa stratosfera subtropicale ed extratropicale e viene generalmente definita shallow branch. Il ramo profondo, o deep branch, trasporta invece l’aria verso quote molto maggiori prima che questa venga trasferita verso le alte latitudini e ridiscenda. La distinzione è stata approfondita, tra gli altri, da Birner e Bönisch e successivamente dagli studi basati sull’età dell’aria e sulle traiettorie lagrangiane. Queste analisi hanno mostrato che i due rami possiedono differenti tempi di transito e possono essere forzati da differenti componenti dello spettro ondulatorio. Le onde sinottiche e una parte delle onde di gravità esercitano un’influenza importante sulla circolazione della bassa stratosfera, mentre le onde planetarie di grande scala svolgono un ruolo determinante nella formazione della componente più profonda, soprattutto durante l’inverno.

Un altro aspetto significativo è la transizione mostrata nei pannelli MAM e SON. Durante marzo-aprile-maggio il ramo boreale della circolazione, ancora relativamente sviluppato all’inizio della stagione, comincia progressivamente a indebolirsi con la scomparsa dei forti venti occidentali stratosferici invernali. Contemporaneamente, nell’Emisfero Australe iniziano a instaurarsi le condizioni dinamiche che consentono una maggiore propagazione verticale delle onde e quindi il rafforzamento della circolazione invernale australe. Nel pannello SON avviene sostanzialmente il processo inverso: la componente australe si indebolisce con il passaggio alla primavera meridionale, mentre l’Emisfero Settentrionale si avvia verso la configurazione invernale. Questa continua riorganizzazione stagionale dimostra come la Brewer-Dobson Circulation non debba essere immaginata come una cella fissa, ma come un sistema dinamico la cui geometria, intensità e profondità cambiano continuamente in risposta alla circolazione zonale e alla propagazione delle onde.

La relazione tra la Figura 5 e il principio del downward control è particolarmente importante. Secondo il quadro teorico sviluppato da Haynes et al. e applicato alla stratosfera da Holton e Rosenlof, la circolazione residua osservata a una certa quota è controllata dalla distribuzione integrata della forzante ondulatoria al di sopra di quella quota. La dissipazione delle onde produce una forza sul flusso zonale e l’atmosfera risponde mediante una circolazione meridionale secondaria. È questo meccanismo che collega fisicamente l’attività ondulatoria alla risalita tropicale e alla discesa extratropicale. La Figura 5 costituisce pertanto la manifestazione macroscopica di un insieme di processi tridimensionali molto complessi. Le onde vengono generate nella troposfera, si propagano verticalmente soltanto dove la struttura del vento medio lo consente, interagiscono con il flusso stratosferico e infine si dissipano o vanno incontro a rottura. La circolazione TEM rappresentata nella figura è il risultato medio zonale di questi processi.

Gli studi modellistici hanno fornito una conferma indipendente di tale interpretazione. Plumb e Mahlman mostrarono già alla fine degli anni Ottanta che modelli tridimensionali della circolazione generale erano in grado di riprodurre le principali caratteristiche del trasporto stratosferico. Successivamente Boville, Beagley et al. e Butchart e Austin dimostrarono che i modelli potevano simulare qualitativamente la struttura della circolazione residua TEM. Gli esperimenti coordinati con i Chemistry-Climate Models hanno poi consentito confronti quantitativi più rigorosi. Butchart et al. mostrarono che la maggior parte dei modelli utilizzati nelle intercomparazioni CCMVal riusciva a riprodurre abbastanza bene sia la localizzazione della regione tropicale di risalita sia il ciclo stagionale del flusso di massa stratosferico. In particolare, il confronto dell’upwelling tropicale a circa 70 hPa con ERA-Interim mostrava un accordo sorprendentemente buono nella media multimodello. Tuttavia, i diversi modelli potevano ottenere un flusso di massa simile attraverso una differente ripartizione della forzante fra onde planetarie e onde di gravità parametrizzate. Questo risultato è estremamente importante perché indica che la corretta simulazione della struttura complessiva osservabile nella Figura 5 non garantisce necessariamente che i modelli stiano riproducendo esattamente gli stessi meccanismi fisici.

Un parametro direttamente collegato alla struttura della circolazione rappresentata nella Figura 5 è costituito dalle cosiddette turnaround latitudes. Queste corrispondono alle latitudini subtropicali alle quali la velocità verticale residua cambia segno, separando la regione di risalita tropicale dalle regioni di subsidenza extratropicale. Seviour et al. [2012], utilizzando proprio ERA-Interim, hanno studiato dettagliatamente la loro posizione e la loro variabilità. Le turnaround latitudes non devono essere confuse con le barriere subtropicali al trasporto che delimitano il cosiddetto tropical pipe. Quest’ultimo concetto, sviluppato soprattutto da Plumb, descrive la relativa difficoltà con cui le masse d’aria tropicali vengono mescolate orizzontalmente con le regioni extratropicali a determinate quote. Il confine della risalita tropicale e quello della barriera di mescolamento non coincidono necessariamente, poiché il trasporto medio avvettivo e il mescolamento eddy costituiscono processi distinti.

La diagnosi della circolazione tramite ERA-Interim rappresentò un notevole progresso rispetto alle rianalisi precedenti. Iwasaki et al. confrontarono diversi prodotti di rianalisi e mostrarono che le velocità verticali residue nella bassa stratosfera potevano essere estremamente rumorose in alcuni dataset, mentre ERA-Interim e JRA-25 presentavano una struttura molto più coerente. Questo spiega perché la climatologia di Seviour et al. divenne un riferimento importante per la valutazione della Brewer-Dobson Circulation. Tuttavia, anche una rianalisi avanzata non costituisce un’osservazione diretta della circolazione. Le velocità verticali stratosferiche sono talmente piccole che vengono essenzialmente ricostruite attraverso il sistema di assimilazione e il bilancio dinamico e termodinamico del modello. Le successive rianalisi, tra cui ERA5, hanno ulteriormente migliorato risoluzione, assimilazione dei dati e rappresentazione della stratosfera e hanno mostrato alcune differenze quantitative rispetto a ERA-Interim, soprattutto per quanto riguarda l’intensità della risalita tropicale e i tassi di riscaldamento diabatico. Ciò non invalida il quadro rappresentato nella Figura 5, ma sottolinea che i valori quantitativi della circolazione residua rimangono associati a una certa incertezza.

La struttura mostrata dalla figura possiede profonde conseguenze per la composizione chimica della stratosfera. La risalita tropicale trasporta verso l’alto aria relativamente giovane proveniente dalla troposfera, contenente gas sorgente quali composti alogenati, metano e protossido di azoto. Durante il lento trasporto verso la media e alta stratosfera questi composti vengono trasformati dalla fotolisi e dalle reazioni chimiche. Il successivo trasporto verso le alte latitudini e la subsidenza redistribuiscono ozono e altri prodotti fotochimici. La Brewer-Dobson Circulation è quindi essenziale per comprendere perché la distribuzione dell’ozono non coincida semplicemente con le regioni della sua massima produzione fotochimica. La stessa intuizione originaria di Dobson derivò dall’osservazione che le maggiori quantità totali di ozono si trovavano alle medie e alte latitudini nonostante l’intensa produzione fotochimica nella stratosfera tropicale.

Anche l’età dell’aria costituisce una conseguenza diretta della geometria mostrata in Figura 5. L’aria che entra nella stratosfera tropicale è relativamente giovane e diventa progressivamente più vecchia seguendo percorsi che possono estendersi verso la media e alta stratosfera prima di raggiungere le regioni extratropicali. Hall e Plumb svilupparono il concetto di spettro delle età, mostrando che in ogni punto della stratosfera non esiste un’unica età dell’aria, ma una distribuzione di tempi di transito differenti. Questa distribuzione riflette l’azione combinata della circolazione residua e del mescolamento. È pertanto importante comprendere che la Figura 5 rappresenta soltanto la componente avvettiva media della circolazione; il trasporto effettivo delle specie chimiche comprende anche un’intensa componente di mescolamento, in particolare nelle surf zones extratropicali, dove la rottura delle onde produce filamenti e scambi irreversibili di massa.

La Figura 5 assume infine un significato particolare nel contesto del cambiamento climatico. Numerosi modelli chimico-climatici, tra cui quelli analizzati da Butchart et al., Garcia e Randel e Shepherd e McLandress, hanno previsto un rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation in risposta all’aumento dei gas serra. Il meccanismo non consiste semplicemente in un aumento termico dell’atmosfera, ma in una modificazione della struttura dei venti, della propagazione ondulatoria e della deposizione di momento nella stratosfera. Una circolazione più intensa determinerebbe una maggiore risalita tropicale, un più rapido trasporto dell’aria verso le alte latitudini e modificazioni dell’età media dell’aria. Gli effetti potrebbero estendersi alla distribuzione dell’ozono, alla concentrazione del vapore acqueo stratosferico e quindi al bilancio radiativo climatico. La risposta non dovrebbe tuttavia essere uniforme: ramo superficiale e ramo profondo possono evolvere diversamente e la larghezza della regione tropicale di risalita può cambiare indipendentemente dalla sua intensità.

Nel complesso, la Figura 5 di Seviour et al. [2012] deve quindi essere interpretata come molto più di una semplice climatologia della funzione di corrente TEM. Essa sintetizza visivamente alcuni dei principi fondamentali della moderna dinamica stratosferica: l’esistenza di una risalita persistente nelle basse latitudini, il trasporto di massa verso le regioni extratropicali, la subsidenza dominante nell’emisfero invernale, la distinzione tra branche superficiali e profonde, la marcata stagionalità della circolazione e il controllo esercitato dalla propagazione e dissipazione delle onde atmosferiche. Il confronto fra DJF, MAM, JJA e SON mostra in maniera immediata che la Brewer-Dobson Circulation è un sistema globale, ma profondamente asimmetrico e variabile nel corso dell’anno. Allo stesso tempo, la figura mette in luce uno degli aspetti più affascinanti della dinamica atmosferica: una circolazione meridionale relativamente lenta, con velocità verticali difficilissime da misurare direttamente, può governare su scala planetaria la distribuzione dell’ozono, del vapore acqueo, degli aerosol e di numerosi gas traccia, collegando la troposfera tropicale alla stratosfera polare attraverso l’azione integrata delle onde. È proprio per questa ragione che la funzione di corrente TEM mostrata nella Figura 5 rappresenta uno degli strumenti diagnostici più importanti per comprendere la struttura fisica della Brewer-Dobson Circulation e per valutarne la variabilità naturale e l’eventuale evoluzione in un clima in cambiamento.

Figura 6 – Variabilità della discesa diabatico-lagrangiana nel vortice polare artico e relazione con la Brewer-Dobson Circulation

La Figura 6, tratta da Tegtmeier et al. [2008], costituisce una rappresentazione particolarmente significativa della variabilità interannuale del ramo discendente della circolazione di Brewer-Dobson nella stratosfera polare artica, poiché confronta direttamente la discesa lagrangiana diabatico-integrata durante due inverni caratterizzati da condizioni dinamiche profondamente differenti, il 1996/1997 e il 1998/1999. La grande importanza scientifica di questa figura deriva dal fatto che la Brewer-Dobson Circulation, pur essendo comunemente rappresentata attraverso una circolazione media zonale caratterizzata da risalita tropicale, trasporto verso i poli e subsidenza extratropicale, possiede in realtà una struttura tridimensionale estremamente variabile, fortemente modulata dalla propagazione delle onde planetarie, dallo stato del vortice polare, dagli eventi di riscaldamento stratosferico e dai processi di mescolamento. Attraverso il calcolo delle traiettorie delle masse d’aria, Tegtmeier e collaboratori hanno potuto ricostruire direttamente la componente discendente del trasporto all’interno del vortice, offrendo così una prospettiva lagrangiana complementare alle diagnosi basate sulla circolazione media residua TEM. La figura mette in evidenza in maniera particolarmente chiara che la subsidenza polare non è né spazialmente uniforme né costante da un inverno all’altro, ma può cambiare notevolmente nella sua intensità e nella sua distribuzione meridionale a seconda dello stato dinamico della stratosfera.

L’asse orizzontale rappresenta la latitudine equivalente, una coordinata particolarmente utile nello studio della dinamica dei vortici stratosferici. La latitudine equivalente non coincide necessariamente con la latitudine geografica di un punto, ma viene definita in relazione all’area racchiusa da una determinata isolinea di vorticità potenziale su una superficie isentropica. Il concetto, sviluppato e formalizzato da Butchart e Remsberg [1986], permette di trasformare l’irregolare struttura tridimensionale del vortice polare in una rappresentazione quasi meridionale nella quale le masse d’aria aventi caratteristiche dinamiche simili vengono ordinate in funzione della loro posizione rispetto al vortice. Valori elevati di latitudine equivalente corrispondono generalmente alle regioni più interne del vortice, mentre valori inferiori rappresentano progressivamente il bordo e le regioni esterne. Questa scelta metodologica è particolarmente importante perché il vortice artico è frequentemente deformato dalla propagazione delle onde planetarie e può assumere configurazioni fortemente eccentriche o allungate, rendendo la semplice latitudine geografica poco adatta a descriverne il trasporto interno. Le linee verticali tratteggiate indicate come vortex edge identificano la regione del bordo dinamico del vortice, ossia la zona caratterizzata da forti gradienti di vorticità potenziale e da una marcata separazione tra l’aria relativamente isolata all’interno del vortice e quella più intensamente mescolata delle medie latitudini.

L’asse verticale è espresso in kelvin e utilizza una coordinata legata alla temperatura potenziale. Nella stratosfera stabile la temperatura potenziale aumenta generalmente con la quota; di conseguenza, una diminuzione della temperatura potenziale lungo una traiettoria rappresenta una discesa diabaticamente indotta della massa d’aria verso livelli inferiori. La figura considera valori compresi approssimativamente tra 400 e 550 K, corrispondenti alla bassa e media stratosfera, e quantifica la discesa accumulata nel periodo compreso tra il 15 dicembre e il 10 marzo, pari a 84 giorni. I valori riportati sulle isolinee, pertanto, non devono essere interpretati come temperature atmosferiche effettivamente diminuite di quella quantità, ma come una misura della variazione della coordinata isentropica attraversata dalle masse d’aria durante la loro discesa diabatico-lagrangiana. Un valore di 150 K per 84 giorni indica dunque una discesa considerevolmente più intensa rispetto a un valore di 50 o 70 K nello stesso intervallo temporale. Questa rappresentazione risulta particolarmente efficace nella stratosfera, dove il moto verticale geometrico è estremamente lento e difficile da determinare direttamente, mentre lo spostamento delle particelle attraverso le superfici isentropiche può essere ricostruito utilizzando i tassi di riscaldamento e raffreddamento diabatico.

Il pannello relativo all’inverno 1996/1997 mostra una struttura della subsidenza relativamente ordinata. Alle quote inferiori, attorno a 400–450 K, i valori della discesa sono generalmente dell’ordine di alcune decine di kelvin nell’arco degli 84 giorni, mentre aumentando la quota il trasporto discendente diventa progressivamente più intenso. Nella parte superiore della figura, fra circa 500 e 550 K, compaiono valori superiori a 100 K e localmente prossimi a 150–160 K. Particolarmente interessante è la distribuzione meridionale di questi massimi, che tende a collocare una parte rilevante della maggiore subsidenza nei pressi del bordo del vortice piuttosto che esclusivamente nel suo nucleo. Tegtmeier et al. [2008] identificarono il 1996/1997 come esempio di inverno relativamente indisturbato e mostrarono più in generale che negli inverni caratterizzati da un vortice polare relativamente stabile il massimo della discesa può essere localizzato preferenzialmente nelle regioni prossime al margine del vortice. Questo comportamento è coerente con precedenti risultati ottenuti da Manney et al. [1994], che avevano evidenziato come la distribuzione meridionale della subsidenza dipendesse in maniera sostanziale dalla struttura dinamica del vortice.

Il pannello relativo al 1998/1999 presenta invece caratteristiche molto differenti. Innanzitutto, i valori massimi della discesa raggiungono circa 200–220 K nell’arco degli stessi 84 giorni, sensibilmente superiori a quelli mostrati per il 1996/1997. La regione interessata da una forte subsidenza risulta inoltre più estesa e penetra maggiormente all’interno del vortice. In particolare, nella parte superiore della sezione, attorno a 500–550 K, le isolinee mostrano valori elevati che si estendono verso latitudini equivalenti molto alte, indicando che il trasporto discendente non è concentrato esclusivamente in prossimità del bordo ma coinvolge in maniera sostanziale anche il nucleo del vortice. Questo risultato costituisce uno degli elementi principali della figura: durante un inverno dinamicamente disturbato la circolazione discendente media all’interno del vortice può diventare complessivamente più intensa rispetto a quella osservata durante un inverno relativamente tranquillo. È essenziale ricordare, come sottolineato esplicitamente nella didascalia originale, che i due pannelli utilizzano scale cromatiche differenti; pertanto il confronto quantitativo deve essere effettuato attraverso i valori delle isolinee e non attraverso il semplice confronto visivo dei colori.

La maggiore discesa osservata nel 1998/1999 può essere interpretata nell’ambito della teoria dinamica della Brewer-Dobson Circulation. La circolazione residua stratosferica è essenzialmente una circolazione guidata dalle onde. Le onde planetarie generate nella troposfera possono propagarsi verticalmente nella stratosfera quando la struttura dei venti zonali lo permette e, una volta raggiunti livelli superiori, possono dissiparsi, rompersi o interagire con il flusso medio. Il deposito di momento associato a questi processi forza una circolazione meridionale secondaria caratterizzata da risalita nelle basse latitudini e discesa alle medie e alte latitudini. I lavori teorici di Andrews e McIntyre, Holton e soprattutto Haynes et al. [1991] hanno formalizzato questa connessione attraverso il quadro TEM e il principio del downward control. In questo contesto, un aumento dell’attività ondulatoria nell’Emisfero Settentrionale invernale tende a rafforzare la circolazione residua, producendo una maggiore risalita tropicale e una corrispondente intensificazione della subsidenza polare.

La differenza fra gli inverni 1996/1997 e 1998/1999 costituisce dunque un esempio osservativo particolarmente efficace di questo meccanismo. Un vortice polare relativamente stabile, associato a una minore attività ondulatoria, può mantenere una circolazione discendente più debole e maggiormente organizzata in prossimità del proprio bordo; un vortice fortemente disturbato, invece, sperimenta una più intensa interazione onda-flusso medio che modifica la distribuzione della subsidenza e può intensificare la discesa media all’interno del vortice stesso. Tegtmeier et al. [2008], analizzando 47 inverni artici compresi tra il 1957/1958 e il 2003/2004, trovarono che gli inverni disturbati erano generalmente caratterizzati da una discesa diabatico-media del vortice maggiore rispetto agli inverni indisturbati. Il confronto mostrato nella Figura 6 non rappresenta quindi una semplice peculiarità di due stagioni isolate, ma costituisce un esempio emblematico di una relazione statistica più generale tra attività dinamica della stratosfera e intensità del ramo discendente della Brewer-Dobson Circulation.

Questa interpretazione è coerente con numerosi studi precedenti e successivi. Manney et al. [1994], attraverso analisi del trasporto stratosferico e della discesa diabatico-lagrangiana, mostrarono che la distribuzione della subsidenza varia considerevolmente in funzione dello stato del vortice. Rosenfield et al. [1994] utilizzarono traiettorie tridimensionali e tassi di riscaldamento diabatico per caratterizzare il trasporto stratosferico, contribuendo a dimostrare l’utilità dell’approccio lagrangiano per descrivere movimenti verticali estremamente lenti che risultano difficilmente osservabili attraverso le velocità verticali cinematiche. Analogamente, gli studi basati su traccianti atmosferici, tra cui quelli di Abrams et al. [1996], Ray et al. [2002] e Greenblatt et al. [2002, 2003], hanno fornito stime indipendenti della discesa all’interno dei vortici polari, mostrando come le variazioni verticali delle concentrazioni di specie chimiche a lunga vita possano essere utilizzate come marcatori naturali del movimento delle masse d’aria.

La Figura 6 presenta inoltre importanti implicazioni per l’isolamento dinamico del vortice. Il margine del vortice polare costituisce infatti una barriera relativamente efficace al mescolamento meridionale, soprattutto durante gli inverni caratterizzati da un vortice forte e compatto. Gli studi di McIntyre e Palmer e successivamente di Plumb hanno mostrato come i forti gradienti di vorticità potenziale possano limitare gli scambi tra l’aria polare e quella delle medie latitudini, determinando la formazione di una regione dinamicamente isolata. La presenza della massima discesa vicino al bordo del vortice durante condizioni relativamente indisturbate può quindi essere interpretata nel contesto dell’interazione tra circolazione residua, struttura del gradiente di vorticità potenziale e attività ondulatoria. Durante condizioni perturbate, invece, deformazioni e dislocazioni del vortice possono modificare profondamente questa struttura, aumentando il mescolamento e alterando contemporaneamente la distribuzione della subsidenza.

L’utilizzo della latitudine equivalente è particolarmente importante proprio per distinguere questi processi. Se la figura fosse rappresentata in latitudine geografica, un vortice fortemente deformato potrebbe produrre un’immagine apparentemente diffusa e difficile da interpretare. Ordinando invece le masse d’aria in funzione della vorticità potenziale, la coordinata di latitudine equivalente conserva l’informazione sulla posizione relativa delle particelle rispetto al vortice. Questo approccio consente quindi di distinguere con maggiore chiarezza il nucleo, il bordo e l’area esterna al vortice e di seguire la distribuzione della discesa nonostante le forti deformazioni longitudinali della circolazione. Tale metodologia ha avuto un ruolo fondamentale nello studio dell’ozono polare, del trasporto di traccianti e dei processi di mescolamento associati agli eventi di riscaldamento stratosferico.

Dal punto di vista termodinamico, la discesa stratosferica è associata a compressione e riscaldamento adiabatico. Quando una massa d’aria viene forzata verso il basso, la pressione aumenta e l’aria tende a riscaldarsi. Questo meccanismo rappresenta uno dei motivi per cui le regioni interessate da intensa subsidenza possono mostrare significative anomalie termiche. Durante gli episodi di forte attività ondulatoria, la circolazione meridionale indotta può produrre un notevole riscaldamento dinamico della stratosfera polare. Negli eventi più estremi, tale risposta contribuisce ai grandi riscaldamenti osservati durante gli Sudden Stratospheric Warmings. La relazione tra attività ondulatoria, decelerazione dei venti zonali, circolazione residua e riscaldamento polare costituisce pertanto uno degli elementi centrali della moderna teoria della dinamica stratosferica. La maggiore discesa mostrata nel pannello del 1998/1999 deve essere considerata all’interno di questo quadro generale.

Le conseguenze della subsidenza non sono tuttavia limitate alla temperatura. Il trasporto discendente modifica profondamente la composizione chimica della stratosfera polare. L’aria proveniente dai livelli superiori possiede concentrazioni di ozono, ossidi di azoto, metano, protossido di azoto e altri costituenti differenti rispetto all’aria della bassa stratosfera. Una maggiore discesa può quindi trasportare verso il basso firme chimiche caratteristiche dell’alta stratosfera e, in alcune circostanze, persino della mesosfera. Studi basati su osservazioni satellitari hanno documentato, ad esempio, episodi di discesa di aria mesosferica ricca di NOx verso la stratosfera polare durante inverni caratterizzati da condizioni dinamiche favorevoli. Questo fenomeno, noto come EPP indirect effect quando è associato alla produzione di NOx da parte delle particelle energetiche nella mesosfera e nella termosfera inferiore, dimostra quanto il ramo discendente della circolazione polare possa mettere in comunicazione regioni atmosferiche separate da decine di chilometri.

Anche per l’ozono la struttura della discesa riveste una grande importanza. Nel vortice artico la quantità di ozono presente a una determinata quota non dipende esclusivamente dalla chimica locale, ma anche dal trasporto verticale e meridionale. Una forte subsidenza può trasferire verso livelli inferiori aria inizialmente ricca di ozono proveniente dalla stratosfera superiore, mentre contemporaneamente le basse temperature, la presenza di nubi stratosferiche polari e l’attivazione chimica del cloro possono favorire la perdita catalitica dell’ozono nella bassa stratosfera. Per questo motivo la valutazione della perdita chimica di ozono richiede spesso di separare il contributo della chimica da quello del trasporto dinamico. Gli studi di Manney e collaboratori, Rex e numerosi altri gruppi hanno sottolineato come questa distinzione sia essenziale nell’interpretazione della variabilità interannuale dell’ozono artico.

La Figura 6 permette inoltre di comprendere una differenza fondamentale tra approccio euleriano e approccio lagrangiano. Una diagnostica euleriana descrive ciò che accade in punti o regioni fisse dello spazio, mentre un’analisi lagrangiana segue idealmente il movimento delle masse d’aria. Nel contesto stratosferico questa seconda prospettiva è particolarmente utile perché consente di separare il movimento della massa atmosferica dai cambiamenti dovuti semplicemente allo spostamento delle strutture dinamiche. Tegtmeier et al. hanno utilizzato traiettorie costruite a partire dai campi meteorologici analizzati e dai tassi di riscaldamento diabatico, seguendo la variazione della temperatura potenziale lungo il percorso delle particelle. Il risultato fornisce quindi una misura più direttamente collegata al trasporto effettivo dell’aria rispetto a una semplice analisi delle velocità verticali istantanee.

Esiste tuttavia una distinzione importante tra la discesa lagrangiana mostrata nella figura e la circolazione residua TEM. Le due descrizioni sono strettamente correlate ma non perfettamente equivalenti. La circolazione TEM è una media zonale costruita in modo da rappresentare gran parte del trasporto indotto dagli eddies, mentre le traiettorie lagrangiane mantengono informazioni sulla struttura tridimensionale del moto e possono quindi incorporare in modo più diretto gli effetti della deformazione del vortice e della variabilità longitudinale. Inoltre, il trasporto reale dei traccianti dipende non soltanto dalla circolazione media ma anche dal mescolamento irreversibile. Studi di Plumb e Mahlman, Waugh e Hall e numerosi lavori successivi hanno mostrato come la distribuzione dei traccianti stratosferici debba essere interpretata come il risultato combinato dell’advezione prodotta dalla Brewer-Dobson Circulation e del mescolamento associato alla rottura delle onde.

Un confronto interessante può essere effettuato anche con l’Emisfero Australe. Manney et al. [1994], studiando gli inverni antartici del 1992 e 1993, trovarono che la massima discesa al di sopra di circa 900 K tendeva a localizzarsi nel centro del vortice, mentre a quote inferiori il massimo si spostava verso il bordo. Ciò dimostra che la distribuzione della subsidenza può cambiare non soltanto da un inverno all’altro, ma anche con la quota. Inoltre, la maggiore stabilità del vortice antartico rispetto a quello artico produce caratteristiche differenti del trasporto, poiché l’Emisfero Australe presenta generalmente una minore attività delle onde planetarie di grande scala. La topografia e la distribuzione dei continenti nell’Emisfero Settentrionale favoriscono invece una propagazione ondulatoria molto più intensa, contribuendo alla maggiore variabilità della circolazione stratosferica boreale.

Questa asimmetria emisferica costituisce uno dei motivi per cui gli inverni artici offrono un laboratorio naturale particolarmente efficace per studiare l’accoppiamento tra attività ondulatoria e Brewer-Dobson Circulation. Quando il vortice boreale è forte e poco disturbato, la propagazione delle onde nella stratosfera può essere relativamente debole e la circolazione residua meno intensa. Quando, invece, importanti pacchetti di onde planetarie raggiungono la stratosfera, la deposizione di momento può decelerare o persino invertire temporaneamente i venti occidentali polari, generando una forte circolazione meridionale indotta. L’aumento della discesa mostrato nell’inverno 1998/1999 costituisce quindi la manifestazione lagrangiana di una più intensa interazione onda-flusso medio.

La Figura 6 acquisisce ulteriore significato se viene messa in relazione con la Figura 5 della stessa trattazione. La Figura 5 mostrava la struttura climatologica stagionale della funzione di corrente TEM, evidenziando una forte subsidenza nell’emisfero invernale. La Figura 6 dimostra invece che quella struttura climatologica nasconde una notevole variabilità interannuale. La circolazione discendente polare che appare relativamente regolare nella media stagionale può assumere configurazioni molto differenti nei singoli anni. Il passaggio dalla climatologia TEM alla diagnostica lagrangiana permette quindi di passare da una visione generale della Brewer-Dobson Circulation alla comprensione dei processi che ne determinano la variabilità da un inverno all’altro. Le due figure sono pertanto complementari: la prima mostra il quadro medio globale, mentre la seconda rivela quanto tale quadro possa essere modificato dalla dinamica del vortice.

Questa variabilità è fondamentale anche quando si cerca di identificare eventuali tendenze climatiche nella Brewer-Dobson Circulation. Le simulazioni climatiche indicano generalmente un rafforzamento della risalita tropicale e di alcune componenti della circolazione residua in risposta all’aumento dei gas serra, come mostrato da Garcia e Randel, Butchart et al., Shepherd e McLandress e molti studi successivi. Tuttavia, la forte variabilità interannuale illustrata dalla Figura 6 rende estremamente difficile dedurre una tendenza di lungo periodo utilizzando pochi anni o singole stagioni. Un inverno fortemente disturbato può infatti presentare una circolazione molto più intensa della climatologia, mentre un inverno con vortice estremamente stabile può mostrare il comportamento opposto. QBO, ENSO, riscaldamenti stratosferici improvvisi, variabilità della troposfera e cambiamenti nell’attività delle onde planetarie possono tutti modulare significativamente il ramo discendente della circolazione.

Nel complesso, la Figura 6 di Tegtmeier et al. [2008] rappresenta quindi una dimostrazione particolarmente efficace del carattere dinamico, tridimensionale e altamente variabile della Brewer-Dobson Circulation. Il confronto tra il relativamente indisturbato inverno 1996/1997 e il più disturbato 1998/1999 mostra che una maggiore attività ondulatoria può essere associata a una subsidenza complessivamente più intensa e a una diversa distribuzione della discesa rispetto al bordo e al nucleo del vortice polare. I valori che raggiungono circa 150–160 K nel primo caso e superano localmente i 200 K nel secondo evidenziano quantitativamente l’ampiezza di tale differenza. Questi risultati confermano che il ramo discendente della Brewer-Dobson Circulation non può essere considerato un semplice flusso uniforme diretto verso il basso, ma deve essere interpretato come la risposta integrata del sistema stratosferico alla propagazione delle onde, alla struttura del vortice, al mescolamento e ai processi radiativi. La figura collega così la teoria della circolazione residua alle reali traiettorie delle masse d’aria e dimostra come cambiamenti nello stato dinamico dell’atmosfera possano produrre profonde variazioni nel trasporto verticale polare, con conseguenze dirette sulla temperatura stratosferica, sull’età dell’aria, sulla distribuzione dei traccianti e sulla chimica dell’ozono. In questo senso, la Figura 6 non rappresenta soltanto il confronto fra due particolari inverni artici, ma costituisce un esempio paradigmatico del modo in cui la dinamica ondulatoria controlla il trasporto di massa nella stratosfera e, attraverso di esso, contribuisce a determinare la variabilità complessiva della circolazione di Brewer-Dobson.

Figura 7 – Confronto multimodello della risalita tropicale a 70 hPa e ruolo della forzante ondulatoria nella Brewer-Dobson Circulation

La Figura 7, tratta da Butchart et al. [2011], rappresenta una delle analisi multimodello più significative per comprendere quantitativamente l’intensità della componente ascendente della Brewer-Dobson Circulation e, soprattutto, per valutare in quale misura differenti categorie di onde atmosferiche contribuiscano a determinarla. La figura confronta il flusso medio annuo di massa diretto verso l’alto a 70 hPa, quindi nella bassa stratosfera, ottenuto da undici Chemistry-Climate Models, dalle rianalisi ERA-Interim e dalle analisi meteorologiche dell’UK Met Office. Per i modelli vengono considerate simulazioni storiche comprese tra il 1980 e il 1999, mentre ERA-Interim è analizzata sul periodo 1989–2009 e UKMO sul periodo 1992–2001. Questa differenza negli intervalli temporali deve essere tenuta presente quando si effettuano confronti quantitativi molto fini, poiché la Brewer-Dobson Circulation presenta una significativa variabilità interannuale associata alla Quasi-Biennial Oscillation, a ENSO, alla variabilità dell’attività ondulatoria extratropicale e agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso. Nonostante ciò, il confronto rimane estremamente utile perché permette di verificare se modelli costruiti in maniera indipendente riescano a riprodurre un ordine di grandezza della circolazione compatibile con quello fornito dalle analisi atmosferiche e, nello stesso tempo, consente di investigare i meccanismi dinamici responsabili di tale accordo.

Il parametro rappresentato sull’asse verticale è il flusso di massa ascendente medio annuo attraverso il livello di 70 hPa, espresso in miliardi di chilogrammi al secondo. Il livello di 70 hPa possiede una particolare rilevanza nello studio della Brewer-Dobson Circulation, poiché si trova sufficientemente al di sopra della tropopausa tropicale da rappresentare il trasporto stratosferico propriamente detto, ma ancora nella regione della bassa stratosfera in cui il ramo ascendente della circolazione coinvolge quantità di massa relativamente grandi. Misurare il flusso attraverso questo livello permette quindi di ottenere un indicatore integrato dell’intensità dell’upwelling tropicale. La scelta di utilizzare un flusso di massa anziché la semplice velocità verticale è inoltre particolarmente utile perché consente di integrare la risalita sull’intera regione tropicale compresa tra le latitudini alle quali la velocità verticale residua cambia segno, le cosiddette turnaround latitudes. Il risultato rappresenta pertanto la quantità complessiva di aria che, mediamente, attraversa verso l’alto il livello di 70 hPa nel ramo tropicale della circolazione.

Le barre nere costituiscono il primo elemento fondamentale della figura. Esse rappresentano il flusso ascendente ottenuto direttamente dalla velocità verticale residua della formulazione TEM. La maggior parte dei valori si concentra approssimativamente fra 5 e poco più di 6 miliardi di chilogrammi al secondo, con alcuni modelli che raggiungono valori superiori. Il fatto più significativo non è tuttavia il valore di un singolo modello, bensì la relativa convergenza dell’insieme. Sistemi climatici sviluppati indipendentemente, caratterizzati da differenti risoluzioni verticali e orizzontali, differenti schemi dinamici, diverse parametrizzazioni delle onde di gravità e diverse rappresentazioni della chimica atmosferica producono un flusso ascendente tropicale sorprendentemente simile. Questo risultato fu considerato da Butchart et al. [2011] particolarmente incoraggiante perché indicava che la struttura climatologica fondamentale della Brewer-Dobson Circulation era già ben rappresentata dalla maggior parte dei Chemistry-Climate Models dell’intercomparazione CCMVal.

Anche il confronto con ERA-Interim è particolarmente importante. Il valore ricavato dalla rianalisi si colloca infatti nello stesso intervallo della maggior parte dei modelli. La porzione non ombreggiata associata alla barra di ERA-Interim rappresenta l’errore standard interannuale, mentre la linea orizzontale posta al suo centro corrisponde alla media pluriennale. Questa informazione evidenzia un concetto essenziale: anche la circolazione osservazionale stimata mediante una rianalisi presenta una variabilità naturale non trascurabile. La posizione di un determinato modello leggermente al di sopra o al di sotto del valore medio di ERA-Interim non implica quindi necessariamente un errore sistematico, perché parte della differenza può essere compatibile con la variabilità atmosferica naturale e con la diversa finestra temporale utilizzata. Inoltre, ERA-Interim non costituisce una misura diretta della velocità verticale stratosferica. Le velocità caratteristiche della Brewer-Dobson Circulation sono troppo piccole per essere determinate globalmente mediante osservazioni dirette e vengono quindi diagnosticate attraverso la combinazione di osservazioni assimilate, dinamica del modello e bilanci termodinamici. Il confronto tra CCM e rianalisi deve pertanto essere interpretato come un confronto fra differenti ricostruzioni fisicamente vincolate del sistema atmosferico.

Le linee orizzontali nere forniscono un’ulteriore informazione statistica fondamentale: esse rappresentano la media multimodello e il relativo errore standard fra i modelli. Il fatto che ERA-Interim ricada molto vicino alla media dell’ensemble costituisce una delle evidenze principali dell’analisi. Nonostante la complessità della circolazione stratosferica, la media dei CCM riproduce quindi con notevole efficacia il valore climatologico della risalita tropicale. Questo risultato deve essere messo in relazione con gli studi precedenti di Eyring et al., Morgenstern et al. e con le valutazioni del progetto SPARC CCMVal, che avevano progressivamente dimostrato come i modelli chimico-climatici dotati di una stratosfera sufficientemente ben risolta fossero capaci di rappresentare numerose caratteristiche essenziali della dinamica stratosferica, dalla struttura dei venti zonali alla variabilità del vortice polare, fino alla distribuzione dell’ozono e dei principali traccianti.

L’elemento scientificamente più interessante della Figura 7 emerge tuttavia quando si confrontano le barre nere con quelle composte dalle diverse tonalità di grigio. Queste ultime rappresentano una stima della stessa circolazione ottenuta attraverso il principio del downward control. Il principio sviluppato nel quadro teorico di Haynes et al. [1991], sulla base dell’evoluzione della teoria TEM di Andrews e McIntyre, stabilisce una relazione fra la circolazione residua e la distribuzione della forzante ondulatoria che agisce sulla corrente zonale. In termini fisici, onde planetarie, onde sinottiche e onde di gravità possono propagarsi dalla troposfera alla stratosfera, trasportando momento. Quando queste onde vengono dissipate, assorbite o subiscono rottura, il loro flusso di momento converge o diverge e produce una forza sul vento zonale medio. L’atmosfera non può rispondere liberamente a questa forza semplicemente accelerando indefinitamente il flusso zonale; attraverso il bilancio dinamico globale si instaura quindi una circolazione meridionale secondaria, caratterizzata dalla risalita dell’aria nelle basse latitudini e dalla discesa alle latitudini extratropicali.

Da questo punto di vista la Brewer-Dobson Circulation deve essere interpretata principalmente come una circolazione guidata dalle onde. Questo concetto, sviluppato progressivamente dai lavori di Holton, Andrews, McIntyre, Haynes e numerosi altri studiosi, rappresenta una delle principali acquisizioni della dinamica stratosferica del XX secolo. La circolazione non è cioè semplicemente la conseguenza del riscaldamento differenziale fra tropici e poli, ma nasce dall’interazione fra la propagazione delle onde e il flusso medio. La Figura 7 consente di verificare quantitativamente tale paradigma perché confronta una diagnosi diretta della risalita con una seconda stima ricavata dalla forzante delle onde. Quando le due quantità concordano, il bilancio dinamico della circolazione può essere considerato sostanzialmente chiuso.

Le componenti grigie separano ulteriormente la forzante in differenti categorie fisiche. Il grigio scuro indica il contributo delle onde esplicitamente risolte dal modello. Nella stratosfera queste comprendono soprattutto le onde planetarie di Rossby, ma possono includere anche perturbazioni sinottiche e altre componenti sufficientemente grandi da essere rappresentate direttamente dalla griglia numerica. Il grigio intermedio rappresenta invece il contributo del drag prodotto dalle onde di gravità orografiche parametrizzate. Queste onde vengono generate quando il flusso atmosferico attraversa rilievi montuosi; propagandosi verticalmente possono raggiungere la stratosfera e depositare quantità di moto quando dissipano o incontrano livelli critici. Il grigio più chiaro rappresenta infine le onde di gravità non orografiche, originate da sorgenti quali convezione profonda, instabilità del flusso, fronti e altri processi atmosferici di piccola scala che non possono essere risolti esplicitamente dai modelli climatici tradizionali e devono quindi essere rappresentati mediante parametrizzazioni.

Per alcuni modelli, come GEOSCCM e MRI, i contributi delle onde di gravità orografiche e non orografiche vengono mostrati insieme. In altri casi, e anche per ERA-Interim, non erano disponibili diagnostiche complete del drag delle onde di gravità; di conseguenza la figura mostra soltanto la componente associata alle onde planetarie risolte. Questo dettaglio è essenziale per evitare un’interpretazione errata del grafico: quando la barra di downward control risulta notevolmente inferiore alla barra nera, ciò non significa necessariamente che il bilancio dinamico del modello sia gravemente scorretto. In alcuni casi manca semplicemente una parte della forzante nei dati diagnostici disponibili. L’assenza di una componente grafica non equivale quindi all’assenza fisica di quella forzante nell’atmosfera o nel modello.

Dove tutte le diagnostiche sono disponibili, l’altezza complessiva delle componenti grigie tende invece a essere abbastanza vicina all’altezza della barra nera. Questo costituisce una verifica estremamente importante del downward control e quindi del quadro teorico della Brewer-Dobson Circulation. Da una parte viene calcolata direttamente la quantità di massa che risale nella stratosfera tropicale; dall’altra si determina quanta circolazione dovrebbe essere prodotta dalla forzante delle onde nell’atmosfera extratropicale. Il fatto che i due approcci forniscano risultati comparabili mostra che il trasporto di massa non è semplicemente una proprietà emergente non interpretabile del modello, ma può essere ricondotto ai processi dinamici che depositano momento nella stratosfera.

Per ottenere le stime mostrate nella figura, Butchart et al. non calcolarono semplicemente la circolazione tropicale direttamente dalla forzante locale. Il downward control fu applicato alla subsidenza extratropicale e successivamente, attraverso la continuità della massa, la discesa complessiva fu collegata alla corrispondente risalita tropicale. Questo passaggio è concettualmente importante perché sottolinea la natura globale della Brewer-Dobson Circulation. L’aria che sale ai tropici non può accumularsi indefinitamente nella stratosfera; deve essere compensata da una quantità equivalente di massa che viene trasportata verso le regioni extratropicali e ridiscende. Upwelling tropicale e downwelling extratropicale sono quindi due manifestazioni dello stesso sistema globale di trasporto.

Un risultato quantitativo particolarmente significativo riportato da Butchart et al. [2011] riguarda la ripartizione media della forzante. Nell’ensemble dei modelli, il drag delle onde di gravità orografiche rappresentava mediamente circa il 21,1% della forzante associata alla risalita tropicale a 70 hPa, mentre le onde di gravità non orografiche contribuivano mediamente per circa il 7,1%. Ne consegue che una quota sostanziale della circolazione era attribuibile alle onde risolte, ma circa un quarto o più della forzante media poteva dipendere, nel complesso, da fenomeni subgrid rappresentati attraverso parametrizzazioni. Ciò conferma la conclusione già emersa dagli studi di Beagley et al. [1997] e dalle successive analisi del downward control: le onde planetarie costituiscono un elemento fondamentale della dinamica della BDC, ma le onde di gravità non possono essere considerate un contributo secondario trascurabile, soprattutto in determinate regioni e intervalli verticali.

La dispersione tra i singoli modelli è però molto maggiore di quanto suggeriscano questi valori medi. Butchart et al. riscontrarono che il contributo delle onde di gravità orografiche variava approssimativamente dal 2% fino al 40,9%. Si tratta di una differenza enorme, tanto più sorprendente perché i valori complessivi della risalita rappresentati dalle barre nere mostrano una dispersione assai più contenuta. In altre parole, diversi CCM possono produrre praticamente la stessa intensità climatologica della Brewer-Dobson Circulation pur attribuendola a combinazioni profondamente differenti di onde planetarie e onde di gravità. Questo costituisce probabilmente il messaggio più importante della Figura 7.

Tale risultato mette in evidenza un fenomeno di compensazione fra diversi meccanismi dinamici. Se in un modello la forzante delle onde planetarie è relativamente debole, una maggiore deposizione di momento da parte delle onde di gravità parametrizzate può compensarla, mantenendo quasi invariato il flusso di massa complessivo. Viceversa, un modello caratterizzato da una forte attività delle onde risolte può richiedere un contributo minore dalle parametrizzazioni. Il risultato finale, cioè l’intensità della risalita a 70 hPa, può quindi apparire corretto anche quando il percorso fisico attraverso cui il modello lo raggiunge differisce sostanzialmente da quello di un altro CCM. Si tratta di un esempio molto importante del problema dell’equifinalità modellistica, secondo cui differenti combinazioni di processi possono produrre uno stato climatologico simile.

Questo problema ha profonde implicazioni per la valutazione dei modelli climatici. Tradizionalmente, un modello viene spesso giudicato confrontando il suo stato medio con le osservazioni. La Figura 7 dimostra però che un buon accordo sul valore finale di una variabile non garantisce necessariamente che i processi responsabili siano correttamente rappresentati. Due modelli possono simulare entrambi un flusso di massa tropicale prossimo a 6 miliardi di chilogrammi al secondo, ma il primo può attribuirlo principalmente alle onde planetarie mentre il secondo può dipendere molto maggiormente dalle onde di gravità parametrizzate. Nel clima presente la compensazione può produrre risultati simili; in un clima futuro, tuttavia, i due meccanismi potrebbero reagire in maniera diversa, facendo divergere le proiezioni.

Questo punto assume particolare importanza nel contesto dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation prevista dai modelli climatici. Garcia e Randel [2008] mostrarono che l’aumento dei gas serra può produrre una progressiva intensificazione della circolazione stratosferica, collegata principalmente a cambiamenti nella propagazione delle onde e nella distribuzione del drag. McLandress e Shepherd [2009] evidenziarono a loro volta il ruolo dei cambiamenti della propagazione delle onde nella risposta della BDC al riscaldamento climatico, mentre Shepherd e McLandress [2011] svilupparono ulteriormente l’interpretazione secondo cui lo spostamento verso l’alto dei livelli critici e le modificazioni dei venti subtropicali possono alterare la deposizione di momento e intensificare la risalita tropicale. Questi studi dimostrano che la futura evoluzione della Brewer-Dobson Circulation dipende non soltanto dalla quantità totale di forzante ondulatoria, ma anche dalla sua origine, dalla sua distribuzione verticale e dalla sua risposta ai cambiamenti della circolazione troposferica.

Le onde di Rossby e le onde di gravità non rispondono infatti necessariamente allo stesso modo a un aumento della concentrazione dei gas serra. Le onde planetarie dipendono fortemente dalla struttura dei jet, dai gradienti meridionali di temperatura, dalla posizione delle sorgenti troposferiche e dalle condizioni che regolano la loro propagazione verticale. Le onde di gravità orografiche dipendono invece dall’interazione dei venti con la topografia e dalla capacità dell’onda di propagarsi attraverso una struttura verticale del vento che può cambiare nel clima futuro. Le onde di gravità non orografiche dipendono da sorgenti ancora differenti, come la convezione tropicale, la dinamica frontale e le instabilità atmosferiche. Pertanto, una compensazione efficace nel clima del ventesimo secolo non è necessariamente destinata a mantenersi in un’atmosfera più calda.

La Figura 7 deve inoltre essere interpretata alla luce della distinzione tra ramo superficiale e ramo profondo della Brewer-Dobson Circulation. Il livello di 70 hPa si trova nella bassa stratosfera, dove il flusso di massa comprende una componente importante del ramo superficiale e l’ingresso nelle vie di trasporto più profonde. Studi successivi, fra cui quelli di Birner e Bönisch e le analisi lagrangiane dell’età dell’aria, hanno mostrato che queste diverse branche non devono necessariamente rispondere nello stesso modo alla variabilità dinamica o al forcing climatico. Un aumento del flusso ascendente a 70 hPa non implica quindi automaticamente che tutta la circolazione stratosferica, fino alle quote più elevate, si rafforzi nella stessa proporzione. La BDC è un insieme di percorsi con differenti profondità, tempi di transito e meccanismi ondulatori dominanti.

Un’ulteriore connessione riguarda le turnaround latitudes, studiate da Seviour et al. [2012]. Il flusso mostrato nella Figura 7 viene integrato attraverso la regione tropicale di risalita delimitata proprio dalle latitudini in cui la velocità verticale residua cambia segno. Di conseguenza, una variazione del flusso di massa può derivare sia da un cambiamento della velocità di risalita sia da una variazione dell’estensione meridionale della regione ascendente. Questo punto è particolarmente importante nelle proiezioni climatiche: un’intensificazione dell’upwelling può essere accompagnata da uno spostamento delle latitudini di inversione e quindi da una modifica della geometria della circolazione. Studi come Li et al. [2010] hanno mostrato che variazioni della propagazione delle onde di Rossby possono modificare la larghezza della regione tropicale di risalita indipendentemente dall’intensificazione complessiva del trasporto.

Il significato climatico di un flusso di massa di questa entità diventa ancora più evidente considerando il trasporto dei costituenti atmosferici. L’aria che attraversa 70 hPa porta con sé concentrazioni di vapore acqueo, metano, protossido di azoto, composti contenenti cloro e bromo e numerosi altri gas sorgente determinate dal loro ingresso attraverso la tropopausa tropicale. Una circolazione più intensa riduce generalmente il tempo necessario affinché l’aria attraversi determinate regioni della stratosfera e può quindi modificare l’età dell’aria e la distribuzione dei traccianti. Questi cambiamenti hanno conseguenze sulla chimica dell’ozono perché alterano la velocità con cui i precursori chimici vengono trasportati dalle regioni tropicali verso quelle extratropicali e sui tempi disponibili per le trasformazioni fotochimiche.

Anche la temperatura della bassa stratosfera tropicale è strettamente collegata all’upwelling. Una risalita più intensa produce un maggiore raffreddamento dinamico attraverso l’espansione della massa d’aria, e tale effetto deve essere compensato dal riscaldamento radiativo. Il rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation previsto da molti modelli contribuisce quindi alla tendenza al raffreddamento della stratosfera tropicale e può influenzare la temperatura della tropopausa, con potenziali conseguenze sull’ingresso del vapore acqueo nella stratosfera. Dinamica e composizione chimica risultano così profondamente interconnesse.

I risultati della Figura 7 vanno inoltre confrontati con quelli di studi basati sull’età dell’aria. Hall e Plumb [1994] mostrarono che l’età media dell’aria costituisce un indicatore integrato della circolazione e del mescolamento, mentre studi successivi utilizzando CO₂ e SF₆ hanno tentato di verificare osservazionalmente le variazioni della BDC. Le proiezioni modellistiche di un aumento dell’upwelling suggeriscono generalmente una diminuzione dell’età dell’aria in ampie parti della stratosfera, ma il rapporto non è uno-a-uno perché il mescolamento può modificare significativamente il segnale. Ciò rappresenta un’ulteriore ragione per cui la valutazione della Brewer-Dobson Circulation deve basarsi contemporaneamente su più diagnostiche: funzione di corrente TEM, downward control, traccianti, traiettorie lagrangiane ed età dell’aria.

La Figura 7 si inserisce quindi in modo estremamente coerente nella sequenza delle precedenti Figure 5 e 6. La Figura 5 descriveva la struttura climatologica e stagionale della circolazione residua, mostrando l’alternanza dei rami emisferici e la dominanza della circolazione nell’emisfero invernale. La Figura 6 mostrava invece la forte variabilità interannuale della subsidenza all’interno del vortice polare artico, confrontando un inverno relativamente indisturbato con uno caratterizzato da maggiore attività dinamica. La Figura 7 completa questo quadro spostando l’attenzione sulla capacità dei modelli di riprodurre quantitativamente il flusso globale di massa e, soprattutto, sull’origine dinamica di tale flusso. Insieme, le tre figure mostrano rispettivamente la geometria della circolazione, la sua variabilità e i meccanismi ondulatori che ne determinano l’intensità.

Nel complesso, la Figura 7 di Butchart et al. [2011] presenta quindi un risultato apparentemente semplice ma scientificamente molto profondo. I modelli chimico-climatici mostrano una notevole capacità di riprodurre l’intensità media della risalita tropicale a 70 hPa osservata nelle rianalisi, e le stime ottenute mediante downward control risultano generalmente coerenti con quelle calcolate direttamente dalla circolazione residua. Questo rappresenta una forte conferma del paradigma secondo cui la Brewer-Dobson Circulation è essenzialmente guidata dalla deposizione di momento da parte delle onde atmosferiche. Tuttavia, dietro l’apparente accordo sul flusso totale esiste una marcata diversità nella ripartizione della forzante fra onde risolte, onde di gravità orografiche e onde di gravità non orografiche. La capacità dei modelli di raggiungere risultati simili attraverso meccanismi differenti costituisce contemporaneamente un successo e una fonte di incertezza. È un successo perché dimostra la robustezza della struttura complessiva della BDC simulata; è un’incertezza perché suggerisce che la risposta futura della circolazione potrebbe dipendere fortemente dal modo in cui ciascun modello rappresenta i singoli processi ondulatori.

Per questa ragione, la Figura 7 non deve essere letta soltanto come un confronto fra barre di altezza simile. Essa rappresenta una vera diagnosi del funzionamento dinamico della stratosfera. Mostra come il lento movimento ascendente di miliardi di chilogrammi di aria al secondo attraverso la bassa stratosfera tropicale sia il risultato finale dell’interazione collettiva di fenomeni ondulatori generati a migliaia di chilometri di distanza, spesso nella troposfera extratropicale. Evidenzia inoltre che la valutazione dei modelli climatici deve andare oltre la semplice riproduzione dello stato medio e verificare la correttezza dei processi fisici sottostanti. In questo senso, il principale insegnamento della Figura 7 è che comprendere la Brewer-Dobson Circulation significa comprendere non soltanto quanta aria viene trasportata attraverso la stratosfera, ma anche quali onde generano quel trasporto, dove depositano il loro momento e come tali meccanismi possono cambiare nel tempo. È proprio dalla risposta a queste domande che dipende la capacità di prevedere con affidabilità l’evoluzione futura della circolazione stratosferica, dell’ozono, dell’età dell’aria e, più in generale, dell’accoppiamento dinamico e chimico tra troposfera e stratosfera.

Figura 8 – Intensificazione futura della risalita tropicale e risposta verticale della Brewer-Dobson Circulation al cambiamento climatico

La Figura 8, adattata da Hardiman et al. [2013], rappresenta uno dei risultati più significativi della modellistica climatica stratosferica riguardo alla possibile evoluzione futura della Brewer-Dobson Circulation, poiché mostra la struttura verticale delle tendenze del flusso di massa ascendente tropicale previste da otto modelli globali capaci di risolvere esplicitamente la stratosfera durante il periodo 2006–2099 nello scenario RCP8.5. A differenza delle figure precedenti, che descrivevano rispettivamente la climatologia della circolazione residua, la variabilità della subsidenza polare e il confronto tra le differenti sorgenti della forzante ondulatoria, questa figura affronta direttamente il problema della risposta della circolazione stratosferica al forcing climatico antropogenico. Il risultato fondamentale è immediatamente riconoscibile: la tendenza del flusso di massa ascendente tropicale è positiva praticamente in tutta la colonna stratosferica considerata, indicando che i modelli prevedono un progressivo rafforzamento della componente ascendente della Brewer-Dobson Circulation nel corso del XXI secolo. Tuttavia, la risposta non è verticalmente uniforme. L’accelerazione risulta generalmente più pronunciata nella bassa stratosfera, attorno a 70 hPa, e diminuisce progressivamente procedendo verso livelli di pressione inferiori, cioè verso la media e alta stratosfera. Questa caratteristica fornisce un’indicazione importante: parlare genericamente di “accelerazione della Brewer-Dobson Circulation” rischia di nascondere una risposta molto più complessa, nella quale differenti branche e differenti livelli verticali possono reagire con intensità diverse al cambiamento climatico.

L’asse verticale della figura rappresenta la pressione atmosferica, da circa 70 hPa nella parte inferiore fino a circa 3 hPa nella parte superiore. Si tratta quindi di una sezione che comprende buona parte della stratosfera, dalla regione immediatamente superiore alla tropopausa tropicale fino alla stratosfera superiore. L’asse orizzontale mostra invece la tendenza relativa del flusso ascendente di massa, espressa in percentuale per decennio. È importante sottolineare che il grafico non rappresenta valori assoluti della quantità di aria che sale, ma la velocità relativa con cui tale quantità aumenta nel tempo. Una tendenza del 3% per decennio, per esempio, significa che il flusso medio ascendente a quel determinato livello aumenta, secondo il fit lineare utilizzato nell’analisi, di circa il 3% ogni dieci anni rispetto al valore caratteristico della simulazione. Le linee colorate rappresentano gli otto modelli considerati da Hardiman et al. [2013], mentre la linea nera costituisce la media multimodello. L’area grigia che circonda la media esprime l’errore standard intermodello opportunamente scalato per rappresentare un intervallo di confidenza del 95%. La dispersione delle linee colorate fornisce quindi una misura immediata dell’incertezza modellistica, mentre la persistenza di una tendenza positiva nella media dell’ensemble consente di valutare la robustezza del segnale.

Nella parte più bassa della figura, attorno a 70 hPa, la media multimodello mostra un incremento dell’upwelling dell’ordine di circa il 3% per decennio, mentre diversi modelli raggiungono valori prossimi o superiori al 4% per decennio. Procedendo verso 30 hPa la tendenza media diminuisce, collocandosi grossolanamente poco sopra il 2% per decennio; intorno a 10 hPa scende ulteriormente verso valori prossimi a circa 1,5–2% per decennio, mentre nella stratosfera superiore, fra pochi hPa e circa 5 hPa, la media si avvicina maggiormente a valori dell’ordine dell’1–1,5% per decennio. È opportuno considerare queste cifre come letture approssimative del grafico piuttosto che come valori esatti, ma la caratteristica essenziale è inequivocabile: il trend presenta un marcato gradiente verticale, con il rafforzamento percentuale maggiore nella bassa stratosfera e progressivamente più debole salendo. Questa struttura verticale implica che il cambiamento della BDC non può essere rappresentato semplicemente moltiplicando la circolazione attuale per un unico fattore di intensificazione.

La metodologia adottata da Hardiman et al. [2013] è particolarmente rilevante perché il flusso tropicale viene integrato tra le cosiddette turnaround latitudes, cioè le latitudini alle quali la velocità verticale residua cambia segno separando il dominio tropicale di risalita dalle regioni extratropicali di subsidenza. Queste latitudini non vengono mantenute artificialmente fisse, ma vengono determinate per ciascun anno e tenendo conto della loro migrazione stagionale. Tale scelta metodologica evita che un eventuale spostamento dei margini della regione ascendente venga erroneamente interpretato come una variazione della sola velocità verticale. La quantità rappresentata in Figura 8 incorpora pertanto sia l’intensità locale della risalita sia l’evoluzione della geometria dell’area tropicale attraverso cui avviene il trasporto di massa. Il punto è particolarmente importante alla luce degli studi di Seviour et al. [2012], i quali hanno mostrato che le turnaround latitudes costituiscono una caratteristica dinamica variabile della circolazione e non devono essere confuse con i confini del cosiddetto tropical pipe, che riguardano invece le barriere al mescolamento subtropicale.

La tendenza positiva osservata in Figura 8 è coerente con un’ampia letteratura modellistica sviluppatasi nei decenni precedenti. Rind et al., Butchart e Scaife, Garcia e Randel [2008], McLandress e Shepherd [2009], Butchart et al. [2010] e Shepherd e McLandress [2011], utilizzando modelli e diagnostiche differenti, hanno mostrato ripetutamente che l’aumento delle concentrazioni dei gas serra tende a essere accompagnato da un rafforzamento della circolazione residua stratosferica. Uno degli aspetti fondamentali emersi da questi studi è che l’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation non deve essere concepita come una conseguenza termica diretta del riscaldamento della superficie terrestre. Il meccanismo dominante è invece dinamico: il cambiamento climatico altera la struttura della circolazione troposferica e stratosferica, modificando le condizioni di propagazione delle onde e, di conseguenza, la distribuzione della quantità di moto depositata nella stratosfera. La risposta della circolazione residua deriva quindi dall’interazione tra riscaldamento climatico, venti zonali, onde planetarie, onde sinottiche e onde di gravità.

Garcia e Randel [2008] mostrarono, attraverso simulazioni con un modello chimico-climatico, che il rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation poteva essere collegato a variazioni della propagazione delle onde di Rossby verso la stratosfera subtropicale. McLandress e Shepherd [2009] approfondirono il ruolo del wave drag nel determinare le variazioni della circolazione, mentre Shepherd e McLandress [2011] proposero un’interpretazione particolarmente influente secondo cui il cambiamento della struttura dei venti subtropicali può modificare le superfici critiche per la propagazione delle onde. In un clima più caldo, l’alterazione del vento zonale e lo spostamento delle regioni in cui le onde vengono assorbite possono determinare una redistribuzione della forzante ondulatoria tale da rafforzare la circolazione residua. In questo quadro, l’intensificazione dell’upwelling tropicale mostrata dalla Figura 8 rappresenta la risposta integrata della stratosfera a modificazioni originate in buona parte nella troposfera e trasmesse verso l’alto attraverso la dinamica ondulatoria.

La maggiore tendenza nella bassa stratosfera presenta inoltre una connessione con la distinzione tra shallow branch e deep branch della Brewer-Dobson Circulation. La componente superficiale trasferisce aria dalla regione tropicale verso la bassa stratosfera subtropicale ed extratropicale con tempi relativamente brevi, mentre la componente profonda conduce una frazione delle masse d’aria verso la media e alta stratosfera prima del loro successivo trasporto verso le alte latitudini e della subsidenza. Birner e Bönisch [2011] e studi successivi basati sulla diagnostica dell’età dell’aria hanno evidenziato che queste vie di trasporto presentano caratteristiche dinamiche e tempi di transito differenti. La diminuzione del trend percentuale procedendo da 70 verso 3 hPa suggerisce pertanto che la risposta al forcing climatico possa essere particolarmente intensa nelle componenti inferiori della circolazione, mentre le vie più profonde mostrano una risposta relativamente più contenuta.

Tuttavia, non sarebbe corretto identificare automaticamente il trend a 70 hPa esclusivamente con il ramo superficiale. L’aria che attraversa questo livello può infatti successivamente seguire percorsi molto differenti: una parte viene trasportata rapidamente verso le latitudini subtropicali ed extratropicali, mentre un’altra continua la risalita e alimenta la circolazione profonda. Il livello di 70 hPa rappresenta quindi una sorta di porta d’ingresso attraverso la quale transita una quota importante della massa destinata alla stratosfera. L’intensificazione osservata a questo livello segnala pertanto un aumento complessivo del ricambio della bassa stratosfera tropicale, senza determinare da sola quale frazione dell’aria seguirà successivamente ciascuna delle differenti vie di trasporto.

La relazione con la Figura 7 è particolarmente istruttiva. Butchart et al. [2011] avevano mostrato che i Chemistry-Climate Models riuscivano a simulare una risalita media annua a 70 hPa relativamente simile a quella ricavata da ERA-Interim, ma che la ripartizione della forzante tra onde planetarie risolte, onde di gravità orografiche e onde di gravità non orografiche variava considerevolmente tra i modelli. La Figura 8 mostra le conseguenze di questa diversità quando gli stessi principi vengono proiettati in un clima futuro. La dispersione delle linee colorate suggerisce infatti che, sebbene il segno dell’evoluzione sia ampiamente condiviso, l’entità dell’accelerazione dipende dalla rappresentazione modellistica dei diversi meccanismi ondulatori. Due modelli possono quindi riprodurre un’upwelling climatologico molto simile nel presente ma generare tendenze future differenti perché la loro circolazione è sostenuta da diverse combinazioni di wave drag.

La dispersione intermodello non deve essere interpretata come una contraddizione rispetto alla robustezza del risultato. Il fatto che le linee colorate differiscano considerevolmente in alcuni intervalli verticali significa che rimane incertezza sull’intensità quantitativa dell’accelerazione. Tuttavia, il segno positivo della media multimodello e la tendenza positiva di gran parte dei singoli profili indicano che il rafforzamento costituisce una risposta sistematica dell’ensemble. In climatologia è importante distinguere questi due livelli di certezza: può esistere elevata robustezza sul segno del cambiamento pur permanendo una notevole incertezza sulla sua magnitudine. La Figura 8 costituisce un esempio particolarmente chiaro di questa distinzione.

Lo scenario utilizzato, RCP8.5, rappresenta inoltre un elemento essenziale per l’interpretazione. Le simulazioni non devono essere lette come una previsione deterministica di ciò che inevitabilmente avverrà, ma come la risposta dei modelli a una specifica traiettoria di forcing radiativo elevato. Il forte aumento delle concentrazioni dei gas serra previsto da tale scenario amplifica le modificazioni della struttura termica e dinamica dell’atmosfera e consente di isolare più chiaramente la risposta della circolazione. La Figura 8 mostra quindi ciò che i modelli di Hardiman et al. prevedono sotto un forcing particolarmente intenso, fornendo informazioni preziose sulla sensibilità dinamica della BDC. In scenari caratterizzati da forcing inferiore, ci si attenderebbe generalmente un segnale più debole, anche se la relazione non deve necessariamente essere perfettamente lineare in ogni regione o a ogni quota.

Le conseguenze di un aumento della risalita tropicale sono profonde dal punto di vista termodinamico. Quando l’aria sale nella stratosfera tropicale si espande e si raffredda adiabaticamente. Una maggiore risalita implica quindi un raffreddamento dinamico più intenso, che deve essere compensato dal riscaldamento radiativo per mantenere il bilancio energetico. Questo collegamento costituisce una delle ragioni per cui la temperatura della stratosfera tropicale risponde non soltanto direttamente alle variazioni dei gas radiativamente attivi, ma anche ai cambiamenti della circolazione. L’intensificazione della BDC può quindi contribuire alle variazioni termiche della bassa stratosfera e influenzare la struttura della tropopausa tropicale.

Questo punto è particolarmente importante per il vapore acqueo stratosferico. La quantità di acqua che entra nella stratosfera è fortemente regolata dalle temperature estremamente basse incontrate dalle masse d’aria nella regione della tropopausa tropicale. Il processo di disidratazione rimuove gran parte del vapore acqueo attraverso la condensazione e la sedimentazione dei cristalli di ghiaccio. Cambiamenti della risalita tropicale possono modificare i tempi di attraversamento di questa regione e interagire con le variazioni della temperatura della tropopausa, influenzando così il contenuto di vapore acqueo della stratosfera. Poiché il vapore acqueo stratosferico è radiativamente attivo e partecipa a numerose reazioni chimiche, un cambiamento della BDC può produrre effetti climatici che si estendono ben oltre il semplice trasporto di massa.

L’ozono rappresenta un altro elemento strettamente connesso alla Figura 8. La sua produzione fotochimica avviene principalmente nella stratosfera tropicale e subtropicale, soprattutto alle quote superiori, mentre la Brewer-Dobson Circulation trasferisce progressivamente l’ozono e i suoi precursori verso le medie e alte latitudini. Un aumento della circolazione tende quindi a modificare la distribuzione latitudinale dell’ozono: la risalita più intensa può ridurre l’accumulo di ozono nella bassa stratosfera tropicale attraverso una maggiore diluizione e un trasporto più rapido, mentre l’incremento del trasporto verso le regioni extratropicali può favorire aumenti dell’ozono a determinate quote e latitudini. Gli studi chimico-climatici hanno mostrato che questa componente dinamica è fondamentale per interpretare l’evoluzione futura dell’ozono e deve essere considerata insieme alla diminuzione dei composti alogenati regolata dal Protocollo di Montreal e ai cambiamenti chimici prodotti dall’aumento dei gas serra.

Il rapporto tra accelerazione della BDC ed età dell’aria costituisce uno degli aspetti più delicati. In prima approssimazione, una circolazione più veloce dovrebbe ridurre il tempo necessario alle masse d’aria per raggiungere le regioni extratropicali e quindi diminuire la loro età media. Molti modelli climatici hanno infatti previsto una progressiva diminuzione dell’età dell’aria in conseguenza del rafforzamento della circolazione residua. Tuttavia, Hall e Plumb [1994] dimostrarono che l’età dell’aria deve essere descritta mediante una distribuzione dei tempi di transito, lo spectrum of age, e non attraverso un singolo percorso deterministico. Mescolamento, ricircolazione e differenti vie di trasporto possono modificare l’età media anche senza una corrispondente variazione proporzionale della velocità residua. Pertanto, il trend dell’upwelling mostrato dalla Figura 8 non può essere trasformato direttamente in un’identica variazione percentuale dell’età dell’aria.

Analogamente, l’aumento della risalita non significa necessariamente che il trasporto di ogni tracciante venga accelerato nello stesso modo. Le specie chimiche possiedono differenti tempi di vita, distribuzioni delle sorgenti e meccanismi di perdita. Un tracciante quasi inerte risponderà principalmente ai cambiamenti del trasporto e del mescolamento, mentre una specie fotochimicamente attiva mostrerà una risposta combinata di dinamica e chimica. È precisamente per questa ragione che la diagnosi della futura Brewer-Dobson Circulation richiede l’impiego congiunto di modelli dinamici, modelli chimico-climatici, osservazioni satellitari e misure di traccianti a lunga vita.

La Figura 8 fornisce inoltre un’importante prospettiva sul concetto stesso di accelerazione. Se il trend percentuale diminuisce progressivamente con l’altezza, la circolazione futura non è semplicemente una versione più rapida della circolazione contemporanea. La distribuzione dei tempi di transito può essere riorganizzata, le proporzioni di aria che seguono vie superficiali e profonde possono cambiare e le regioni di mescolamento possono spostarsi. La risposta della BDC deve quindi essere considerata come una trasformazione della sua struttura tridimensionale e non soltanto come un incremento della velocità di un ipotetico “nastro trasportatore”. Questa interpretazione è coerente con la moderna concezione della stratosfera proposta da Plumb e approfondita attraverso gli studi sul tropical pipe, sulla surf zoneextratropicale e sugli spettri dell’età.

Un altro elemento importante riguarda la stagionalità. Il valore annuale utilizzato nella Figura 8 integra condizioni dinamiche profondamente differenti tra estate e inverno. Come mostrato dalla precedente Figura 5, la Brewer-Dobson Circulation raggiunge la maggiore intensità nell’emisfero invernale, quando le condizioni dei venti occidentali permettono una più efficace propagazione verticale delle onde planetarie. Una variazione del flusso medio annuo può quindi essere prodotta da un rafforzamento distribuito uniformemente fra le stagioni oppure da cambiamenti molto più pronunciati in alcuni mesi. L’analisi annuale fornisce un indicatore robusto della tendenza complessiva, ma una comprensione completa dei meccanismi richiede di esaminare anche la risposta stagionale e la distribuzione emisferica della forzante ondulatoria.

La Quasi-Biennial Oscillation, ENSO e i riscaldamenti stratosferici improvvisi possono sovrapporre a questa tendenza di lungo periodo una considerevole variabilità interannuale. La QBO modifica direttamente la struttura dei venti equatoriali e quindi le condizioni di propagazione delle onde; ENSO altera la circolazione troposferica e la propagazione delle onde planetarie nell’Emisfero Settentrionale; gli SSW possono produrre intensificazioni temporanee molto forti della circolazione residua. La tendenza climatica mostrata nella Figura 8 emerge pertanto da un sistema caratterizzato da oscillazioni naturali potenzialmente molto più grandi del cambiamento che avviene in un singolo decennio. Proprio per questo Hardiman et al. utilizzano quasi un secolo di simulazione e determinano il trend mediante regressione lineare: una lunga serie temporale permette di distinguere più efficacemente il segnale forzato dal rumore della variabilità interna.

La Figura 8 completa così in maniera particolarmente efficace la sequenza diagnostica delineata dalle figure precedenti. La Figura 5 mostrava come la Brewer-Dobson Circulation cambi radicalmente con le stagioni; la Figura 6 evidenziava la sua forte variabilità da un inverno all’altro in relazione allo stato del vortice polare; la Figura 7 dimostrava che i modelli riescono a riprodurre abbastanza bene il flusso climatologico presente, pur differendo considerevolmente nella ripartizione della forzante tra differenti categorie di onde; la Figura 8 mostra infine come questi sistemi reagiscano al forcing climatico di lungo periodo. Ne emerge una visione coerente della BDC come circolazione dinamicamente forzata, variabile su molte scale temporali e sensibile alle modificazioni climatiche perché queste alterano proprio le condizioni di propagazione e dissipazione delle onde che la sostengono.

L’aspetto forse più rilevante della Figura 8 è quindi che il rafforzamento futuro della Brewer-Dobson Circulation non rappresenta semplicemente una previsione isolata di un singolo modello, ma emerge dalla convergenza di più modelli stratosfera-risolventi ed è coerente con un quadro teorico sviluppato indipendentemente attraverso numerosi studi. Garcia e Randel, McLandress e Shepherd, Butchart e collaboratori e Hardiman et al. indicano tutti, con metodologie differenti, che un’atmosfera sottoposta a un forte forcing da gas serra tende a sviluppare una circolazione residua più intensa. Rimane invece meno certo quanto grande sarà questo cambiamento, come verrà suddiviso tra ramo superficiale e ramo profondo, quale ruolo relativo sarà svolto dalle onde planetarie e dalle onde di gravità e quanto cambieranno parallelamente il mescolamento e l’estensione latitudinale della regione di risalita.

Nel complesso, la Figura 8 deve essere interpretata come una dimostrazione della natura profondamente dinamica della risposta stratosferica al cambiamento climatico. La tendenza positiva dell’upwelling, vicina nella media multimodello a circa il 3% per decennio nella regione di 70 hPa e progressivamente minore verso l’alta stratosfera, indica che sotto lo scenario RCP8.5 il ricambio della massa atmosferica nella stratosfera tropicale aumenta sistematicamente durante il XXI secolo. Tale accelerazione è prodotta principalmente dalla riorganizzazione della forzante ondulatoria e non da un semplice effetto termico diretto; presenta una chiara dipendenza dalla quota; interagisce con la larghezza della regione tropicale ascendente; modifica i tempi di transito delle masse d’aria; influenza l’età dell’aria e il mescolamento; altera la distribuzione dell’ozono e degli altri traccianti; contribuisce alle variazioni termiche della stratosfera tropicale e collega, attraverso la propagazione delle onde, i cambiamenti della circolazione troposferica alla risposta della stratosfera. La Figura 8 sintetizza pertanto uno dei concetti centrali della moderna climatologia stratosferica: in un clima soggetto a un forte aumento dei gas serra, la Brewer-Dobson Circulation non rimane invariata, ma tende a intensificarsi e contemporaneamente a riorganizzarsi verticalmente, con il segnale più pronunciato nella bassa stratosfera. La questione scientifica fondamentale non consiste quindi più soltanto nello stabilire se la BDC possa cambiare, ma nel comprendere con precisione quali sue branche accelereranno maggiormente, quali processi ondulatori saranno responsabili della risposta, come cambieranno le vie di trasporto e quali conseguenze questa trasformazione produrrà sulla composizione chimica e sull’equilibrio radiativo della stratosfera nel corso del XXI secolo.

6. La circolazione di Brewer-Dobson in un clima che cambia – 6.1. Risposta al cambiamento climatico

La circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno degli elementi fondamentali attraverso i quali la stratosfera risponde al cambiamento climatico antropogenico. Essa costituisce la principale circolazione di trasporto su scala globale della stratosfera ed è caratterizzata, nella sua descrizione più generale, dalla lenta risalita delle masse d’aria nelle regioni tropicali, dal loro successivo trasferimento verso le medie e alte latitudini e dalla subsidenza nelle regioni extratropicali, particolarmente intensa nell’emisfero invernale. Sebbene le velocità verticali associate a questa circolazione siano estremamente piccole rispetto a quelle caratteristiche dei moti troposferici, il loro effetto integrato su scale temporali di mesi e anni determina in larga misura la distribuzione globale dell’ozono, del vapore acqueo, degli aerosol e di numerosi altri costituenti atmosferici. Per questa ragione, modificazioni anche relativamente modeste della Brewer-Dobson Circulation, BDC, possono produrre conseguenze rilevanti sulla composizione chimica della stratosfera, sul suo bilancio radiativo e, indirettamente, sul clima troposferico. La moderna concezione della BDC non deve inoltre essere limitata alla sola circolazione media residua: il trasporto stratosferico effettivo deriva dall’interazione tra il moto advettivo medio e il mescolamento irreversibile prodotto dall’attività ondulatoria. Questo aspetto assume particolare importanza quando si interpretano indicatori quali l’età dell’aria, che riflettono simultaneamente l’intensità della circolazione e i processi di mixing. La recente revisione di Garny et al. [2024]sottolinea proprio come la comprensione contemporanea del trasporto stratosferico richieda di considerare congiuntamente circolazione residua, mescolamento e distribuzione dei tempi di transito delle masse d’aria.

Le prime indicazioni modellistiche dell’esistenza di una risposta sistematica della BDC all’aumento antropogenico dei gas serra risalgono ai lavori pionieristici di Rind et al. [1990]. Le simulazioni effettuate con concentrazioni di anidride carbonica raddoppiate suggerivano che il riscaldamento climatico potesse determinare un’intensificazione della circolazione media residua stratosferica. Questo risultato, inizialmente basato su integrazioni modellistiche relativamente brevi e su modelli molto meno sofisticati di quelli contemporanei, si è rivelato straordinariamente persistente attraverso successive generazioni di General Circulation Models e Chemistry-Climate Models. Butchart e Scaife [2001] fornirono successivamente una delle prime quantificazioni della risposta, mostrando un aumento dell’ordine di alcuni punti percentuali per decennio del flusso ascendente tropicale a 70 hPa in simulazioni caratterizzate dall’aumento dei gas serra. I successivi esperimenti multimodello confermarono che l’accelerazione della circolazione costituisce una risposta pressoché universale dei modelli climatici all’aumento delle concentrazioni di gas serra, soprattutto nella bassa stratosfera.

Il significato fisico di tale robustezza diventa più chiaro considerando che la Brewer-Dobson Circulation non è una circolazione termicamente diretta nel senso convenzionale, ma è essenzialmente mantenuta dall’interazione tra il flusso zonale medio e le onde atmosferiche. Le onde planetarie generate prevalentemente nella troposfera delle medie latitudini, insieme alle onde di gravità, propagano verso l’alto e, quando vengono dissipate o rompono nella stratosfera, depositano momento nella corrente media. Tale deposizione modifica il bilancio del momento zonale e induce una circolazione meridiana compensatrice, caratterizzata dalla risalita tropicale e dalla subsidenza extratropicale. Il cambiamento climatico può quindi modificare la BDC non semplicemente attraverso il riscaldamento della superficie, ma modificando la struttura dei venti zonali, la posizione e l’intensità dei jet subtropicali, la tropopausa, la propagazione delle onde planetarie e delle onde di gravità e le regioni nelle quali queste ultime dissipano il proprio momento. È precisamente questa concatenazione dinamica che rende la risposta della BDC al forcing radiativo un problema complesso e, nello stesso tempo, una delle manifestazioni più interessanti dell’accoppiamento tra troposfera e stratosfera.

Gli esperimenti più recenti del Climate Model Intercomparison Project Phase 6 hanno sostanzialmente confermato il quadro sviluppatosi nei decenni precedenti. Abalos et al. [2021], analizzando specifiche diagnostiche della BDC incluse nei modelli CMIP6, hanno mostrato che l’aumento della CO₂ determina un’accelerazione della circolazione, particolarmente robusta nella bassa stratosfera. Nella media e alta stratosfera la dispersione tra i modelli aumenta considerevolmente, probabilmente anche a causa delle differenti rappresentazioni e parametrizzazioni del drag esercitato dalle onde di gravità. Lo stesso studio ha mostrato inoltre una relazione particolarmente stretta tra il riscaldamento della superficie e le variazioni della branca superficiale della circolazione, mentre tale relazione diventa molto meno evidente per la branca profonda. Questo risultato suggerisce che non sia corretto parlare del rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation come se l’intera struttura tridimensionale della circolazione rispondesse uniformemente al forcing climatico. Piuttosto, differenti livelli e differenti branche della BDC possono mostrare sensibilità, intensità delle tendenze e persino tempi di risposta differenti.

Le proiezioni riportate nella Figura 8 dello studio originale rappresentano un esempio particolarmente chiaro di questa struttura verticale. Nelle simulazioni RCP8.5 di otto modelli capaci di rappresentare esplicitamente la stratosfera, Hardiman et al. [2013] evidenziavano una tendenza positiva della risalita tropicale lungo gran parte della colonna stratosferica tra il 2006 e il 2099. Tuttavia, l’aumento percentuale risultava generalmente maggiore nella bassa stratosfera e progressivamente più debole salendo verso livelli superiori. Tale caratteristica non rappresentava una peculiarità di un singolo modello, ma era già stata individuata in diversi lavori precedenti e trova sostanziale continuità nelle generazioni modellistiche successive. L’intensificazione della BDC deve quindi essere interpretata come una riorganizzazione verticalmente strutturata della circolazione stratosferica, piuttosto che come un’accelerazione uniforme di tutto il sistema.

Un altro elemento di notevole interesse riguarda la variazione della larghezza geografica della regione di risalita tropicale. Le simulazioni indicano che nella regione compresa tra l’alta troposfera e la bassa stratosfera l’area interessata dall’upwelling tende a restringersi contemporaneamente alla sua intensificazione. Questo comportamento è particolarmente importante perché avviene in presenza di una contemporanea espansione verso i poli di molte caratteristiche della circolazione tropicale troposferica. In altri termini, l’espansione della fascia tropicale osservata o simulata nella troposfera non implica necessariamente un analogo ampliamento della regione nella quale le masse d’aria entrano nella stratosfera. Studi più recenti sull’accoppiamento tra troposfera superiore e bassa stratosfera confermano che, in risposta all’aumento della CO₂, il riscaldamento climatico può essere accompagnato simultaneamente dall’espansione delle celle di Hadley, dal rafforzamento o spostamento delle correnti a getto subtropicali e da un restringimento e rafforzamento dell’upwelling tropicale stratosferico. Questa apparente contraddizione riflette semplicemente il fatto che le diverse strutture dinamiche sono controllate da bilanci fisici differenti e non devono necessariamente spostarsi nello stesso modo.

Anche la stagionalità della risposta è fondamentale. La branca profonda della Brewer-Dobson Circulation presenta una forte dipendenza stagionale perché l’attività delle onde planetarie e la loro propagazione nella stratosfera sono molto più efficaci nell’emisfero invernale. Di conseguenza, le simulazioni climatiche hanno generalmente indicato che una parte sostanziale dell’aumento del flusso ascendente tropicale nella bassa stratosfera tende a verificarsi durante l’inverno boreale. Ciò implica che il cambiamento climatico potrebbe non soltanto modificare il valore medio annuale della circolazione, ma anche aumentarne o modificarne il ciclo stagionale. Poiché l’Emisfero Settentrionale presenta una topografia e un contrasto terra-oceano molto più pronunciati di quelli dell’Emisfero Australe, le onde planetarie troposferiche sono mediamente più intense e la branca profonda della BDC risulta conseguentemente più vigorosa durante l’inverno boreale. Un cambiamento nell’attività ondulatoria può quindi generare una risposta emisfericamente asimmetrica della subsidenza extratropicale e del trasporto dell’ozono.

Il ruolo delle onde rappresenta allo stesso tempo una delle ragioni principali della robustezza della risposta modellistica nella bassa stratosfera e una delle maggiori fonti di incertezza alle quote superiori. Le onde planetarie risolte direttamente dai modelli possono rispondere al cambiamento climatico attraverso modificazioni della propagazione verticale, della rifrazione meridiana e delle condizioni dei venti zonali stratosferici. Le onde di gravità, invece, operano su scale spaziali troppo piccole per essere completamente risolte dalla maggior parte dei modelli climatici e devono quindi essere parametrizzate. Differenze relativamente piccole nelle parametrizzazioni della loro generazione, propagazione e dissipazione possono determinare risposte molto differenti nella media e alta stratosfera. Abalos et al. [2021] attribuiscono proprio alle differenze nella forzante da onde di gravità parte dell’ampia dispersione presente tra le proiezioni CMIP6 alle quote superiori. Ciò spiega perché l’affermazione secondo cui “la Brewer-Dobson Circulation si rafforzerà con il riscaldamento globale” sia molto robusta nella sua formulazione generale, ma richieda maggiore cautela quando si vogliono specificare intensità, distribuzione verticale e struttura regionale del cambiamento.

La risposta della BDC non dipende inoltre esclusivamente dall’anidride carbonica. Un ruolo importante è stato esercitato storicamente dalle sostanze responsabili della distruzione dell’ozono stratosferico. L’assottigliamento dell’ozono antartico ha modificato la struttura termica e dinamica della stratosfera australe e, attraverso di essa, la circolazione meridiana. Polvani et al. [2019], mediante un’analisi multimodello, hanno mostrato che le ozone-depleting substances hanno avuto un’influenza sostanziale sulle tendenze della BDC e che la loro progressiva diminuzione conseguente al Protocollo di Montreal tende a produrre un effetto opposto rispetto a quello del continuo aumento della CO₂. In alcune simulazioni, la riduzione futura delle sostanze ozono-lesive attenua considerevolmente l’accelerazione della circolazione che sarebbe altrimenti determinata dai gas serra, arrivando a ridurre di oltre la metà alcune tendenze dell’età dell’aria nel corso del XXI secolo. Questo dimostra che l’evoluzione futura della BDC è il risultato netto dell’interazione fra differenti forcing antropogenici e non può essere attribuita esclusivamente all’aumento della temperatura globale.

Le conseguenze chimiche di un’accelerazione della circolazione sono particolarmente importanti per l’ozono. Una circolazione più rapida tende a trasportare con maggiore efficienza l’ozono e i suoi precursori dalle regioni tropicali verso le medie e alte latitudini e può quindi modificare profondamente la distribuzione latitudinale dell’ozono anche indipendentemente dalle variazioni della sua produzione e distruzione fotochimica locale. Questo significa che la futura evoluzione dello strato di ozono non sarà semplicemente l’immagine inversa della sua distruzione avvenuta durante la seconda metà del XX secolo. La riduzione del cloro e del bromo stratosferici favorisce il recupero chimico dell’ozono, mentre il cambiamento climatico modifica contemporaneamente temperature, circolazione e trasporto. Ne deriva una risposta fortemente dipendente dalla quota e dalla latitudine: l’ozono può aumentare in alcune regioni e mostrare tendenze molto più deboli o differenti in altre. L’influenza della BDC costituisce quindi una componente essenziale dell’evoluzione futura dell’ozono stratosferico. Le analisi CMIP6 ricordano inoltre che l’intensità della BDC influenza direttamente sia il recupero dell’ozono sia lo scambio di ozono tra stratosfera e troposfera e la quantità di vapore acqueo che riesce a entrare nella stratosfera.

Particolarmente delicato è il rapporto tra la BDC e il vapore acqueo stratosferico. L’aria troposferica che entra nella stratosfera attraversa principalmente la tropical tropopause layer, dove le temperature estremamente basse determinano una sorta di “cold trap” capace di rimuovere gran parte del vapore mediante condensazione e formazione di cristalli di ghiaccio. La quantità finale di acqua che entra nella stratosfera dipende quindi sia dalla temperatura della tropopausa tropicale sia dal percorso e dalla velocità con cui le masse d’aria attraversano questa regione. Una modifica della circolazione può alterare i tempi di esposizione dell’aria alle regioni più fredde e quindi la quantità di vapore acqueo immessa nella stratosfera. Poiché il vapore acqueo stratosferico è radiativamente attivo e interviene inoltre in importanti processi chimici, compresa la chimica dell’ozono, questo rappresenta uno dei possibili meccanismi di retroazione attraverso i quali una modifica dinamica della BDC può propagarsi al sistema climatico.

Una delle principali difficoltà nell’accertare osservativamente il rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation deriva dal fatto che le sue velocità verticali sono troppo piccole per essere determinate direttamente con sufficiente accuratezza su scale climatiche. Si ricorre quindi a indicatori indiretti. Tra questi, uno dei più importanti è l’“età dell’aria” stratosferica, vale a dire una misura statistica del tempo trascorso da quando una massa d’aria ha attraversato la tropopausa ed è entrata nella stratosfera. In un’immagine estremamente semplificata, se la circolazione diventa più rapida, le masse d’aria dovrebbero raggiungere più velocemente le regioni extratropicali e quindi diventare mediamente più giovani. Tuttavia, questa relazione non è univoca, perché il valore osservato dell’età dipende anche dal mescolamento tra masse d’aria caratterizzate da differenti tempi di transito. È quindi possibile modificare l’età media anche senza una variazione proporzionale della velocità della circolazione residua.

Questo problema ha assunto un’importanza centrale nella letteratura degli ultimi due decenni. Gli esperimenti climatici hanno generalmente previsto una diminuzione dell’età media dell’aria nel XXI secolo, apparentemente coerente con l’accelerazione della BDC. Tuttavia, studi basati sulle osservazioni mediante palloni, in particolare Engel et al. [2009], avevano inizialmente suggerito un’età dell’aria sostanzialmente costante o persino leggermente crescente alle medie latitudini dell’Emisfero Settentrionale. Si era così creata quella che per anni è stata considerata una delle principali discrepanze tra modelli e osservazioni della circolazione stratosferica. Il problema era reso ancora più difficile dal limitato numero di osservazioni, dalla loro distribuzione irregolare nello spazio e nel tempo e dalle complicazioni associate all’utilizzo di CO₂ e soprattutto SF₆ come traccianti dell’età.

Gli sviluppi successivi hanno mostrato quanto fosse necessaria una notevole prudenza nell’interpretazione di queste tendenze. L’età dell’aria non corrisponde infatti a un singolo tempo di transito, ma alla media di una vera e propria distribuzione dei tempi di transito, denominata age spectrum. Una massa d’aria campionata in un determinato punto della stratosfera contiene molecole che hanno seguito percorsi differenti e che sono entrate nella stratosfera in momenti differenti. Cambiamenti nella forma di questo spettro possono modificare l’età media anche senza una semplice accelerazione o decelerazione uniforme dell’intero sistema. Le simulazioni della Chemistry-Climate Model Initiative hanno mostrato, inoltre, che una parte considerevole delle differenze tra le tendenze dell’età dell’aria simulate dai diversi modelli può dipendere dai cambiamenti del mixing e della ricircolazione, oltre che dalla sola componente advettiva della BDC.

L’introduzione della rianalisi ERA5 ha consentito una nuova valutazione del problema. Ploeger et al. [2021], utilizzando il modello lagrangiano CLaMS guidato dai campi meteorologici di ERA5, hanno trovato per il periodo 1989–2018 una diminuzione dell’età media su gran parte della stratosfera, qualitativamente coerente con la risposta prevista dai modelli climatici al riscaldamento globale. Tuttavia, gli stessi autori hanno sottolineato che questa diminuzione non procede in maniera uniformemente lineare nel tempo, mostrando invece variazioni a gradino che potrebbero riflettere la variabilità decadale, le conseguenze di grandi eruzioni vulcaniche o cambiamenti nel sistema osservativo assimilato dalla rianalisi. In altre parole, la presenza di una regressione lineare negativa su alcuni decenni non costituisce automaticamente la prova di una tendenza climatica forzata.

Il confronto tra ERA5 ed ERA-Interim ha inoltre evidenziato differenze non trascurabili nell’intensità stessa della circolazione. ERA5 presenta una BDC generalmente più lenta di ERA-Interim e valori maggiori dell’età dell’aria. Nella bassa stratosfera tropicale le velocità di riscaldamento diabatico associate alla risalita sono risultate inferiori di circa il 30–40% rispetto a ERA-Interim, suggerendo che quest’ultima rianalisi potesse presentare un bias verso un upwelling tropicale eccessivamente intenso. Contemporaneamente, le due rianalisi possono produrre tendenze differenti, soprattutto nella stratosfera dell’Emisfero Settentrionale. Questo risultato rappresenta un importante avvertimento metodologico: le rianalisi non sono osservazioni pure della BDC, ma prodotti complessi ottenuti attraverso l’assimilazione di osservazioni in un sistema modellistico, e cambiamenti nei satelliti, negli strumenti o nelle procedure di assimilazione possono introdurre discontinuità che complicano l’interpretazione delle tendenze climatiche.

La sintesi realizzata da Garny et al. [2024] rappresenta un passaggio particolarmente importante nell’evoluzione di questo dibattito. Gli autori concludono che le proiezioni modellistiche di un’accelerazione della circolazione stratosferica sotto l’azione dei gas serra sono ormai ben consolidate. Le osservazioni dell’età dell’aria forniscono evidenze coerenti con una tendenza forzata nella bassa stratosfera, mentre nella media stratosfera le incertezze osservazionali rimanevano ancora troppo ampie, al momento della pubblicazione, per confermare o respingere definitivamente le proiezioni dei modelli. Di conseguenza, il problema non era più correttamente descrivibile come una semplice contraddizione fra “modelli che mostrano accelerazione” e “osservazioni che mostrano rallentamento”, ma come una questione di separazione fra segnali climatici relativamente piccoli, variabilità naturale, processi di mescolamento e limitazioni dei sistemi osservativi.

A questa evoluzione scientifica si aggiunge un risultato molto recente e di particolare rilievo. Ray et al. [2026], in uno studio pubblicato su Nature Geoscience, hanno riesaminato le osservazioni in situ dell’età media dell’aria nell’Emisfero Settentrionale per il periodo 1993–2025, integrando misure storiche e nuove osservazioni e correggendo differenze tra differenti sistemi di campionamento. Contrariamente a diversi studi osservativi precedenti, la nuova analisi individua tendenze negative dell’età media nell’extratropico dell’Emisfero Settentrionale, indicando che le masse d’aria stratosferiche sono diventate mediamente più giovani. Questo risultato costituisce un’evidenza osservativa di un’accelerazione della circolazione stratosferica a partire dagli anni Novanta e va quindi nella stessa direzione delle proiezioni dei modelli chimico-climatici. È un risultato particolarmente significativo perché riduce una delle discrepanze storicamente più discusse nello studio della BDC.

Tuttavia, anche questo risultato non implica che il problema sia definitivamente risolto. Ray et al. [2026] mostrano infatti che l’accelerazione dedotta dalle osservazioni appare più intensa rispetto a quella simulata dai modelli e presenta una struttura verticale differente. La corrispondenza tra osservazioni e simulazioni migliora quindi per quanto riguarda il segno della variazione, ma non necessariamente per la sua ampiezza e distribuzione verticale. Si apre pertanto una nuova fase della ricerca, nella quale la domanda principale non è più soltanto se la BDC stia accelerando, ma quanto velocemente lo stia facendo, quali branche della circolazione siano maggiormente coinvolte e quanto della variazione osservata derivi dalla circolazione residua rispetto al mescolamento stratosferico.

Anche altre variabili atmosferiche forniscono evidenze indirette delle variazioni della circolazione. Il raffreddamento della bassa stratosfera tropicale costituisce uno degli esempi più significativi. Un aumento della risalita tropicale determina infatti una maggiore espansione adiabatica delle masse d’aria ascendenti e tende quindi a produrre raffreddamento. Thompson e Solomon [2005] indicarono che una parte del raffreddamento osservato nella bassa stratosfera tropicale potesse essere interpretata in questo modo. Allo stesso tempo, la temperatura stratosferica è influenzata direttamente dall’aumento della CO₂ e dalle variazioni dell’ozono, per cui l’attribuzione non può essere effettuata mediante un semplice rapporto causa-effetto. È necessario utilizzare simultaneamente temperatura, vento, ozono, vapore acqueo, traccianti e diagnostiche dinamiche.

La quasi-biennial oscillation rappresenta un ulteriore elemento attraverso il quale possono emergere segnali della variazione della risalita tropicale. L’oscillazione quasi biennale nasce dall’interazione tra differenti tipi di onde atmosferiche e i venti zonali equatoriali della stratosfera. Un aumento dell’upwelling modifica la propagazione verticale delle fasi della QBO e può rallentarne o alterarne la discesa. Già Kawatani e Hamilton [2013] avevano suggerito che alcune variazioni osservate nell’ampiezza del vento zonale nella bassa stratosfera tropicale potessero essere coerenti con una tendenza verso un upwelling più intenso. Tuttavia, eventi successivi, comprese le interruzioni anomale della QBO osservate nel XXI secolo, hanno dimostrato quanto complessa possa essere l’interazione tra circolazione tropicale, onde extratropicali e variabilità interna, rendendo necessario evitare interpretazioni monocausali.

Le implicazioni climatiche della variazione della BDC si estendono anche allo scambio tra stratosfera e troposfera. Una maggiore subsidenza extratropicale può aumentare il trasporto di ozono stratosferico verso la troposfera, con potenziali conseguenze sulla composizione della troposfera superiore e, in determinate condizioni, anche sui livelli di ozono più vicini alla superficie. Parallelamente, variazioni della circolazione modificano i tempi di permanenza degli aerosol stratosferici prodotti dalle eruzioni vulcaniche. Una circolazione più veloce può favorire un trasporto meridiano e una rimozione più rapidi, modificando così la distribuzione spaziale e temporale del forcing radiativo successivo a una grande eruzione. La BDC diventa pertanto rilevante non soltanto per la chimica dell’ozono, ma anche per l’interpretazione delle perturbazioni vulcaniche e per la valutazione di ipotetici interventi di modificazione radiativa mediante aerosol stratosferici. Proprio per questo Garny et al. [2024] evidenziano la necessità di comprendere con maggiore precisione il trasporto stratosferico anche nell’eventuale valutazione scientifica di strategie di intervento climatico.

Nel complesso, il quadro scientifico emerso negli ultimi decenni rafforza, piuttosto che indebolire, la conclusione fondamentale proposta dagli studi iniziali: l’aumento antropogenico dei gas serra tende a intensificare la circolazione di Brewer-Dobson. Ciò che è cambiato è la consapevolezza della complessità di questa risposta. Non esiste un’unica velocità della BDC che aumenta uniformemente in tutta la stratosfera. Esistono una branca superficiale, una branca intermedia e una branca profonda, differenti regimi stagionali ed emisferici, processi di trasporto advettivo e processi di mixing, ciascuno dei quali può rispondere in maniera differente al forcing climatico. La risposta appare più robusta nella bassa stratosfera e diviene progressivamente più incerta procedendo verso la media e alta stratosfera, dove aumenta la sensibilità alla rappresentazione delle onde di gravità e alle caratteristiche specifiche dei singoli modelli. Le analisi CMIP6 confermano questa visione e mostrano che, nonostante la dispersione quantitativa, l’accelerazione indotta dall’aumento della CO₂ rimane una caratteristica fondamentale delle simulazioni climatiche contemporanee.

La situazione osservativa, che al momento della pubblicazione della revisione originale della Brewer-Dobson Circulation appariva molto più contraddittoria, si è anch’essa evoluta. Le rianalisi più recenti, le nuove diagnostiche dell’età dell’aria, le osservazioni satellitari, le misure AirCore e le tecniche migliorate di interpretazione dei traccianti hanno progressivamente ridotto alcune delle discrepanze. La revisione di Garny et al. [2024] concludeva che nella bassa stratosfera le osservazioni erano già in grado di confermare tendenze di lungo periodo coerenti con le proiezioni climatiche, mentre alle quote superiori permanevano incertezze considerevoli. Il risultato di Ray et al. [2026] compie un ulteriore passo, mostrando che anche le osservazioni in situ dell’Emisfero Settentrionale per il periodo 1993–2025 possono essere reinterpretate in termini di una diminuzione dell’età dell’aria e quindi di un’accelerazione della circolazione, riducendo sensibilmente la storica contrapposizione tra osservazioni e modelli.

La Brewer-Dobson Circulation emerge dunque come un vero e proprio indicatore dinamico del cambiamento climatico stratosferico. La sua evoluzione racchiude simultaneamente la risposta radiativa della stratosfera all’aumento dei gas serra, le modificazioni della propagazione delle onde provenienti dalla troposfera, il recupero dell’ozono conseguente al Protocollo di Montreal e i cambiamenti del trasporto di specie chimicamente e radiativamente attive. L’intensificazione prevista non rappresenta semplicemente un aumento della velocità con cui l’aria attraversa la stratosfera, ma una riorganizzazione del sistema globale di trasporto atmosferico. Tale riorganizzazione può influenzare dove si accumula l’ozono, quanto vapore acqueo raggiunge la stratosfera, quanto rapidamente vengono redistribuiti aerosol e traccianti e quale sia l’età delle masse d’aria alle differenti latitudini e quote. Proprio perché collega dinamica, chimica e radiazione, la BDC costituisce uno dei migliori esempi di come una perturbazione originata dall’aumento dei gas serra possa propagarsi attraverso molteplici componenti del sistema atmosferico.

Alla luce della letteratura attuale, pertanto, la conclusione più equilibrata è che un rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation in risposta al riscaldamento climatico costituisce una proiezione modellistica estremamente robusta, soprattutto nella bassa stratosfera, e dispone oggi di un sostegno osservativo maggiore rispetto a quello disponibile quando furono condotti gli studi degli anni Duemila e dei primi anni Dieci. Rimangono tuttavia importanti interrogativi quantitativi relativi alla velocità dell’accelerazione, alla struttura verticale del cambiamento, alle differenze tra emisferi, alla risposta delle diverse branche della circolazione e al contributo relativo della circolazione residua e del mixing. Il risultato osservativo di Ray et al. [2026] è particolarmente significativo proprio perché non chiude questa problematica, ma ne modifica i termini: la questione scientifica si sta progressivamente spostando dal determinare se la circolazione stia accelerando al comprendere perché l’accelerazione osservata presenti caratteristiche quantitative e verticali non completamente riprodotte dai modelli. In questo senso, la Brewer-Dobson Circulation rimane non soltanto un elemento fondamentale della dinamica stratosferica, ma anche uno dei più sensibili laboratori naturali per studiare il modo in cui il cambiamento climatico antropogenico sta modificando la circolazione generale dell’atmosfera terrestre.

6.2. Meccanismi dei cambiamenti secolari della circolazione di Brewer-Dobson

l rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson previsto in risposta al cambiamento climatico costituisce uno dei segnali dinamici più robusti emersi dalle simulazioni della stratosfera, ma comprendere il meccanismo fisico che collega l’aumento dei gas serra all’accelerazione della circolazione richiede di distinguere accuratamente tra risposta radiativa diretta della stratosfera e riorganizzazione dinamica dell’intero sistema troposfera–stratosfera. Gli esperimenti nei quali il riscaldamento troposferico è stato artificialmente separato dal raffreddamento radiativo stratosferico hanno mostrato che l’intensificazione della Brewer-Dobson Circulation, BDC, deriva principalmente dal riscaldamento della troposfera e dalle associate modificazioni delle temperature superficiali marine, piuttosto che dal raffreddamento stratosferico direttamente prodotto dall’aumento della concentrazione dei gas serra. Questo risultato è fondamentale perché indica che la risposta della BDC non deve essere interpretata come un semplice aggiustamento termico locale della stratosfera: il forcing climatico modifica innanzitutto la struttura termica e dinamica della troposfera superiore e della regione della tropopausa, e tali variazioni alterano successivamente le condizioni di propagazione e dissipazione delle onde che mantengono la circolazione stratosferica.

Questa interpretazione è strettamente collegata alla natura stessa della Brewer-Dobson Circulation. A differenza della cella di Hadley troposferica, la BDC non può essere spiegata semplicemente come una circolazione convettiva o termicamente diretta. La sua componente residua è essenzialmente wave driven: sono soprattutto le onde atmosferiche generate nella troposfera, propagandosi verso la stratosfera e depositando momento quando vengono assorbite, dissipate o rompono, a mantenere il caratteristico moto ascendente tropicale e quello discendente extratropicale. Il principio del cosiddetto downward control fornisce il quadro teorico fondamentale per comprendere tale relazione. Secondo questo principio, la circolazione meridiana residua a un determinato livello è vincolata dal drag ondulatorio integrato che agisce al di sopra di esso. Di conseguenza, le modificazioni secolari della BDC devono necessariamente essere associate a cambiamenti nella distribuzione della forzante ondulatoria stratosferica. Non è però sufficiente che il drag aumenti in una regione qualsiasi della stratosfera: per modificare il flusso totale di massa ascendente tropicale sono particolarmente importanti le variazioni del drag localizzate nelle regioni subtropicali prossime alle turnaround latitudes, cioè alle latitudini nelle quali la velocità verticale residua cambia segno passando dalla risalita tropicale alla subsidenza extratropicale. Variazioni della forzante ondulatoria lontano da queste regioni possono modificare la struttura interna delle branche della circolazione senza necessariamente produrre un corrispondente cambiamento del trasporto netto di massa tropicale [Plumb e Eluszkiewicz, 1999; Shepherd e McLandress, 2011]. 

Questo concetto consente anche di comprendere perché l’evoluzione dei jet subtropicali rivesta un ruolo tanto importante. Il riscaldamento climatico non avviene uniformemente con la quota. Nella troposfera tropicale, l’aumento della temperatura superficiale viene amplificato alle quote superiori dalla risposta approssimativamente umido-adiabatica dell’atmosfera, producendo un intenso riscaldamento della troposfera tropicale superiore. Parallelamente, la stratosfera tende a raffreddarsi per l’aumento della concentrazione della CO₂. La combinazione di questi cambiamenti altera i gradienti meridionali e verticali della temperatura e, attraverso il bilancio del vento termico, modifica la struttura dei venti zonali nella regione della tropopausa subtropicale. Una caratteristica frequentemente simulata consiste nel rafforzamento della parte superiore dei jet subtropicali e nella loro estensione verso quote più elevate. È precisamente questa variazione della struttura del vento a cambiare le condizioni nelle quali le onde di Rossby e le onde di gravità possono propagarsi dalla troposfera alla stratosfera.

Lin, Ming e Ramaswamy [2015] hanno fornito un’importante conferma di questo collegamento analizzando simulazioni climatiche sottoposte a differenti forcing. Gli autori hanno mostrato che l’intensità della branca superficiale della BDC è strettamente correlata alla temperatura media della superficie tropicale non soltanto sulle scale temporali multidecadali associate all’aumento antropogenico dei gas serra, ma anche nella variabilità naturale interannuale. Il legame emerge attraverso le modificazioni della temperatura della troposfera superiore e dei venti zonali nella regione subtropicale UTLS, ossia l’alta troposfera e la bassa stratosfera. Quando aumenta la temperatura superficiale tropicale, i venti occidentali subtropicali nella regione superiore della troposfera e inferiore della stratosfera tendono a rafforzarsi; ciò sposta verso l’alto le regioni nelle quali la propagazione ondulatoria viene arrestata e dove avviene preferenzialmente la dissipazione delle onde. Ne consegue un aumento del drag ondulatorio nella bassa stratosfera e, di conseguenza, una BDC più intensa. È significativo che questo rapporto sia stato individuato per forcing molto differenti: ciò suggerisce che, almeno per la branca superficiale, la temperatura media tropicale possa rappresentare una variabile capace di riassumere una parte sostanziale della risposta dinamica della circolazione stratosferica. 

Il comportamento delle onde parametrizzate, soprattutto delle onde di gravità orografiche, costituisce uno degli esempi più intuitivi di questo meccanismo. Le onde di gravità possono essere generate quando un flusso atmosferico attraversa una catena montuosa, ma molte di queste perturbazioni possiedono lunghezze d’onda troppo piccole per essere direttamente rappresentate dalla griglia dei modelli climatici globali. Il loro effetto deve quindi essere parametrizzato. Durante la propagazione verticale, l’ampiezza delle onde tende ad aumentare con la diminuzione della densità atmosferica finché esse diventano instabili, rompono e trasferiscono il proprio momento al flusso medio. Nei modelli climatici, una parte importante del drag prodotto dalle onde di gravità orografiche viene depositata in prossimità della regione superiore dei jet subtropicali. Se il cambiamento climatico determina un rafforzamento e una maggiore penetrazione verticale di tali jet, le condizioni di saturazione e breaking delle onde si spostano anch’esse verso quote superiori. In questo modo una frazione maggiore del momento trasportato dalle onde può essere depositata nella stratosfera al di sopra di livelli quali 70 hPa. Attraverso il principio del downward control, questa modifica del drag determina un incremento del flusso ascendente tropicale sottostante.

È particolarmente interessante che le onde parametrizzate possano contribuire in misura sproporzionata alla tendenza climatica della circolazione rispetto al loro contributo alla climatologia media della BDC. I confronti multimodello esaminati da Butchart et al. [2010] mostravano che, intorno a 70 hPa, le onde parametrizzate fornivano mediamente circa il 30% della forzante responsabile della circolazione climatologica, ma potevano spiegare circa il 59% della tendenza simulata della risalita tropicale. Ciò significa che una componente dinamica relativamente secondaria nel bilancio medio può diventare dominante quando si considera la derivata temporale della circolazione. Questo aspetto spiega anche perché differenti parametrizzazioni delle onde di gravità possano generare considerevoli differenze tra i modelli nella risposta futura della BDC, soprattutto nella media e alta stratosfera.

La situazione riguardante le onde esplicitamente risolte, e in particolare le onde di Rossby, è ancora più complessa. Queste perturbazioni non si propagano esclusivamente in direzione verticale, ma possono essere fortemente rifratte in senso meridiano; la loro traiettoria dipende dalla struttura tridimensionale del vento zonale, dalla vorticità potenziale e dalla presenza di regioni critiche nelle quali la velocità di fase dell’onda diventa comparabile a quella del flusso medio. Inoltre, le sorgenti delle onde risolte dipendono direttamente dalla dinamica troposferica: instabilità barocline, cicloni extratropicali, topografia, distribuzione longitudinale di oceani e continenti e variabilità delle correnti a getto contribuiscono tutti a determinare quanta attività ondulatoria venga generata e quanta riesca successivamente a raggiungere la stratosfera. Per questo motivo non esiste un unico processo attraverso il quale il riscaldamento climatico modifica il drag prodotto dalle onde di Rossby.

Una delle prime spiegazioni proposte attribuiva un ruolo predominante all’aumento della generazione troposferica delle onde. Eichelberger e Hartmann [2005], utilizzando un modello atmosferico idealizzato, mostrarono che un aumento della baroclinicità subtropicale poteva favorire una maggiore produzione di onde sinottiche e planetarie, incrementando così il flusso di attività ondulatoria diretto verso la stratosfera. Questo meccanismo è fisicamente plausibile: se la troposfera produce una maggiore quantità di onde e una parte di esse riesce a raggiungere la stratosfera, la loro successiva dissipazione può aumentare il drag e intensificare la BDC. Tuttavia, studi successivi hanno evidenziato alcuni limiti di questa interpretazione. Shepherd e McLandress [2011] osservarono che la risposta ottenuta nel modello idealizzato era considerevolmente più debole di quella generalmente simulata nei modelli chimico-climatici completi e che la modifica del gradiente termico utilizzata nell’esperimento risultava più intensa rispetto a quella normalmente prevista nelle simulazioni realistiche del cambiamento climatico.

La spiegazione che ha acquisito maggiore rilievo è pertanto quella basata non tanto su una maggiore generazione delle onde quanto su una modificazione delle condizioni che ne regolano la propagazione e il breaking. Shepherd e McLandress [2011] hanno definito questo processo critical-layer control of subtropical wave breaking. Nelle loro simulazioni, il riscaldamento troposferico rafforza la parte superiore dei jet subtropicali occidentali e ne determina uno spostamento verso l’alto. Le superfici critiche per le onde di Rossby vengono conseguentemente spostate verso quote maggiori e leggermente verso l’equatore. Prima del cambiamento climatico, una parte dell’attività ondulatoria proveniente dalla troposfera viene dissipata a quote relativamente basse; quando il jet si rafforza nella sua parte superiore, le onde possono invece propagarsi più in alto prima di raggiungere condizioni favorevoli al breaking. Il risultato è una maggiore penetrazione dell’attività ondulatoria nella bassa stratosfera subtropicale e un incremento del drag precisamente nella regione dinamicamente più efficace nel controllare il flusso di massa tropicale. 

L’importanza di questa interpretazione risiede nella capacità di spiegare attraverso un meccanismo comune il comportamento di categorie di onde apparentemente molto differenti. Per le onde di Rossby risolte, lo spostamento verticale del jet modifica le superfici critiche e consente una maggiore propagazione nella stratosfera prima del breaking; per le onde di gravità parametrizzate, il cambiamento della struttura del vento modifica analogamente la quota alla quale esse saturano e depositano momento. In entrambi i casi, quindi, non è necessariamente una maggiore produzione iniziale delle onde a rafforzare la BDC, ma uno spostamento verticale della regione nella quale il loro momento viene trasferito al flusso zonale medio. Questa visione rende il cambiamento dei jet subtropicali un elemento di collegamento fisico fondamentale fra riscaldamento troposferico, propagazione ondulatoria e accelerazione della circolazione stratosferica.

Le analisi di Shepherd e McLandress hanno inoltre mostrato che non tutte le componenti ondulatorie contribuiscono allo stesso modo. Nel loro modello erano soprattutto le onde transitorie su scala planetaria e le onde sinottiche associate all’instabilità baroclina a partecipare al meccanismo di controllo dello strato critico. Le variazioni del drag dovuto alle onde planetarie stazionarie risultavano invece concentrate maggiormente alle medie e alte latitudini e contribuivano meno direttamente alla variazione del flusso tropicale globale. Questo risultato sottolinea ancora una volta l’importanza della posizione geografica del drag: un grande cambiamento nella dissipazione ondulatoria polare non equivale necessariamente a un grande cambiamento della risalita tropicale, mentre una perturbazione quantitativamente più piccola nelle regioni subtropicali prossime alle turnaround latitudes può avere un impatto molto maggiore sull’intensità globale della BDC.

Un ulteriore sviluppo concettuale importante è derivato dalla scoperta che il drag delle onde risolte e quello delle onde parametrizzate non devono essere considerati come due contributi completamente indipendenti. Sigmond e Shepherd [2014] modificarono artificialmente l’intensità del drag dovuto alle onde di gravità orografiche in un modello climatico completo e osservarono una notevole compensazione dinamica: all’aumento del drag orografico parametrizzato corrispondeva una diminuzione del drag prodotto dalle onde risolte alle medie latitudini. Un comportamento analogo emergeva anche nella risposta al raddoppio della CO₂. Di conseguenza, modificare considerevolmente il contributo di una singola categoria di onde non determinava una variazione proporzionale della risposta totale della BDC. 

Questa compensazione ha importanti conseguenze per l’interpretazione della dispersione tra modelli climatici. Se le onde di Rossby e le onde di gravità agissero indipendentemente, le incertezze derivanti dalle differenti parametrizzazioni delle onde non risolte dovrebbero sommarsi direttamente a quelle relative alle onde risolte, producendo una grande incertezza nella tendenza complessiva della BDC. In realtà, la risposta dinamica del flusso atmosferico collega le due componenti: una modifica della forzante esercitata dalle onde di gravità altera i venti zonali, che a loro volta modificano la propagazione delle onde di Rossby e quindi il drag da esse prodotto. Il sistema possiede dunque una capacità parziale di compensazione. Sigmond e Shepherd mostrarono che tale compensazione poteva essere quasi completa alle medie latitudini, mentre risultava molto più debole alle alte latitudini dell’Emisfero Settentrionale. La relativa robustezza della risposta complessiva della BDC può quindi coesistere con notevoli differenze fra modelli nella ripartizione della forzante fra onde risolte e parametrizzate. 

Questo risultato modifica in parte la lettura dei primi confronti multimodello. Il fatto che alcuni modelli attribuiscano una quota maggiore dell’accelerazione alle onde planetarie e altri alle onde di gravità non implica necessariamente che la proiezione complessiva sia fisicamente incoerente. Al contrario, la dinamica del sistema può permettere differenti combinazioni di forzanti ondulatorie capaci di produrre una risposta simile della circolazione meridiana. Rimane comunque importante migliorare le parametrizzazioni, perché la compensazione non avviene ovunque e le differenze nella distribuzione verticale e latitudinale del drag influenzano la struttura delle singole branche della BDC, le temperature polari, il vortice stratosferico e il trasporto dei traccianti.

La generazione CMIP6 ha permesso di rivalutare questi problemi utilizzando modelli climatici più recenti e, soprattutto, diagnostiche specificamente dedicate alla Brewer-Dobson Circulation. Abalos et al. [2021] hanno mostrato che gli esperimenti con aumento della CO₂ producono ancora una volta un’accelerazione sistematica della BDC, ma la robustezza della risposta varia significativamente con la quota. La branca superficiale mostra un collegamento particolarmente forte con il riscaldamento della superficie, mentre tale relazione si indebolisce per la branca profonda. Nella media e alta stratosfera la dispersione fra i modelli è sensibilmente maggiore e gli autori indicano proprio le differenze nella forzante parametrizzata delle onde di gravità come una possibile causa importante. Il risultato conferma quindi l’idea secondo cui il meccanismo troposferico–subtropicale è particolarmente efficace nel controllare la bassa stratosfera, mentre procedendo verso quote superiori entrano in gioco interazioni ondulatorie più complesse e maggiormente dipendenti dalla formulazione dei singoli modelli. 

Le simulazioni CMIP6 mostrano anche quanto sia importante distinguere tra la branca superficiale e quella profonda della circolazione. Nella bassa stratosfera il legame tra riscaldamento superficiale, variazione dei venti subtropicali e cambiamento del drag ondulatorio è particolarmente diretto e appare attraverso modelli differenti. Abalos et al. [2021] confermano la stretta relazione tra temperatura superficiale e intensità della branca superficiale, mentre non individuano un analogo rapporto semplice per la componente profonda. Ciò è coerente con il quadro proposto da Lin et al. [2015], secondo cui il cambiamento della temperatura media tropicale modifica fortemente il vento nella regione UTLS e quindi le condizioni di dissipazione ondulatoria nella bassa stratosfera, mentre alle quote superiori la risposta dinamica viene progressivamente filtrata e riorganizzata dalla stessa circolazione stratosferica. 

Esiste infatti una sorta di risposta dinamica interna che limita la propagazione verticale dell’anomalia. Un aumento della risalita tropicale raffredda dinamicamente la stratosfera tropicale attraverso l’espansione adiabatica delle masse d’aria ascendenti, mentre una maggiore subsidenza riscalda dinamicamente le regioni extratropicali. Questa redistribuzione termica modifica a sua volta il gradiente meridionale della temperatura e quindi il vento zonale stratosferico. Ne deriva una retroazione capace di confinare parte delle anomalie del vento nella bassa stratosfera. Questo contribuisce a spiegare perché il rapporto tra temperatura superficiale tropicale e BDC sia così evidente per la branca superficiale e molto meno per quella profonda. 

Occorre inoltre distinguere fra variazioni dell’intensità globale della BDC e semplici redistribuzioni locali dell’upwelling. Alcuni meccanismi possono produrre un aumento della velocità ascendente in una determinata porzione dei Tropici senza modificare in misura equivalente il flusso totale di massa che entra nella stratosfera. Dal punto di vista della conservazione della massa, un’intensificazione locale può essere compensata da un indebolimento altrove. Per determinare un vero rafforzamento della circolazione globale è necessario modificare la forzante ondulatoria nelle regioni appropriate, in particolare vicino alle turnaround latitudes. Questo è il motivo per cui la teoria del downward control rimane essenziale per distinguere tra una semplice riorganizzazione della struttura dell’upwelling e una variazione della quantità totale di massa trasportata dalla circolazione.

La risposta delle turnaround latitudes costituisce essa stessa una parte del cambiamento. Poiché la struttura dei jet e delle regioni di breaking si modifica, anche i confini dinamici della regione tropicale di risalita possono spostarsi. Questo rende ancora più delicata la valutazione della BDC mediante una singola latitudine fissa. In un clima in evoluzione, la corretta determinazione del flusso ascendente richiede di tenere conto dello spostamento stagionale e secolare delle latitudini nelle quali la velocità verticale residua cambia segno. Il fatto che nella bassa stratosfera la regione di upwelling possa restringersi mentre il flusso totale aumenta mostra chiaramente come “intensificazione” ed “espansione” rappresentino proprietà distinte della circolazione.

Anche la variabilità naturale può sfruttare meccanismi analoghi a quelli responsabili del cambiamento secolare. Lin et al. [2015] hanno mostrato che il rapporto fra riscaldamento tropicale e intensità della BDC superficiale emerge su scale temporali che vanno dalla variabilità interannuale alle tendenze multidecadali. Ciò suggerisce che forcing fisicamente differenti possano convergere su uno stesso percorso dinamico: variazione della temperatura tropicale, aggiustamento termico della troposfera superiore, modifica dei venti subtropicali, cambiamento della propagazione ondulatoria e risposta della circolazione stratosferica. Questo non significa che fenomeni quali ENSO e riscaldamento antropogenico siano dinamicamente equivalenti in ogni loro aspetto, ma indica che alcuni elementi fondamentali della risposta della bassa stratosfera possono essere condivisi. 

Questa prospettiva è particolarmente importante perché impedisce di interpretare qualsiasi variazione temporanea della BDC come evidenza diretta di una tendenza antropogenica. La circolazione risponde fortemente all’ENSO, alla QBO, alle oscillazioni del vortice polare, alle eruzioni vulcaniche e alla variabilità delle onde troposferiche. Il segnale climatico secolare emerge quindi sovrapposto a una variabilità interna che può essere molto ampia su intervalli temporali di alcuni anni o persino di alcuni decenni. Il meccanismo fisico attraverso cui il riscaldamento antropogenico influenza la circolazione può essere robusto anche quando la tendenza osservata in un particolare intervallo temporale risulta debole o temporaneamente di segno opposto.

Gli studi contemporanei permettono dunque di costruire una sequenza causale relativamente coerente. L’aumento dei gas serra riscalda la superficie e la troposfera, con una risposta particolarmente pronunciata nella troposfera tropicale superiore; il conseguente cambiamento dei gradienti termici modifica, attraverso il bilancio dinamico dell’atmosfera, la struttura dei venti zonali subtropicali; la parte superiore dei jet occidentali tende a rafforzarsi e a estendersi verso quote maggiori; questo cambiamento sposta verso l’alto le superfici critiche e le regioni di dissipazione di varie categorie di onde; una maggiore quantità di attività ondulatoria raggiunge quindi la bassa stratosfera subtropicale prima di essere dissipata; l’aumento del drag nelle regioni prossime alle turnaround latitudes, attraverso il downward control, intensifica il flusso ascendente tropicale e la corrispondente subsidenza extratropicale. Il meccanismo non richiede necessariamente una forte crescita della generazione troposferica delle onde: è sufficiente che cambi la quota e la latitudine alle quali esse depositano il proprio momento. Questo rappresenta uno degli aspetti più importanti emersi dagli studi di Shepherd e McLandress [2011]. 

Allo stesso tempo, questa catena causale non deve essere interpretata in maniera rigidamente lineare. Onde risolte, onde parametrizzate e flusso zonale interagiscono reciprocamente. Una variazione del drag di una determinata categoria di onde modifica il vento medio; il vento medio modificato altera il percorso e il breaking delle altre categorie di onde; queste ultime possono quindi compensare o amplificare la perturbazione iniziale. Il lavoro di Sigmond e Shepherd [2014] dimostra che tale compensazione può essere sorprendentemente efficace alle medie latitudini. La BDC deve quindi essere considerata come il risultato emergente di un sistema dinamicamente accoppiato e non come la semplice somma aritmetica di contributi indipendenti. 

Questa interpretazione contribuisce anche a spiegare un apparente paradosso delle proiezioni climatiche: i modelli possono differire considerevolmente nell’attribuire il rafforzamento della BDC alle onde di Rossby o alle onde di gravità e, contemporaneamente, concordare molto meglio sul segno della variazione complessiva. La compensazione fra differenti componenti del drag e il comune controllo esercitato dalla struttura del vento subtropicale possono rendere l’integrale della circolazione più robusto dei singoli termini che lo determinano. Questo aumenta la fiducia qualitativa nella previsione di una BDC più intensa in un clima più caldo, anche se permane una notevole incertezza sulla ripartizione verticale, stagionale ed emisferica della risposta. 

Le simulazioni CMIP6 rafforzano quindi la conclusione fondamentale raggiunta dagli studi precedenti, ma introducono un’importante precisazione: non esiste necessariamente un unico meccanismo capace di spiegare nello stesso modo tutte le branche della circolazione. Il collegamento con il riscaldamento tropicale appare estremamente robusto per la branca superficiale, mentre nella media e alta stratosfera intervengono maggiormente le differenze nelle parametrizzazioni delle onde di gravità, nella rappresentazione del vortice polare e nella propagazione delle onde planetarie. L’incertezza aumenta con l’altitudine e la risposta della branca profonda non è semplicemente una versione amplificata di quella della bassa stratosfera. Abalos et al. [2021] mostrano proprio che l’aumento della CO₂ accelera sistematicamente la circolazione nei modelli CMIP6, ma che la dispersione della risposta nella media e alta stratosfera è considerevole. 

Nel complesso, la comprensione attuale dei meccanismi responsabili dei cambiamenti secolari della Brewer-Dobson Circulation individua quindi nel riscaldamento troposferico, più che nel raffreddamento radiativo diretto della stratosfera, il punto di partenza fondamentale della risposta. La variazione della temperatura tropicale modifica la struttura della troposfera superiore e dei jet subtropicali, alterando le condizioni di propagazione, breaking e dissipazione delle onde atmosferiche. È la conseguente redistribuzione del drag ondulatorio, soprattutto nelle regioni subtropicali dinamicamente cruciali, a generare attraverso il downward control una circolazione residua più intensa. Le onde di Rossby esplicitamente risolte e le onde di gravità parametrizzate contribuiscono entrambe alla risposta e possono essere influenzate da un comune spostamento verso l’alto delle regioni di breaking; tuttavia, esse interagiscono anche fra loro attraverso la modificazione del flusso zonale medio, producendo meccanismi di compensazione che contribuiscono alla sorprendente robustezza della risposta complessiva della BDC.

La visione emersa dalla letteratura recente è quindi più articolata rispetto alla semplice affermazione secondo cui “l’aumento dei gas serra accelera la Brewer-Dobson Circulation”. Il forcing radiativo antropogenico innesca una riorganizzazione verticale della struttura termica dell’atmosfera; questa modifica la circolazione zonale; la nuova configurazione dei jet altera i canali attraverso i quali l’attività ondulatoria proveniente dalla troposfera può raggiungere la stratosfera; le regioni di dissipazione del momento si spostano e il bilancio dinamico della stratosfera richiede una corrispondente riorganizzazione della circolazione meridiana residua. La BDC rappresenta pertanto uno dei casi più chiari in cui il cambiamento climatico stratosferico non è spiegabile considerando isolatamente la stratosfera, ma emerge dall’accoppiamento dinamico dell’intera colonna atmosferica. Gli studi di Shepherd e McLandress [2011], Sigmond e Shepherd [2014], Lin et al. [2015] e le più recenti analisi CMIP6 di Abalos et al. [2021] convergono su questo punto: il riscaldamento della troposfera tropicale e subtropicale modifica i venti nella regione UTLS e, attraverso il controllo esercitato sulla propagazione e sulla deposizione del momento delle onde, costituisce uno dei principali meccanismi attraverso i quali il cambiamento climatico antropogenico si trasmette alla circolazione globale della stratosfera. 

Figura 10 – Cambiamenti dell’età media dell’aria stratosferica e accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson nel XXI secolo

La Figura 10 costituisce una delle rappresentazioni più efficaci della risposta prevista della circolazione di Brewer-Dobson al cambiamento climatico, perché traduce la variazione della circolazione stratosferica in una proprietà fisicamente intuitiva ma dinamicamente molto ricca: l’età media dell’aria. Il grafico mostra infatti la differenza, al livello di 50 hPa, tra l’età media dell’aria simulata alla fine del XXI secolo e quella caratteristica del periodo 1990–1999, utilizzando dieci Chemistry-Climate Models descritti da Morgenstern et al. [2011] e sintetizzati da Neu et al. [2010]. In quasi tutte le simulazioni, il periodo futuro corrisponde al decennio 2090–2099. La caratteristica più evidente è che tutte le curve rimangono al di sotto della linea dello zero lungo l’intero intervallo latitudinale: ciò indica che, secondo tutti i modelli, l’aria presente nella bassa stratosfera alla fine del secolo sarà mediamente più giovane rispetto agli anni Novanta. È proprio questa concordanza nel segno del cambiamento, molto più che l’esatta ampiezza delle singole curve, a rendere la figura particolarmente significativa dal punto di vista climatico.

L’età media dell’aria stratosferica non deve essere interpretata come l’età di una singola massa d’aria rigidamente identificabile, bensì come una grandezza statistica che descrive il tempo medio trascorso da quando l’aria è entrata nella stratosfera attraverso la regione tropicale. In condizioni reali, infatti, l’aria stratosferica non segue un solo percorso né possiede un unico tempo di transito: processi di avvezione, mescolamento e ricircolazione fanno sì che in un determinato punto convergano masse d’aria caratterizzate da differenti storie di trasporto. Per questo motivo, la moderna teoria dell’age of air descrive il trasporto attraverso una distribuzione dei tempi di transito, o age spectrum, di cui l’età media rappresenta soltanto il primo momento. La revisione di Garny et al. [2024] sottolinea proprio che l’età media costituisce un indicatore integrato della circolazione stratosferica, sensibile sia alla componente advettiva della Brewer-Dobson Circulation sia al mixing irreversibile tra regioni tropicali ed extratropicali. 

Il significato climatico della Figura 10 deriva quindi dal fatto che una diminuzione dell’età media è generalmente coerente con un’accelerazione del trasporto stratosferico. Nella struttura classica della Brewer-Dobson Circulation, l’aria attraversa la tropopausa prevalentemente nelle regioni tropicali, risale lentamente nella stratosfera e viene successivamente trasportata verso le medie e alte latitudini, dove tende infine a discendere. Se questa circolazione accelera, il tempo necessario affinché una parte significativa delle masse d’aria raggiunga le regioni extratropicali diminuisce, producendo valori mediamente inferiori dell’età dell’aria. È precisamente ciò che mostrano le curve della figura: il confronto fra il clima di fine secolo e quello degli anni Novanta indica una riduzione dell’età a tutte le latitudini considerate, suggerendo che il sistema globale di trasporto stratosferico diventi complessivamente più rapido.

L’entità della diminuzione varia tuttavia notevolmente da un modello all’altro. Intorno all’Equatore, la maggior parte delle simulazioni mostra riduzioni relativamente contenute, dell’ordine di alcuni decimi di anno, mentre alle latitudini subtropicali, medie e polari numerosi modelli mostrano diminuzioni più marcate, che possono avvicinarsi o superare un anno. Questa struttura latitudinale è coerente con la climatologia stessa dell’età dell’aria. Le masse d’aria tropicali sono normalmente relativamente giovani perché sono prossime alla principale regione di ingresso troposfera-stratosfera; al contrario, alle medie e alte latitudini l’aria ha generalmente trascorso molto più tempo nella stratosfera e ha attraversato percorsi di trasporto e ricircolazione più complessi. Di conseguenza, una modifica della velocità e dell’efficienza del trasporto può produrre variazioni assolute più grandi nelle regioni extratropicali rispetto ai Tropici.

La figura mostra quindi un risultato simultaneamente robusto e incerto: robusto nel segno, incerto nell’ampiezza. Tutti i modelli simulano un ringiovanimento dell’aria, ma non concordano perfettamente su quanto intenso debba essere. Questa distinzione è fondamentale nell’interpretazione delle proiezioni climatiche. La dispersione tra le curve non rappresenta semplicemente “rumore” modellistico, ma riflette differenze reali nella rappresentazione dei processi che determinano il trasporto stratosferico, tra cui l’intensità della circolazione residua, il breaking delle onde planetarie, il drag delle onde di gravità, il mescolamento attraverso le barriere subtropicali, la diffusione numerica e la formulazione dei diversi schemi di trasporto. La revisione di Garny et al. [2024] evidenzia infatti che le differenze fra modelli nell’età media dipendono sia dalla circolazione sia dal mixing, con un ruolo spesso molto importante proprio dei processi di mescolamento e delle caratteristiche numeriche dei modelli. 

Questo punto consente di comprendere perché la Figura 10 non debba essere interpretata come una misura diretta e univoca dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Due modelli potrebbero simulare una variazione relativamente simile della circolazione residua ma produrre tendenze differenti nell’età dell’aria se rappresentano diversamente il mixing. Analogamente, una diminuzione dell’età media non può essere convertita direttamente in una specifica percentuale di aumento della velocità della circolazione. Il trasporto stratosferico è infatti il prodotto dell’interazione fra moto medio e mescolamento. Li et al. [2012] avevano già mostrato che i cambiamenti dell’età dell’aria in un clima più caldo possono derivare sia dall’accelerazione della circolazione residua sia dalle modificazioni della ricircolazione fra Tropici e medie latitudini. Studi successivi hanno ulteriormente quantificato questo contributo, confermando che le differenze fra modelli nell’età dell’aria non possono essere spiegate considerando la sola velocità del moto meridiano residuo. La conclusione fondamentale della figura rimane quindi valida, ma deve essere formulata correttamente: il futuro ringiovanimento dell’aria indica un sistema di trasporto stratosferico complessivamente più rapido, nel quale circolazione e mescolamento cambiano congiuntamente.

La collocazione del grafico a 50 hPa è particolarmente significativa. Questo livello si trova nella bassa stratosfera, circa nell’intervallo altitudinale attorno ai 20 km, dove la branca superficiale e quella intermedia della Brewer-Dobson Circulation esercitano un’influenza particolarmente importante sul trasporto dei traccianti. Proprio in questa regione le simulazioni climatiche mostrano una risposta relativamente robusta all’aumento dei gas serra. Le più recenti analisi CMIP6 condotte da Abalos et al. [2021] confermano che le simulazioni con aumento della CO₂ producono sistematicamente un’accelerazione della BDC e mostrano che le tendenze negative dell’età dell’aria risultano più robuste rispetto alle tendenze della stessa circolazione residua, soprattutto quando si confrontano differenti livelli della stratosfera. Gli autori evidenziano inoltre un legame particolarmente stretto fra la branca superficiale della circolazione e il riscaldamento della superficie, mentre la branca profonda presenta una maggiore sensibilità alla variabilità interna e alle differenze nella parametrizzazione delle onde di gravità. 

Il risultato di Neu et al. [2010] rappresentato nella Figura 10 si inserisce pertanto in una linea di evidenze modellistiche che si è mantenuta attraverso generazioni successive di modelli. I Chemistry-Climate Models della fase CCMVal mostravano già un diffuso ringiovanimento dell’aria stratosferica nel XXI secolo; le successive simulazioni CMIP5, CCMI e CMIP6 hanno sostanzialmente confermato questa risposta generale. Ciò suggerisce che il segnale non sia il prodotto di una particolare generazione modellistica, ma rappresenti una proprietà dinamica persistente del sistema climatico simulato. In particolare, Abalos et al. [2021] mostrano che, nei modelli CMIP6 sottoposti a un incremento graduale della CO₂, le tendenze dell’età dell’aria sono negative e statisticamente robuste in gran parte della stratosfera. Questa continuità tra generazioni modellistiche rafforza l’interpretazione della Figura 10 come espressione di un processo fisico associato al riscaldamento climatico e non semplicemente come risultato accidentale di uno specifico ensemble di modelli. 

Il meccanismo dinamico che conduce a tale ringiovanimento può essere collegato direttamente a quanto discusso per i cambiamenti secolari della Brewer-Dobson Circulation. L’aumento dei gas serra riscalda la troposfera, con un’amplificazione del riscaldamento nella troposfera tropicale superiore, mentre contemporaneamente tende a raffreddare la stratosfera. Questa struttura verticale del cambiamento termico modifica i gradienti di temperatura e la distribuzione dei venti zonali nella regione subtropicale della tropopausa. I jet subtropicali tendono a rafforzarsi e a estendersi verso quote superiori, modificando le condizioni di propagazione delle onde di Rossby e delle onde di gravità. Quando le regioni di breaking e di deposito del momento ondulatorio si spostano verso l’alto, aumenta la forzante dinamica capace di sostenere una circolazione meridiana residua più intensa. Attraverso il principio del downward control, l’aumento del drag ondulatorio nella regione subtropicale produce un rafforzamento dell’upwelling tropicale e della subsidenza extratropicale. La Figura 10 mostra quindi, in termini di traccianti e tempi di transito, la conseguenza integrata di questa riorganizzazione dinamica.

Questo collegamento fra temperatura superficiale, circolazione e age of air è particolarmente importante perché dimostra che il ringiovanimento della stratosfera non rappresenta semplicemente un effetto locale dell’aumento della CO₂. La risposta è il risultato dell’accoppiamento dell’intera colonna atmosferica. Il riscaldamento della troposfera altera i jet, i jet modificano la propagazione delle onde, le onde modificano il drag stratosferico e il drag cambia l’intensità della circolazione. A sua volta, la circolazione modifica il tempo impiegato dai traccianti per attraversare la stratosfera. La riduzione dell’età mostrata dalla Figura 10 costituisce dunque una sorta di “firma integrata” dell’intero processo.

La diversa risposta alle varie latitudini permette anche di comprendere meglio la struttura della Brewer-Dobson Circulation. Vicino all’Equatore le curve presentano frequentemente un massimo relativo, cioè valori meno negativi rispetto alle regioni subtropicali e extratropicali. Questo non significa che la circolazione tropicale non stia accelerando. Al contrario, il fatto che l’aria tropicale sia già giovane limita l’ampiezza assoluta della variazione dell’età media. Inoltre, il valore dell’età tropicale dipende fortemente dalle modalità con cui l’aria attraversa la Tropical Tropopause Layer e dal mixing con aria extratropicale più vecchia. Alle medie latitudini, invece, l’età media integra una storia di trasporto più lunga e risulta quindi maggiormente sensibile ai cambiamenti della circolazione su larga scala.

Anche la differenza tra i due emisferi è fisicamente rilevante. Alcuni modelli mostrano una maggiore diminuzione dell’età nell’Emisfero Australe, altri nell’Emisfero Settentrionale, e la dispersione aumenta in prossimità delle alte latitudini. La BDC presenta infatti una forte asimmetria emisferica legata alla diversa attività ondulatoria. Nell’Emisfero Settentrionale, la maggiore presenza di continenti, catene montuose e contrasti longitudinali genera un’attività più intensa delle onde planetarie, soprattutto durante l’inverno boreale. Nell’Emisfero Australe, invece, la dinamica del vortice polare e l’evoluzione dell’ozono antartico hanno esercitato un ruolo particolarmente importante sulle tendenze della circolazione. Di conseguenza, anche quando il segno della tendenza dell’età dell’aria è uniforme, l’intensità regionale della risposta può essere fortemente dipendente dalla struttura emisferica delle forzanti.

Il rapporto fra Figura 10 e osservazioni reali è stato per lungo tempo uno degli aspetti più problematici nello studio della Brewer-Dobson Circulation. I modelli climatici prevedevano già da molti anni una diminuzione dell’età dell’aria, mentre alcune delle serie osservative più lunghe, basate soprattutto su CO₂ e SF₆, sembravano inizialmente mostrare tendenze molto deboli o persino positive alle medie latitudini della stratosfera. Questa apparente contraddizione diede origine a un intenso dibattito scientifico sulla capacità dei modelli di rappresentare correttamente il trasporto stratosferico. Tuttavia, studi successivi hanno mostrato che le osservazioni sono fortemente influenzate dalla scarsità del campionamento, dalla scelta dei traccianti, dai sink chimici di SF₆, dalla non linearità della crescita delle concentrazioni troposferiche e dalla variabilità naturale.

Le rianalisi più moderne hanno contribuito a chiarire ulteriormente la situazione. Ploeger et al. [2021], ricostruendo l’età dell’aria con il modello di trasporto CLaMS guidato dai campi meteorologici ERA5, hanno trovato una tendenza negativa dell’età dell’aria durante il periodo 1989–2018 in larga parte della stratosfera. Gli stessi autori hanno però sottolineato che una parte del segnale può essere legata alla variabilità multiennale e a cambiamenti nel sistema osservativo assimilato dalla rianalisi, ricordando quindi che persino una tendenza apparentemente coerente con i modelli deve essere interpretata con cautela quando il periodo disponibile è relativamente breve. 

La più ampia revisione di Garny et al. [2024] ha ulteriormente raffinato il quadro. Secondo gli autori, è ormai ben stabilito che i modelli globali prevedano una diminuzione dell’età dell’aria e quindi un’accelerazione della circolazione stratosferica in risposta ai forcing associati ai gas serra e alle sostanze ozono-lesive. Nella bassa stratosfera, le osservazioni sono divenute sufficientemente solide da fornire un supporto alle tendenze modellistiche; nella media stratosfera, invece, le incertezze rimangono ancora maggiori. La revisione evidenzia inoltre che la climatologia globale dell’età dell’aria è oggi molto meglio vincolata grazie alla combinazione di osservazioni in situ, satellitari e metodologie più sofisticate di derivazione dell’età. 

Un ulteriore sviluppo molto recente rende la Figura 10 ancora più interessante alla luce delle osservazioni contemporanee. Ray et al. [2026] hanno riportato una diminuzione osservata dell’età media stratosferica coerente con un’accelerazione della circolazione. Il risultato deriva dall’analisi di serie osservative aggiornate e suggerisce che almeno parte della storica discrepanza tra la tendenza negativa prevista dai modelli e le precedenti stime osservative possa essere stata legata alle difficoltà del campionamento e della ricostruzione dell’età dell’aria. Ciò non significa che osservazioni e modelli coincidano perfettamente in magnitudine o struttura verticale, ma rafforza notevolmente l’idea che il segnale mostrato dalla Figura 10 abbia un corrispettivo nel sistema atmosferico reale. 

La diminuzione dell’età dell’aria ha conseguenze che vanno ben oltre la semplice diagnostica dinamica. Una Brewer-Dobson Circulation più rapida modifica il trasporto dell’ozono e dei suoi precursori dalle regioni tropicali verso le medie e alte latitudini, influenzando quindi la distribuzione colonnare dell’ozono. Modifica anche il tempo di permanenza delle sostanze chimiche nella stratosfera, il trasporto del vapore acqueo, la dispersione degli aerosol vulcanici e lo scambio di costituenti tra stratosfera e troposfera. Abalos et al. [2021] ricordano infatti che l’intensità della BDC è rilevante per il recupero dell’ozono, per il trasporto di ozono verso la troposfera e per la quantità di vapore acqueo che raggiunge la stratosfera. Una riduzione dell’età dell’aria è dunque il segnale di una riorganizzazione con potenziali conseguenze chimiche e radiative sull’intero sistema atmosferico. 

La Figura 10 permette inoltre di cogliere una distinzione fondamentale tra climatologia e tendenza. Un modello può simulare un’età media assoluta troppo giovane o troppo vecchia rispetto alle osservazioni e, nello stesso tempo, produrre una tendenza climaticamente plausibile. Garny et al. [2024] mostrano che, nonostante i progressi delle generazioni più recenti di modelli, rimane una dispersione non trascurabile nella climatologia dell’età dell’aria e molti modelli tendono ancora a sottostimare i valori osservati in alcune regioni. Tuttavia, la risposta all’aumento dei gas serra può essere più robusta della climatologia stessa. Questo è un punto metodologico importante: la capacità di riprodurre correttamente lo stato medio e la capacità di riprodurre correttamente la sensibilità climatica di un processo non sono necessariamente equivalenti. 

Anche i risultati CMIP6 confermano questa distinzione. Abalos et al. [2021] mostrano che, mentre la circolazione residua della branca profonda può presentare oscillazioni molto ampie e persino periodi con tendenze prossime allo zero o temporaneamente negative, le tendenze dell’età dell’aria rimangono molto più coerentemente negative. Ciò suggerisce che l’age of air possa essere, in alcuni contesti, una diagnostica più stabile della risposta di lungo periodo rispetto alle sole velocità della circolazione residua. L’età integra infatti il trasporto nel tempo e tende a filtrare parte della variabilità ad alta frequenza che può dominare le diagnostiche dinamiche istantanee. 

In definitiva, la Figura 10 rappresenta molto più di un semplice confronto tra dieci modelli climatici. Essa sintetizza un’idea centrale della moderna dinamica stratosferica: in un clima più caldo, la Brewer-Dobson Circulation tende a trasportare l’aria più rapidamente attraverso la stratosfera e ciò lascia una firma riconoscibile nell’età media dei traccianti atmosferici. La diminuzione prevista a 50 hPa a tutte le latitudini costituisce una risposta modellistica estremamente coerente, mentre la dispersione dell’ampiezza ricorda che il sistema rimane sensibile alla rappresentazione del mixing, delle onde, del trasporto numerico e delle diverse branche della circolazione. Le evidenze successive a Neu et al. [2010], dalle simulazioni CMIP6 alle rianalisi ERA5, dalla revisione di Garny et al. [2024] fino alle più recenti osservazioni riportate da Ray et al. [2026], hanno progressivamente rafforzato l’interpretazione fisica della figura: il ringiovanimento dell’aria stratosferica non è soltanto una curiosità modellistica, ma uno dei principali indicatori attraverso cui può essere diagnosticata la risposta della circolazione stratosferica al cambiamento climatico.

Figura 11 – Evoluzione osservata dell’età media dell’aria stratosferica e implicazioni per la circolazione di Brewer-Dobson

La Figura 11, tratta da Engel et al. [2009], occupa un ruolo particolarmente importante nello studio della circolazione di Brewer-Dobson perché documenta uno dei principali tentativi osservativi di ricostruire le variazioni multidecadali dell’età media dell’aria stratosferica e, indirettamente, di verificare se la circolazione stratosferica abbia effettivamente subito l’accelerazione prevista dai modelli climatici in risposta all’aumento dei gas serra. Il grafico riunisce misure effettuate mediante palloni stratosferici tra la metà degli anni Settanta e la metà degli anni Duemila e mostra l’età media dell’aria derivata dalle concentrazioni di esafluoruro di zolfo, SF₆, indicate dai cerchi, e di anidride carbonica, CO₂, indicate dai triangoli. L’asse orizzontale rappresenta l’anno dell’osservazione, mentre l’asse verticale indica l’età media, espressa in anni, ricavata mediando i valori compresi approssimativamente tra 24 e 35 km di quota. Il codice cromatico permette inoltre di distinguere la latitudine settentrionale alla quale è stato effettuato ciascun campionamento, compresa indicativamente tra circa 30°N e 60°N. La presenza delle barre d’errore ricorda immediatamente che queste stime non costituiscono una misura diretta della velocità della circolazione, ma una diagnostica indiretta soggetta a rilevanti incertezze osservative, metodologiche e di rappresentatività.

Il concetto di età media dell’aria costituisce una delle diagnostiche più potenti del trasporto stratosferico. In termini fisici, esso descrive il tempo medio trascorso dall’ingresso di una massa d’aria nella stratosfera, prevalentemente attraverso la tropical tropopause layer, fino al suo arrivo nella regione nella quale viene osservata. L’aria che entra nella stratosfera tropicale è relativamente giovane; durante il successivo trasporto verso le medie e alte latitudini, associato alla Brewer-Dobson Circulation, la sua età aumenta progressivamente. Tuttavia, il termine “età” non deve essere inteso nel senso di un singolo tempo di percorrenza. Ogni campione atmosferico contiene in realtà una miscela di molecole che hanno seguito traiettorie differenti e possiedono differenti tempi di transito. Per questa ragione l’età media rappresenta la media di una distribuzione più complessa, denominata age spectrum. La moderna revisione di Garny et al. [2024] sottolinea come proprio questa natura statistica renda l’età dell’aria sensibile non soltanto alla velocità della circolazione residua, ma anche al mixing, alla ricircolazione fra Tropici ed extratropici e alla struttura delle barriere subtropicali di trasporto. 

L’utilizzo di CO₂ e SF₆ come “orologi” atmosferici sfrutta l’aumento delle loro concentrazioni troposferiche nel tempo. Se si conosce con sufficiente precisione la storia temporale della concentrazione troposferica di un gas, la concentrazione osservata nella stratosfera può essere confrontata con tale storia per determinare un ritardo temporale apparente, che viene interpretato come una misura dell’età dell’aria. In prima approssimazione, maggiore è il ritardo fra segnale troposferico e segnale stratosferico, maggiore è il tempo medio trascorso dall’aria all’interno della stratosfera. Il metodo è concettualmente semplice, ma la sua applicazione è complessa perché la concentrazione stratosferica riflette l’integrazione di molteplici percorsi di trasporto e perché la crescita troposferica del tracciante non è necessariamente perfettamente lineare. Nel caso dell’SF₆, inoltre, studi più recenti hanno mostrato che occorre tenere conto anche della perdita chimica alle quote superiori, che può influenzare la determinazione dell’età soprattutto per masse d’aria relativamente vecchie. Un lavoro del 2024 dedicato specificamente alla correzione dell’età derivata da SF₆ ha ribadito che tale tracciante rimane estremamente utile, ma che il suo impiego richiede una descrizione accurata dei sink chimici. 

L’aspetto più evidente della Figura 11 è l’assenza di una chiara diminuzione dell’età media nel corso dei circa trent’anni analizzati. La linea rossa di regressione presenta infatti una debole inclinazione positiva. Engel et al. [2009] ottennero una tendenza centrale di circa +0,24 anni per decennio, accompagnata però da un’incertezza di circa ±0,22 anni per decennio. Di conseguenza, la tendenza non risultava statisticamente significativa al livello di confidenza adottato dagli autori e il risultato fu interpretato come un’età media sostanzialmente invariata entro le incertezze osservative. È questo il significato preciso del celebre titolo dello studio, Age of stratospheric air unchanged within uncertainties over the past 30 years. La conclusione non era dunque che l’aria stratosferica stesse inequivocabilmente diventando più vecchia, bensì che le osservazioni disponibili non mostravano il ringiovanimento statisticamente significativo previsto dai modelli. 

Questo risultato apparve particolarmente sorprendente perché i Chemistry-Climate Models prevedevano generalmente che l’aumento delle concentrazioni dei gas serra dovesse rafforzare la Brewer-Dobson Circulation e ridurre conseguentemente l’età dell’aria. Nello stesso periodo, simulazioni modellistiche condotte sulla regione e sull’intervallo temporale delle osservazioni di Engel et al. producevano tendenze negative dell’età, generalmente dell’ordine di pochi decimi di anno per decennio. Il contrasto nel segno fra tendenza osservata e simulata alimentò quindi per diversi anni il dibattito sulla possibile esistenza di una discrepanza fondamentale fra modelli e realtà. Tuttavia, già analisi contemporanee evidenziavano che, a causa dell’ampia incertezza, alcune tendenze simulate non erano statisticamente incompatibili con le osservazioni. In altri termini, il disaccordo era evidente nel valore centrale delle tendenze, ma meno netto quando si consideravano gli intervalli di confidenza. 

Uno degli aspetti più importanti della Figura 11 è rappresentato proprio dalle barre d’errore. Quelle interne descrivono la variabilità dei valori dell’età media tra 24 e 35 km all’interno di ciascun profilo, mentre quelle esterne comprendono anche una stima dell’incertezza legata alla rappresentatività della singola osservazione. Questo secondo contributo è particolarmente rilevante. Un pallone stratosferico campiona infatti una colonna atmosferica in una determinata località e in un determinato momento, mentre la Brewer-Dobson Circulation presenta una forte variabilità stagionale, interannuale e spaziale. Fenomeni quali la QBO, ENSO, gli improvvisi riscaldamenti stratosferici, la variabilità del vortice polare e le oscillazioni del trasporto subtropicale possono modificare temporaneamente l’età dell’aria di entità comparabile o persino superiore al segnale climatico che si tenta di estrarre. Una misura isolata può pertanto discostarsi significativamente dalla climatologia senza indicare necessariamente un cambiamento secolare della circolazione.

La densità temporale delle osservazioni rappresentava inoltre un limite sostanziale. La serie utilizzata da Engel et al. era costruita mediante soltanto poche decine di voli distribuiti nell’arco di circa tre decenni. Mancavano quindi osservazioni annuali continue e omogenee. Questa caratteristica è visibile direttamente nel grafico, dove alcuni periodi risultano rappresentati da pochi punti separati da intervalli di diversi anni. La revisione di Garny et al. [2024] sottolinea che il record di palloni delle medie latitudini settentrionali ha costituito per lungo tempo l’unico insieme osservativo di elevata qualità sufficientemente lungo per studiare tendenze multidecadali dell’età, ma evidenzia anche che le barre d’errore derivano proprio dalla combinazione di incertezza strumentale, metodo di determinazione dell’età e campionamento discontinuo. 

Il codice cromatico aggiunge un ulteriore livello di complessità. Le osservazioni non furono sempre effettuate alla stessa latitudine e, poiché l’età media possiede un forte gradiente meridionale, parte delle differenze fra i punti riflette inevitabilmente la diversa posizione geografica. In generale, alle latitudini relativamente più basse l’aria tende a essere più giovane, mentre procedendo verso latitudini maggiori aumenta il contributo di masse d’aria che hanno seguito percorsi più lunghi e che hanno trascorso più tempo nella stratosfera. La regressione temporale deve quindi distinguere una vera variazione nel tempo da variazioni dovute semplicemente al fatto che due voli siano stati effettuati in regioni climaticamente differenti. Engel et al. considerarono questo problema nella determinazione delle incertezze, ma la scarsità delle osservazioni impediva di eliminarlo completamente.

Un contributo fondamentale alla comprensione della discrepanza fu successivamente fornito da Garcia et al. [2011]. Gli autori utilizzarono un modello chimico-climatico per esaminare in dettaglio il modo in cui l’età derivata da CO₂ e SF₆ dipende dalla storia dei traccianti e dal campionamento. Una delle conclusioni più importanti fu che, se l’output di un modello viene campionato soltanto nei mesi e negli anni corrispondenti ai voli utilizzati da Engel et al., è possibile ottenere tendenze dell’età significativamente differenti da quelle ricavate dalla serie completa del modello. Ciò significa che una circolazione modellistica caratterizzata da un reale trend verso aria più giovane può, quando osservata attraverso un campionamento estremamente discontinuo, produrre una tendenza apparente molto più debole o persino differente. Il problema della Figura 11 risultava quindi almeno in parte un problema statistico di campionamento, oltre che dinamico. 

La distinzione tra circolazione residua e mescolamento è altrettanto cruciale. Nell’interpretazione più elementare, una diminuzione dell’età media viene associata a una Brewer-Dobson Circulation più rapida e un aumento dell’età a una circolazione più lenta. Questa relazione, tuttavia, non è univoca. Il mescolamento isentropico attraverso le regioni subtropicali può introdurre nelle medie latitudini aria relativamente giovane proveniente dai Tropici oppure favorire la ricircolazione di aria più vecchia verso regioni di minore latitudine. Modificazioni dell’efficienza di questi processi cambiano la forma dell’age spectrum e quindi l’età media senza richiedere una variazione proporzionale della componente advettiva della circolazione. È perciò più rigoroso considerare l’età dell’aria come indicatore del trasporto stratosferico complessivo, anziché come semplice tachimetro della Brewer-Dobson Circulation.

Questo punto è particolarmente utile per comprendere perché l’apparente contraddizione fra la Figura 11 e le simulazioni climatiche non potesse essere risolta confrontando semplicemente il segno di due regressioni. Il sistema reale combina differenti branche della BDC, percorsi di trasporto, mixing e ricircolazione. Una stessa variazione del flusso ascendente tropicale può produrre risposte differenti dell’età media alle diverse quote e latitudini. Viceversa, tendenze regionali dell’età possono apparire positive anche in presenza di una tendenza globale verso una circolazione più rapida. Proprio questa complessità ha progressivamente portato la comunità scientifica ad abbandonare l’idea di una singola “età della stratosfera” rappresentativa dell’intero sistema.

Anche le rianalisi atmosferiche hanno contribuito a chiarire la questione, pur introducendo nuove fonti di incertezza. Ploeger et al. [2021], utilizzando il modello lagrangiano CLaMS guidato da ERA5, hanno ricostruito l’età dell’aria per il periodo 1989–2018 e hanno trovato una tendenza negativa su gran parte della stratosfera, coerente qualitativamente con le proiezioni climatiche di un’accelerazione della BDC. Tuttavia, la diminuzione non risultava regolare nel tempo ma presentava un andamento a gradini, potenzialmente legato alla variabilità multiennale, alle conseguenze di grandi eruzioni vulcaniche oppure ai cambiamenti del sistema osservativo assimilato. Lo stesso studio ha mostrato inoltre che ERA5 produce una BDC generalmente più lenta rispetto a ERA-Interim, con età dell’aria maggiore e riscaldamento diabatico tropicale più debole. Ciò dimostra quanto anche la scelta della rianalisi possa influenzare la ricostruzione delle tendenze. 

Le differenze tra ERA5 ed ERA-Interim sono particolarmente istruttive perché ricordano che una rianalisi non costituisce un’osservazione diretta della circolazione. Essa combina un modello atmosferico con una grande quantità di dati assimilati, e il sistema osservativo è cambiato notevolmente nel corso degli ultimi decenni. L’introduzione o la cessazione di satelliti e strumenti può produrre discontinuità artificiali nelle serie. Ploeger et al. hanno infatti evidenziato come ERA5 mostri una tendenza negativa dell’età su gran parte della stratosfera per il periodo 1989–2018, mentre su intervalli più brevi possa emergere una struttura emisferica molto differente. Questo rafforza uno dei messaggi impliciti della Figura 11: periodi di pochi decenni possono essere ancora fortemente condizionati dalla variabilità interna e dalla struttura dei dati disponibili. 

La revisione di Garny et al. [2024] rappresenta una sintesi particolarmente importante dell’evoluzione della questione successiva a Engel et al. Gli autori evidenziano che i modelli globali mostrano in maniera robusta un’accelerazione della circolazione stratosferica e una conseguente diminuzione dell’età dell’aria sotto l’azione del cambiamento climatico. Dal punto di vista osservativo, la situazione è diventata molto più chiara nella bassa stratosfera, dove le tendenze osservate sono coerenti con quelle simulate, mentre nella media stratosfera le incertezze sono rimaste maggiori. Questa conclusione modifica sostanzialmente l’interpretazione storica della Figura 11: il grafico non deve più essere letto come prova di un fallimento delle simulazioni, ma come testimonianza delle enormi difficoltà osservative incontrate nel diagnosticare una tendenza debole all’interno di una circolazione naturalmente variabile. 

Un elemento ancora più rilevante è emerso nel 2026. Ray et al. hanno pubblicato su Nature Geoscience una nuova analisi delle osservazioni dell’età media stratosferica dell’Emisfero Settentrionale estesa al periodo 1993–2025. Il nuovo studio identifica una diminuzione osservata dell’età media, coerente con un’accelerazione della circolazione stratosferica. Questo risultato rappresenta un importante sviluppo rispetto al quadro che emergeva dalla Figura 11 e contribuisce a ridurre una delle principali discrepanze storiche fra modelli e osservazioni. Gli autori mostrano tuttavia che permangono differenze quantitative e verticali tra l’accelerazione osservata e quella simulata, per cui la convergenza nel segno della tendenza non significa che ogni aspetto della risposta della BDC sia ormai perfettamente riprodotto dai modelli. 

Alla luce di questo aggiornamento, la Figura 11 acquista un valore quasi storico nella comprensione della Brewer-Dobson Circulation. Nel 2009 il suo messaggio sembrava essere che la stratosfera delle medie latitudini settentrionali non mostrasse il ringiovanimento previsto dalle simulazioni. Oggi sappiamo che quella conclusione era fortemente condizionata dalla brevità e dalla scarsità delle osservazioni disponibili e che l’allungamento delle serie, il miglioramento degli strumenti e una descrizione più accurata dei traccianti modificano l’interpretazione complessiva. Non significa che lo studio di Engel et al. fosse errato: al contrario, esso descriveva correttamente ciò che poteva essere dedotto dal dataset disponibile in quel momento, cioè l’assenza di una tendenza statisticamente significativa entro le incertezze. La scienza successiva ha semplicemente aggiunto nuovi dati e nuovi strumenti diagnostici.

La Figura 11 permette quindi di illustrare in maniera particolarmente efficace la differenza fra “assenza di evidenza” ed “evidenza di assenza”. Il fatto che Engel et al. non rilevassero una diminuzione significativa dell’età non dimostrava che la BDC non stesse accelerando. Significava che, con quel numero di voli, quella distribuzione temporale e quelle incertezze, non era possibile isolare con sufficiente robustezza il segnale previsto. È una distinzione metodologica essenziale in climatologia, dove i cambiamenti secolari sono spesso piccoli rispetto alla variabilità naturale su intervalli temporali brevi.

Dal punto di vista dinamico, la nuova evidenza di un’età progressivamente più giovane è coerente con il meccanismo discusso per il cambiamento climatico della BDC: il riscaldamento troposferico modifica la struttura dei jet subtropicali, altera la propagazione e il breaking delle onde di Rossby e delle onde di gravità e modifica il drag stratosferico che controlla la circolazione residua. Una maggiore risalita tropicale e un trasporto più rapido verso le regioni extratropicali tendono quindi a ridurre il tempo medio trascorso dall’aria nella stratosfera. L’età dell’aria rappresenta pertanto una risposta integrata dell’intero sistema dinamico, molto più utile climaticamente di una singola misura istantanea della velocità verticale.

Le implicazioni si estendono anche alla chimica atmosferica. Un cambiamento dei tempi di transito modifica il periodo durante il quale le masse d’aria sono esposte alle trasformazioni fotochimiche della stratosfera e altera il trasporto di ozono, vapore acqueo, specie alogenate e altri traccianti radiativamente attivi. Una BDC più rapida può quindi modificare non soltanto la distribuzione geografica dell’ozono, ma anche la durata di permanenza di determinate sostanze e lo scambio fra stratosfera e troposfera. È per questo motivo che Engel et al. sottolineavano già nel loro studio originale quanto fosse importante rappresentare correttamente i percorsi di trasporto per ottenere proiezioni affidabili dell’ozono futuro e dell’accoppiamento tra chimica stratosferica e clima. 

Nel complesso, dunque, la Figura 11 rappresenta uno degli esempi più istruttivi di come la comprensione scientifica della Brewer-Dobson Circulation sia progredita attraverso il confronto fra teoria, modelli e osservazioni. Le misure di CO₂ e SF₆ disponibili tra il 1975 e il 2005 suggerivano un’età media sostanzialmente invariata, con una debole tendenza positiva ma non statisticamente significativa. Questo sembrava contrastare con le simulazioni climatiche di una stratosfera progressivamente più giovane. Gli studi successivi hanno però mostrato il ruolo cruciale del campionamento discontinuo, delle incertezze dei traccianti, del mixing e della variabilità naturale; le rianalisi moderne hanno individuato segnali di diminuzione dell’età e, soprattutto, le osservazioni aggiornate pubblicate nel 2026 hanno fornito una nuova evidenza diretta di ringiovanimento dell’aria stratosferica coerente con una circolazione più rapida. 

La Figura 11 non deve quindi essere considerata semplicemente come una figura che “contraddice” i modelli, ma come una fotografia di una fase cruciale del dibattito scientifico. Essa mostra quanto fosse difficile, con le osservazioni disponibili all’inizio del XXI secolo, separare una tendenza climatica multidecadale dalla variabilità naturale della stratosfera. Il suo valore scientifico risiede proprio nell’avere evidenziato questa difficoltà e nell’avere stimolato lo sviluppo di nuovi record osservativi, nuove tecniche per l’analisi degli age spectra e nuovi confronti fra modelli e traccianti. Alla luce delle conoscenze attuali, il quadro complessivo appare molto più coerente: la diminuzione dell’età media dell’aria e l’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson emergono oggi come fenomeni compatibili sia con le proiezioni climatiche sia con una parte crescente delle evidenze osservative, anche se la loro ampiezza, struttura verticale e distribuzione regionale continuano a rappresentare importanti temi della ricerca stratosferica contemporanea. 

Figura 12 – Tendenze dell’età dell’aria nella stratosfera da ERA-Interim e implicazioni per l’evoluzione della circolazione di Brewer-Dobson

La Figura 12, tratta da Diallo et al. [2012], rappresenta uno dei tentativi più significativi di ricostruire la struttura verticale e latitudinale delle tendenze dell’età dell’aria stratosferica utilizzando la rianalisi ERA-Interim nel periodo 1989–2010. Il suo interesse scientifico è particolarmente elevato perché mostra che l’evoluzione della circolazione di Brewer-Dobson non può essere descritta attraverso un’unica tendenza uniforme applicata all’intera stratosfera. Al contrario, il quadro che emerge evidenzia una marcata dipendenza dalla quota e dalla latitudine: nella bassa stratosfera prevale un deciso ringiovanimento dell’aria, mentre nella media stratosfera compaiono in diverse regioni tendenze di segno opposto, cioè un aumento dell’età media. Questa struttura fu interpretata dagli autori come possibile indicazione del fatto che le differenti branche della Brewer-Dobson Circulation, e in particolare quella superficiale e quella profonda, potessero essersi evolute in direzioni diverse durante i poco più di vent’anni analizzati. 

Il pannello di sinistra mostra la tendenza dell’età media dell’aria, espressa in anni per decennio, in funzione della latitudine e dell’altitudine. La scala cromatica è immediatamente interpretabile in termini dinamici: le tonalità blu e azzurre rappresentano tendenze negative, quindi un progressivo ringiovanimento dell’aria, mentre giallo, arancione e rosso indicano tendenze positive, cioè un aumento dell’età media. Il pannello di destra rappresenta invece il livello di significatività statistica delle tendenze mediante il p-value del test di Student, limitatamente alle regioni dove questo è inferiore a 0,05. Di conseguenza, la lettura scientificamente corretta della figura richiede di considerare simultaneamente i due pannelli: il primo descrive l’ampiezza e il segno della tendenza, il secondo indica dove tale segnale è sufficientemente robusto da risultare statisticamente distinguibile dalla variabilità del periodo considerato.

La caratteristica dominante della figura è costituita dalla fascia di tendenze fortemente negative presente nella bassa stratosfera, generalmente al di sotto di circa 25 km. Diallo et al. [2012] stimano in questa regione valori compresi indicativamente fra circa −0,3 e −0,5 anni per decennio, soprattutto nell’Emisfero Australe e, nell’Emisfero Settentrionale, a sud di circa 40°N. Il pannello della significatività mostra che una parte considerevole di queste tendenze negative è statisticamente significativa. Il ringiovanimento non costituisce quindi soltanto una debole caratteristica della regressione, ma emerge come un segnale relativamente robusto della bassa stratosfera nel periodo 1989–2010. 

Dal punto di vista fisico, una diminuzione dell’età media dell’aria è generalmente coerente con un’accelerazione del trasporto stratosferico. L’aria entra prevalentemente nella stratosfera attraverso la regione tropicale, risale lentamente e viene successivamente trasportata verso le regioni subtropicali ed extratropicali. Se i tempi di percorrenza lungo tali traiettorie diminuiscono, anche l’età media osservata nelle regioni di destinazione tende a ridursi. Tuttavia, l’età dell’aria non rappresenta una semplice misura della velocità della circolazione residua. Essa integra infatti sia il trasporto advettivo associato alla Brewer-Dobson Circulation sia il mixing prodotto dall’attività ondulatoria e dai processi di stirring. Le moderne sintesi del problema sottolineano che, in molte regioni della stratosfera, l’effetto del mescolamento sull’età media è quantitativamente confrontabile con quello della circolazione residua; alle medie latitudini della bassa stratosfera, in particolare, il mixing tende ad aumentare l’età rispetto al solo tempo di transito della circolazione residua. 

La configurazione mostrata dalla Figura 12 risulta particolarmente coerente con il lavoro di Bönisch et al. [2011], che aveva evidenziato cambiamenti strutturali della Brewer-Dobson Circulation dopo il 2000. Analizzando differenti traccianti e diagnostiche del trasporto, gli autori trovarono che, nel periodo 1979–2009, il tempo di transito associato alla branca superficiale della circolazione diminuiva di circa un mese per decennio, mentre il tempo di transito della branca profonda rimaneva sostanzialmente invariato. La conseguenza concettuale è importante: un cambiamento dell’upwelling tropicale o dell’età dell’aria nella bassa stratosfera non può essere automaticamente assunto come indicatore dell’evoluzione dell’intera BDC. Le differenti branche possono infatti rispondere in maniera distinta alle variazioni del forcing ondulatorio e alle modificazioni dei jet subtropicali. 

Nella Figura 12 questa distinzione appare visivamente molto chiara. Al di sotto di circa 20–25 km prevalgono colori blu, mentre salendo verso circa 30–45 km la struttura cromatica cambia radicalmente e diventano dominanti colori gialli, arancioni e rossi. Nella media stratosfera, Diallo et al. individuano tendenze positive dell’ordine di circa +0,3 anni per decennio, cioè una progressiva crescita dell’età media. Tuttavia, il pannello di destra mostra che tali aumenti sono molto meno uniformemente significativi rispetto al ringiovanimento della bassa stratosfera. Gli stessi autori sottolineano infatti che nella media stratosfera non emerge una vasta regione di significatività coerente e continua. Questo punto impedisce di interpretare la parte superiore della figura come prova inequivocabile di un rallentamento generalizzato della branca profonda. 

La distinzione è particolarmente importante perché il periodo analizzato comprende soltanto ventidue anni, una durata relativamente breve rispetto alle scale temporali della variabilità naturale stratosferica. La Quasi-Biennial Oscillation, ENSO, il ciclo annuale della circolazione, la variabilità del vortice polare e le grandi eruzioni vulcaniche possono modificare sensibilmente l’età dell’aria su scale interannuali e decadali. Diallo et al. hanno mostrato, ad esempio, che la QBO può produrre variazioni dell’età media fino a circa mezzo anno nella stratosfera tropicale compresa grossomodo fra 25 e 35 km, mentre il segnale ENSO risulta più debole e maggiormente confinato alla bassa stratosfera settentrionale. Gli autori hanno inoltre identificato una persistente influenza dell’eruzione del Pinatubo tra il 1991 e il 1993, sufficientemente importante da poter condizionare le statistiche delle tendenze quando questo intervallo viene incluso nell’analisi. 

Questo aspetto introduce un principio metodologico fondamentale: una regressione lineare calcolata su due decenni non coincide necessariamente con una tendenza climatica secolare. La revisione di Garny et al. [2024] sottolinea esplicitamente che, nel contesto dell’età dell’aria, una serie più breve di circa trent’anni può essere dominata in misura sostanziale dalla variabilità interna. La parola “trend” dovrebbe quindi essere utilizzata con cautela quando si tenta di attribuire il segnale a un forcing esterno come l’aumento dei gas serra. La Figura 12 descrive con precisione l’evoluzione diagnostica di ERA-Interim tra il 1989 e il 2010, ma non può da sola dimostrare che la struttura osservata rappresenti una risposta antropogenica permanente della BDC. 

La forma della fascia blu nella bassa stratosfera è inoltre dinamicamente significativa. Il massimo ringiovanimento non forma un livello orizzontale perfettamente uniforme, ma mostra una struttura curva e inclinata con la latitudine. Questo comportamento riflette la geometria tridimensionale dei percorsi di trasporto. La Brewer-Dobson Circulation comprende una branca superficiale che trasferisce rapidamente aria tropicale verso le regioni subtropicali e delle medie latitudini, una branca più profonda che raggiunge quote maggiori e un insieme di percorsi intermedi. La separazione tra tali branche non è geometrica nel senso di celle indipendenti e rigidamente delimitate, ma emerge dalla distribuzione dei tempi di transito e dai differenti percorsi attraverso cui le masse d’aria attraversano la stratosfera.

Lo stesso studio di Diallo et al. mostra infatti che lo spettro dell’età presenta una lunga coda in gran parte della stratosfera, mentre nella bassa stratosfera tropicale essa è molto meno pronunciata. Ciò significa che, soprattutto alle medie e alte latitudini, una massa d’aria contiene contemporaneamente componenti relativamente giovani e componenti molto più vecchie, risultato della ricircolazione e del mescolamento. L’età media è quindi il prodotto di una distribuzione complessa, non di un singolo viaggio dalla tropopausa tropicale verso il polo. Questa osservazione aiuta anche a spiegare perché la risposta possa cambiare segno passando dalla bassa alla media stratosfera. 

Il confronto con la Figura 11 di Engel et al. [2009] è particolarmente istruttivo. Le misure mediante pallone di CO₂ e SF₆ avevano suggerito, alle medie latitudini settentrionali fra circa 24 e 35 km, un’età sostanzialmente invariata o leggermente crescente nel periodo 1975–2005. La Figura 12 mostra che ERA-Interim presenta effettivamente tendenze positive in parte della media stratosfera settentrionale, fornendo quindi una certa coerenza qualitativa con le osservazioni dei traccianti. Butchart [2014] evidenziò che anche le tendenze positive individuate da Stiller et al. [2012] alle medie latitudini settentrionali sopra circa 25 km risultavano compatibili con questa caratteristica di ERA-Interim, benché molte delle tendenze positive della rianalisi fossero soltanto marginalmente significative. 

A rafforzare questa indicazione contribuì anche Monge-Sanz et al. [2013], che utilizzando ERA-Interim dedussero una piccola ma statisticamente significativa tendenza positiva dell’età dell’aria alle medie latitudini settentrionali al di sopra di circa 24 km nel periodo 1990–2009. A quel punto, il quadro scientifico appariva quindi caratterizzato da una possibile dicotomia verticale: accelerazione della branca superficiale e comportamento quasi stazionario o persino rallentamento della branca più profonda. 

Questa interpretazione sembrava inoltre entrare in contrasto con un’altra diagnostica della stessa rianalisi. Seviour et al. [2012], analizzando direttamente la circolazione residua di ERA-Interim, avevano ottenuto a 70 hPa una tendenza del flusso ascendente tropicale di circa −5% per decennio, cioè apparentemente un indebolimento della BDC. Tuttavia, gli stessi autori considerarono questa tendenza poco affidabile perché risultava incompatibile con la contemporanea tendenza negativa della temperatura tropicale nella bassa stratosfera: se l’upwelling fosse realmente diminuito in modo così marcato, la risposta adiabatica attesa della temperatura avrebbe dovuto essere differente. Inoltre, la brevità del record e le divergenze tra rianalisi riducevano ulteriormente la fiducia nel risultato. 

Il contrasto tra Seviour et al. e Diallo et al. è un esempio importante della difficoltà di diagnosticare le tendenze della BDC. La velocità residua, il flusso di massa tropicale e l’età dell’aria non misurano esattamente la stessa cosa. Il primo descrive la componente advettiva media della circolazione, mentre l’età integra nel tempo sia l’advezione sia il mixing. È quindi possibile che diagnostiche differenti forniscano indicazioni apparentemente discordanti, soprattutto quando vengono applicate a periodi brevi. Tale divergenza non deve essere necessariamente interpretata come una contraddizione fisica, ma può indicare che ciascuna diagnostica è sensibile a processi differenti e a differenti difetti della rianalisi.

La metodologia di Diallo et al. merita inoltre un’attenzione particolare. L’età dell’aria della Figura 12 non deriva direttamente da misure di SF₆ o CO₂, ma da traiettorie lagrangiane calcolate offline utilizzando i venti analizzati e i tassi di riscaldamento diabatico di ERA-Interim. Il moto verticale delle particelle viene quindi ricostruito attraverso l’evoluzione diabaticamente determinata delle superfici isentropiche. Questo approccio permette di seguire grandi quantità di particelle per periodi molto lunghi e di costruire l’intera distribuzione dei tempi di transito, ma eredita inevitabilmente eventuali bias presenti nei campi di vento e nei tassi di riscaldamento della rianalisi.

Diallo et al. trovarono che, alle basse e medie latitudini della bassa stratosfera, la climatologia dell’età ottenuta da ERA-Interim era generalmente in buon accordo con le stime ricavate da osservazioni di traccianti effettuate mediante aerei, palloni e satelliti. Alle alte latitudini e nella stratosfera superiore, invece, ERA-Interim mostrava un bias verso aria troppo vecchia dell’ordine di uno o due anni. Questo fatto è importante nella lettura della Figura 12: una rianalisi può rappresentare in modo plausibile la struttura complessiva del trasporto e al tempo stesso possedere errori regionali che influenzano l’interpretazione delle tendenze. 

Lo sviluppo successivo di ERA5 ha consentito di verificare quanto della struttura della Figura 12 fosse robusto rispetto al cambiamento della rianalisi. Ploeger et al. [2021], utilizzando il modello lagrangiano CLaMS con i campi di ERA5, hanno trovato differenze sostanziali rispetto a ERA-Interim. ERA5 presenta generalmente una Brewer-Dobson Circulation più lenta, con età dell’aria maggiore, e nella bassa stratosfera tropicale i tassi di riscaldamento diabatico risultano circa il 30–40% più deboli rispetto a ERA-Interim. Gli autori interpretano questa differenza come possibile correzione di un bias di ERA-Interim verso una circolazione troppo veloce nella regione tropicale inferiore. 

Ancora più interessante è il confronto delle tendenze. Nel periodo più lungo 1989–2018, ERA5 mostra una diminuzione dell’età dell’aria quasi in tutta la stratosfera, qualitativamente coerente con le proiezioni dei modelli climatici sotto l’effetto del riscaldamento globale. In ERA-Interim, invece, permane il caratteristico aumento dell’età nella stratosfera dell’Emisfero Settentrionale mostrato già dalla Figura 12. Le differenze sono particolarmente evidenti sopra circa 500 K nell’Emisfero Settentrionale, dove le due rianalisi producono addirittura tendenze di segno opposto. 

Questa discrepanza offre una lezione essenziale sulla natura delle rianalisi climatiche. ERA-Interim ed ERA5 non sono semplici raccolte di osservazioni, ma sistemi nei quali osservazioni molto differenti vengono assimilate attraverso un modello atmosferico. Durante il periodo satellitare, il numero, il tipo e la qualità delle osservazioni disponibili cambiano continuamente e possono introdurre discontinuità artificiali. Una tendenza presente in una rianalisi ma assente o opposta in un’altra deve quindi essere interpretata con estrema prudenza prima di attribuirla a un cambiamento reale della circolazione atmosferica.

Ploeger et al. [2021] hanno mostrato inoltre un risultato particolarmente utile per interpretare la Figura 12: restringendo l’analisi ERA5 al periodo 2002–2012, ricompare una struttura dipolare emisferica simile a quella di ERA-Interim, con età crescente nell’Emisfero Settentrionale e decrescente in quello Australe. Su un intervallo più lungo, invece, ERA5 presenta prevalentemente tendenze negative. Questo dimostra direttamente quanto una finestra temporale relativamente breve possa modificare persino il segno apparente della tendenza. 

La stessa analisi ha permesso di separare meglio il comportamento delle branche della BDC: secondo Ploeger et al., la branca superficiale accelera sia in ERA5 sia in ERA-Interim, mentre la branca profonda accelera in ERA5 ma decelera in ERA-Interim. Di conseguenza, la conclusione di Diallo et al. secondo cui le branche superficiale e profonda potevano evolvere in direzioni opposte era effettivamente valida per ERA-Interim, ma non emerge con la stessa struttura nella rianalisi successiva. Ciò non invalida la Figura 12; piuttosto, mostra che essa descrive fedelmente una particolare realizzazione della circolazione ottenuta con ERA-Interim e che la robustezza climatica delle sue tendenze deve essere valutata confrontando prodotti indipendenti. 

La letteratura contemporanea ha progressivamente spostato l’attenzione proprio verso questa distinzione tra variazione osservata su pochi decenni e risposta climatica forzata. Garny et al. [2024], nella più recente grande revisione sull’età dell’aria stratosferica, concludono che i modelli climatici globali mostrano in maniera consolidata una diminuzione futura dell’età dell’aria, associata all’accelerazione della circolazione stratosferica sotto l’azione dei gas serra e delle sostanze che modificano l’ozono. Dal punto di vista osservativo, le tendenze sono oggi sufficientemente robuste per confermare una diminuzione dell’età nella bassa stratosfera, mentre nella media stratosfera le incertezze rimangono troppo grandi per confermare o respingere definitivamente le proiezioni modellistiche. 

È significativo che questa conclusione moderna sia molto simile a ciò che la Figura 12 suggerisce visivamente: il segnale più solido è quello negativo nella bassa stratosfera, mentre la risposta della media e alta stratosfera è molto più incerta. La differenza è che oggi comprendiamo meglio perché. Il trasporto stratosferico deriva dalla combinazione della circolazione residua e del mescolamento ondulatorio; questi due contributi possono modificarsi diversamente nel tempo e produrre variazioni dell’età media che non seguono necessariamente in modo lineare la velocità della BDC. Garny et al. mostrano che il cosiddetto aging by mixing può essere particolarmente importante alle medie latitudini intorno a 50 hPa, dove la ricircolazione e il mixing aggiungono un contributo rilevante all’età rispetto al semplice tempo di transito della circolazione residua. 

La Figura 12 possiede quindi un significato più profondo rispetto alla semplice rappresentazione di una mappa delle tendenze. Essa mostra che il concetto stesso di “accelerazione della Brewer-Dobson Circulation” deve essere utilizzato con precisione. Una circolazione globale più intensa nel futuro non implica necessariamente che ogni regione della stratosfera debba mostrare simultaneamente aria più giovane in ogni periodo osservativo. La risposta dipende dalla branca considerata, dalla quota, dalla latitudine, dal mixing, dalla variabilità naturale e dalla durata della serie. Questo è particolarmente rilevante quando si confrontano risultati modellistici secolari con rianalisi lunghe soltanto due o tre decenni.

La struttura della Figura 12 ha inoltre importanti implicazioni per il trasporto dei costituenti atmosferici. Una riduzione dell’età nella bassa stratosfera implica un trasferimento più rapido di aria relativamente giovane dai Tropici verso gli extratropici, con possibili conseguenze sulla distribuzione dell’ozono, del vapore acqueo e delle sostanze alogenate. Al contrario, eventuali modifiche dei tempi di transito nella stratosfera media influenzano la durata dell’esposizione delle masse d’aria alla fotochimica stratosferica e la quantità di tempo disponibile per la trasformazione delle specie sorgente in prodotti chimicamente attivi. L’età dell’aria non rappresenta pertanto soltanto una diagnostica dinamica, ma una quantità strettamente collegata alla composizione chimica e al bilancio radiativo della stratosfera. La recente revisione di Garny et al. sottolinea infatti che una corretta rappresentazione dell’età è essenziale per comprendere il recupero dell’ozono e il trasporto dei gas radiativamente attivi. 

Nel suo insieme, la Figura 12 documenta dunque una fase cruciale dell’evoluzione della nostra comprensione della Brewer-Dobson Circulation. ERA-Interim suggeriva per il periodo 1989–2010 un ringiovanimento forte e statisticamente significativo nella bassa stratosfera, con valori localmente dell’ordine di −0,3/−0,5 anni per decennio, e contemporaneamente un aumento dell’età di circa +0,3 anni per decennio nella media stratosfera, molto meno uniformemente significativo. Diallo et al. interpretarono questa struttura come possibile segnale di un’accelerazione della branca superficiale accompagnata da una diversa evoluzione della branca profonda. Il risultato trovava sostegno in Bönisch et al. [2011] e in alcune osservazioni dell’età dell’aria, ma entrava in tensione con altre diagnostiche della stessa ERA-Interim e doveva essere considerato con cautela a causa della brevità della serie. 

Le analisi successive con ERA5 hanno mostrato che la parte più robusta di tale quadro è effettivamente il ringiovanimento della bassa stratosfera, mentre il segnale positivo nella stratosfera settentrionale superiore dipende molto più fortemente dal dataset e dal periodo considerato. Su scale temporali più lunghe ERA5 mostra infatti una diminuzione dell’età attraverso gran parte della stratosfera, in migliore accordo con i modelli climatici, pur presentando anch’essa discontinuità e variabilità tali da impedire interpretazioni semplicistiche. 

La Figura 12 deve quindi essere letta non come prova dell’esistenza di una stratosfera inferiore che accelera e di una stratosfera superiore che necessariamente rallenta in modo permanente, ma come evidenza della struttura complessa e non uniforme delle variazioni del trasporto stratosferico su scale decadali. Il risultato più robusto è l’accelerazione della componente superficiale della circolazione, mentre le indicazioni di un invecchiamento della media stratosfera sono molto più sensibili alla durata del record, alla variabilità interna e alla rianalisi utilizzata. È proprio questa distinzione, confermata e raffinata dalla letteratura successiva, a rendere la Figura 12 uno strumento particolarmente importante per comprendere perché lo studio della Brewer-Dobson Circulation richieda di superare l’immagine di una singola cella che semplicemente accelera o rallenta e di considerare invece un sistema tridimensionale di trasporto nel quale circolazione residua, mixing, onde atmosferiche, branche superficiali e profonde e variabilità climatica interagiscono continuamente nel determinare l’età e la composizione dell’aria stratosferica. 

Figura 13 – Evoluzione del drag delle onde di gravità orografiche e rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson

La Figura 13 rappresenta uno dei risultati più importanti per comprendere il meccanismo dinamico attraverso il quale il cambiamento climatico può determinare un rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson. A differenza di altre figure che descrivono direttamente il cambiamento della risalita tropicale o dell’età media dell’aria, questa figura si concentra infatti su una delle forzanti responsabili della circolazione stessa: il drag esercitato dalle onde di gravità orografiche. Le onde di gravità atmosferiche sono perturbazioni generate, tra gli altri meccanismi, dall’interazione del flusso atmosferico con la topografia. Quando il vento attraversa una catena montuosa, una parte dell’energia della perturbazione può propagarsi verticalmente sotto forma di onde; man mano che queste raggiungono regioni caratterizzate da densità atmosferica minore, la loro ampiezza tende ad aumentare finché possono saturare, diventare instabili o rompersi, trasferendo quantità di moto al flusso medio. Nei modelli climatici globali molte di queste onde hanno scale troppo piccole per essere rappresentate esplicitamente e il loro effetto deve pertanto essere descritto attraverso parametrizzazioni. Proprio la diversa rappresentazione di questo processo costituisce ancora oggi una delle principali fonti di dispersione fra i modelli nella simulazione della circolazione stratosferica. Butchart et al. [2010] mostrarono tuttavia che, nonostante tali differenze, le onde di gravità parametrizzate possono fornire un contributo particolarmente importante alla risposta climatica della Brewer-Dobson Circulation. 

Il pannello (a) riporta i profili verticali del drag medio annuale associato alle onde di gravità orografiche in cinque Chemistry-Climate Models, AMTRAC, CCSRNIES, CMAM, GEOSCCM e WACCM, valutato alla turnaround latitude settentrionale definita al livello di 70 hPa. La scelta di questa latitudine possiede un preciso significato dinamico. Nella circolazione meridiana residua, l’aria sale nelle regioni tropicali e discende alle latitudini extratropicali; la turnaround latitude identifica approssimativamente la latitudine alla quale il moto verticale residuo cambia segno. Essa si colloca normalmente nella fascia del jet subtropicale e rappresenta quindi una regione particolarmente sensibile per il controllo del flusso netto di massa tropicale. Studi osservativi hanno confermato che, intorno a 70 hPa, la latitudine di inversione si trova approssimativamente nelle regioni subtropicali e che le variazioni della forzante ondulatoria in questa fascia risultano strettamente collegate alle variazioni della Brewer-Dobson Circulation. 

La pressione è rappresentata sull’asse verticale e diminuisce verso l’alto: il grafico attraversa quindi la regione compresa tra l’alta troposfera, la bassa stratosfera e parte della media stratosfera. L’asse orizzontale del pannello (a) esprime invece il drag in metri al secondo per giorno. La maggior parte dei valori è negativa, indicando che le onde depositano una quantità di moto che tende a frenare il flusso occidentale. Il comportamento più evidente delle curve è la presenza di una forte deposizione del momento nella regione situata approssimativamente tra 70 e 100 hPa, proprio nelle vicinanze della parte superiore del jet subtropicale. Il massimo varia sensibilmente da modello a modello: AMTRAC raggiunge valori negativi particolarmente pronunciati, mentre CMAM e altri CCM presentano intensità e profili verticali differenti. Questa dispersione non deve essere considerata un dettaglio secondario, perché riflette direttamente quanto la climatologia della stratosfera possa dipendere dalla formulazione dello schema di gravity-wave drag.

Nonostante queste differenze quantitative, la struttura generale possiede un significato fisico comune. Le onde orografiche che si propagano verso l’alto attraversano un ambiente nel quale la velocità e lo shear verticale del vento cambiano considerevolmente in prossimità del jet subtropicale. Queste caratteristiche determinano fino a quale altezza l’onda possa propagarsi prima di saturare e trasferire il proprio momento. Nelle simulazioni climatiche analizzate da Butchart et al. [2010], la regione di forte drag si colloca proprio nella bassa stratosfera subtropicale, una posizione particolarmente efficace nel sostenere la circolazione meridiana residua. Okamoto et al. [2011], utilizzando indipendentemente il modello CCSR/NIES e il principio del downward control, confermarono che il gravity-wave drag esercita una forte influenza sulla circolazione residua alle basse e medie latitudini della bassa stratosfera e che lo spostamento verso l’alto del drag orografico nel XXI secolo contribuisce al rafforzamento del flusso ascendente netto a 70 hPa. 

Il pannello (b) mostra la parte climaticamente più rilevante dell’analisi, ossia il cambiamento del drag espresso in percentuale per decennio. La linea verticale nera identifica il valore nullo, mentre la linea orizzontale a 70 hPa consente di distinguere immediatamente ciò che avviene al di sotto e al di sopra del livello utilizzato per diagnosticare l’upwelling tropicale. Il comportamento generale delle simulazioni mostra che durante il XXI secolo aumenta la quantità di drag esercitata dalle onde di gravità al di sopra di 70 hPa, sebbene l’ampiezza e la distribuzione verticale della risposta siano fortemente dipendenti dal modello. In alcuni casi l’aumento raggiunge diversi punti percentuali per decennio e presenta massimi particolarmente pronunciati attorno a 30–50 hPa. È importante interpretare questi valori come variazioni della forza esercitata dalle onde e non semplicemente come un incremento della quantità complessiva di onde generate al suolo: il processo principale riguarda piuttosto uno spostamento verticale della regione nella quale le onde depositano il loro momento. 

Il meccanismo proposto da Butchart et al. può essere ricostruito partendo dalla risposta termica dell’atmosfera all’aumento dei gas serra. Il riscaldamento della troposfera tropicale, particolarmente intenso alle quote superiori, è accompagnato dal raffreddamento radiativo della stratosfera. Questa configurazione modifica i gradienti meridionali e verticali di temperatura e, attraverso il bilancio del vento termico, modifica a sua volta la struttura delle correnti zonali. Una risposta robusta delle simulazioni consiste nell’accelerazione verso est della parte superiore dei jet subtropicali. Butchart et al. [2010] mostrarono esplicitamente che i jet subtropicali si intensificano nelle simulazioni del XXI secolo e associarono questo cambiamento all’aumento del flusso verticale di momento delle onde parametrizzate che riesce a raggiungere la bassa stratosfera. 

Quando il jet subtropicale diventa più intenso e la regione di forti venti occidentali si estende verso quote superiori, anche le condizioni di propagazione delle onde di gravità cambiano. Un’onda che nel clima precedente avrebbe saturato e depositato il proprio momento a una determinata quota può continuare a propagarsi più in alto nel nuovo ambiente dinamico prima di raggiungere le condizioni favorevoli alla dissipazione. La regione di breaking viene pertanto traslata verticalmente. Il pannello (b) della Figura 13 può essere letto proprio come la firma di tale processo: relativamente meno influenza alle quote inferiori e un aumento del drag a livelli stratosferici più elevati. La revisione di Butchart [2014] sintetizza questo meccanismo indicando che l’accelerazione verso est e la maggiore penetrazione verticale dei jet subtropicali fanno sì che le onde di gravità parametrizzate rompano più in alto, producendo più drag sopra 70 hPa; questo drag supplementare determina quindi una maggiore risalita tropicale a quel livello. 

Il legame fra il cambiamento del drag e quello della circolazione viene formalizzato attraverso il principio del downward control. In termini qualitativi, la circolazione residua al di sotto di una determinata regione della stratosfera è vincolata dall’insieme delle forzanti ondulatorie che agiscono sopra di essa. Non è pertanto sufficiente sapere quanta attività ondulatoria esista nell’atmosfera; è determinante conoscere dove essa deposita il proprio momento. Il trasferimento verso l’alto della regione di drag mostrato nella Figura 13 aumenta la quantità di forzante presente al di sopra del livello di 70 hPa e, se questa variazione avviene nelle vicinanze delle turnaround latitudes, produce un incremento del flusso di massa ascendente tropicale. Questa dipendenza dalla posizione latitudinale distingue un vero rafforzamento della BDC da una semplice riorganizzazione locale della circolazione.

La centralità delle regioni subtropicali è stata successivamente rafforzata dal lavoro di Shepherd e McLandress [2011]. Sebbene il loro studio si concentrasse soprattutto sulle onde esplicitamente risolte, in particolare le onde di Rossby, gli autori identificarono un meccanismo straordinariamente simile. Il riscaldamento della troposfera intensifica la parte superiore del jet subtropicale, spostando verso l’alto gli strati critici nei quali le onde di Rossby rompono. In questo modo una maggiore quantità di attività ondulatoria riesce a penetrare nella bassa stratosfera subtropicale prima di essere dissipata. Poiché proprio i subtropici costituiscono la regione ottimale per controllare il flusso netto ascendente della BDC, il risultato è un rafforzamento della circolazione. Gli autori definirono questo processo critical-layer control of subtropical wave breaking. 

La Figura 13 assume quindi un valore ancora più generale: suggerisce che onde di natura fisica molto diversa possano rispondere al cambiamento climatico attraverso una modifica comune della struttura del flusso zonale. Nel caso delle onde di gravità parametrizzate, la modifica del jet sposta la quota alla quale esse saturano e depositano momento; nel caso delle onde di Rossby risolte, sposta gli strati critici e le regioni di breaking. Il risultato finale, in entrambi i casi, consiste in una maggiore deposizione di momento nella bassa stratosfera subtropicale. Questa convergenza dinamica rappresenta una delle spiegazioni più persuasive della robustezza con cui i modelli climatici simulano l’accelerazione della BDC.

Un aspetto quantitativo particolarmente rilevante dello studio di Butchart et al. [2010] è il fatto che il contributo delle onde di gravità parametrizzate alla tendenza climatica della circolazione è molto maggiore del loro contributo alla circolazione climatologica. Nei modelli analizzati, le onde risolte spiegavano mediamente circa il 70% della forzante della risalita tropicale annuale a 70 hPa e le onde parametrizzate circa il restante 30%. Tuttavia, quando si considerava l’aumento della risalita durante il XXI secolo, circa il 59% della tendenza media multimodello risultava associato al drag delle onde di gravità orografiche parametrizzate. L’upwelling tropicale medio a 70 hPa aumentava complessivamente di quasi il 2% per decennio. 

Questo risultato possiede una conseguenza concettuale di grande importanza. Il processo che domina lo stato medio di un sistema non deve necessariamente essere lo stesso che domina la sua risposta a una perturbazione. Le onde parametrizzate possono rappresentare una frazione minoritaria della forzante climatologica della BDC e, contemporaneamente, essere molto più sensibili alla modificazione dei jet prodotta dal riscaldamento climatico. La loro risposta relativa risulta quindi amplificata nel trend. È precisamente questo che permette di comprendere perché una componente che contribuisce per circa un terzo alla circolazione media possa spiegare più della metà dell’aumento simulato della risalita tropicale.

Anche studi condotti con un singolo modello mostrano però che la ripartizione tra i diversi tipi di onda non è universale. McLandress e Shepherd avevano trovato nel Canadian Middle Atmosphere Model una suddivisione del trend a 70 hPa nella quale il drag delle onde risolte spiegava circa il 60% e quello delle onde di gravità orografiche circa il 40%; all’interno delle onde risolte, quelle planetarie fornivano una frazione molto importante, mentre le onde sinottiche diventavano particolarmente rilevanti durante l’inverno dell’Emisfero Settentrionale. Il confronto con Butchart et al. mostra quindi chiaramente che la percentuale attribuita alle diverse componenti varia sensibilmente fra i modelli. 

Tale dipendenza dal modello deriva in parte dalla natura stessa delle parametrizzazioni. La generazione di onde orografiche dipende dalla rappresentazione della topografia sub-grid, dalla velocità e stabilità del vento nella troposfera e dalle ipotesi utilizzate per descrivere il flusso iniziale di momento. La successiva propagazione dipende dagli shear verticali, dalla stabilità statica e dalla velocità intrinseca delle onde; infine, differenti criteri di saturazione determinano dove esse depositano il momento. Piccole differenze nella formulazione di questi processi possono quindi produrre massimi del drag a quote diverse, come risulta evidente confrontando le cinque curve del pannello (a), e differenti sensibilità climatiche, come mostra il pannello (b).

È però importante non interpretare tale dispersione come prova di una totale arbitrarietà della risposta. Gli esperimenti di Sigmond e Shepherd [2014] hanno mostrato che esiste una significativa compensazione dinamica tra il drag delle onde di gravità orografiche parametrizzate e quello delle onde risolte. Modificando artificialmente l’intensità della parametrizzazione orografica, gli autori osservarono che una parte consistente dell’aumento della forzante parametrizzata veniva compensata da una variazione opposta della forzante associata alle onde risolte, soprattutto alle medie latitudini. Anche la risposta della BDC al cambiamento climatico mostrava tale compensazione. Di conseguenza, la circolazione totale può risultare assai meno sensibile alla scelta della parametrizzazione rispetto ai suoi singoli contributi. 

Questo comportamento introduce un importante concetto di autoregolazione dinamica. Se una parametrizzazione produce più drag, essa modifica il vento zonale medio; il vento modificato cambia le condizioni di propagazione delle onde di Rossby risolte; queste ultime possono quindi depositare meno momento nella stessa regione, compensando parzialmente la perturbazione iniziale. Analogamente, una diminuzione del drag parametrizzato può determinare condizioni più favorevoli alla penetrazione di altre onde. Pertanto, la BDC non è semplicemente la somma lineare di componenti indipendenti, ma il risultato di un sistema fortemente interattivo nel quale onde e flusso medio si condizionano reciprocamente.

Questa compensazione aiuta a comprendere perché la Figura 13 mostri differenze molto grandi fra i singoli modelli nella struttura del gravity-wave drag senza che ciò impedisca ai modelli climatici di concordare sul segno del cambiamento globale della Brewer-Dobson Circulation. I modelli possono raggiungere un rafforzamento complessivo simile attraverso combinazioni differenti di onde risolte e parametrizzate. Ciò significa che la robustezza della risposta totale della BDC può essere maggiore della robustezza delle singole componenti dinamiche che la producono.

Le generazioni più recenti di modelli hanno confermato questa conclusione generale. L’analisi CMIP6 di Abalos et al. [2021] mostra che le simulazioni con concentrazione crescente di CO₂ producono sistematicamente un’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Tuttavia, la dispersione delle tendenze aumenta sensibilmente nella media e alta stratosfera e una delle spiegazioni indicate dagli autori riguarda proprio le differenze nella forzante delle onde di gravità parametrizzate. La branca superficiale della circolazione presenta invece un rapporto molto stretto con il riscaldamento medio della superficie, mentre tale relazione diventa molto più debole per la branca profonda. 

La continuità tra i risultati di Butchart et al. [2010] e quelli di CMIP6 è particolarmente significativa. A distanza di oltre un decennio e attraverso generazioni modellistiche profondamente differenti, l’elemento fondamentale rimane invariato: l’aumento dei gas serra tende a rafforzare la circolazione stratosferica, ma la risposta quantitativa delle sue diverse branche dipende fortemente dal modo in cui le onde trasferiscono momento. Ciò conferma che una corretta rappresentazione del gravity-wave drag costituisce ancora oggi una delle priorità principali per migliorare le proiezioni della stratosfera. 

La Figura 13 consente inoltre di collegare la dinamica delle onde alle variazioni dell’età dell’aria discusse nelle Figure 10–12. Se l’aumento del drag sopra 70 hPa intensifica la risalita tropicale, le masse d’aria attraversano più rapidamente la bassa stratosfera e, a parità degli altri processi, la loro età media tende a diminuire. Il cambiamento del gravity-wave drag rappresenta quindi uno dei meccanismi dinamici che si trovano a monte del “ringiovanimento” dell’aria previsto dai modelli. La catena fisica può essere descritta come una successione coerente di processi: aumento dei gas serra, riscaldamento troposferico, cambiamento dei gradienti termici, rafforzamento della parte superiore dei jet subtropicali, modifica della propagazione delle onde, spostamento verso l’alto della deposizione di momento, aumento della forzante stratosferica, intensificazione della BDC e diminuzione dei tempi medi di transito.

Le implicazioni non si limitano alla dinamica. Una variazione della velocità della BDC modifica il trasporto dell’ozono, del vapore acqueo e di numerose specie chimiche stratosferiche. Le analisi CMIP6 ricordano che l’intensità della circolazione influenza il recupero dell’ozono, lo scambio di ozono tra stratosfera e troposfera e la quantità di vapore acqueo che entra nella stratosfera. Migliorare la rappresentazione delle onde di gravità diventa pertanto importante non soltanto per simulare correttamente i venti, ma anche per prevedere l’evoluzione futura della composizione chimica e del bilancio radiativo della stratosfera. 

Un altro elemento da sottolineare è che la Figura 13 utilizza la media annuale, ricavata dalla media delle quattro stagioni. La risposta reale del gravity-wave drag possiede tuttavia una forte stagionalità. La propagazione delle onde dipende dalla struttura stagionale dei venti e, soprattutto nell’Emisfero Settentrionale, l’interazione tra jet, onde orografiche e onde planetarie diventa particolarmente intensa durante l’inverno. Già la revisione di Butchart sottolineava che il contributo relativo delle onde parametrizzate alla risposta climatica può essere ancora maggiore durante l’inverno boreale rispetto alla media annuale. Pertanto, il profilo mostrato nella figura deve essere considerato una sintesi climatologica di un processo che nella realtà varia considerevolmente durante l’anno. 

Da questo punto di vista, la localizzazione della turnaround latitude settentrionale all’interno della fascia del jet subtropicale non è casuale ma rappresenta il punto in cui differenti componenti del sistema vengono dinamicamente connesse. Il jet determina le condizioni di propagazione delle onde, le onde determinano la distribuzione del drag e il drag, attraverso il downward control, determina la componente meridiana residua della circolazione. È quindi nella regione subtropicale che il segnale del riscaldamento troposferico può essere efficacemente trasferito alla stratosfera.

La Figura 13 fornisce dunque una chiave interpretativa particolarmente importante anche per comprendere perché il rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation sia considerato prevalentemente una risposta dinamica al riscaldamento troposferico, e non semplicemente una conseguenza diretta del raffreddamento radiativo stratosferico prodotto dalla CO₂. È la troposfera che modifica la struttura dei jet; sono questi ultimi che alterano la propagazione delle onde; è la diversa deposizione del momento che modifica infine la circolazione stratosferica. La risposta della BDC è pertanto un esempio estremamente chiaro di accoppiamento verticale del sistema climatico.

In definitiva, la Figura 13 mostra il passaggio intermedio fondamentale che collega il cambiamento climatico al rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson. Il pannello (a) descrive lo stato climatologico della forzante, evidenziando che le onde di gravità orografiche depositano una parte considerevole del loro momento nella regione superiore dei jet subtropicali e nella bassa stratosfera. Il pannello (b) mostra invece che, durante il XXI secolo, la regione di influenza del drag tende a trasferirsi verso quote maggiori, producendo più forzante al di sopra di 70 hPa. Attraverso il downward control questa variazione genera una maggiore risalita tropicale. Butchart et al. [2010] quantificarono l’importanza del fenomeno mostrando che quasi il 60% dell’aumento multimodello dell’upwelling a 70 hPa era riconducibile alle onde di gravità orografiche parametrizzate, mentre Okamoto et al. [2011] confermarono indipendentemente il ruolo dello spostamento verticale dell’OGWD. Shepherd e McLandress [2011] estesero il quadro mostrando che anche le onde di Rossby risolte possono rispondere a un meccanismo analogo attraverso lo spostamento degli strati critici, mentre Sigmond e Shepherd [2014] dimostrarono l’esistenza di compensazioni fra le differenti componenti ondulatorie. Le analisi CMIP6 di Abalos et al. [2021] hanno infine confermato che, sebbene le proiezioni più moderne continuino a mostrare una robusta accelerazione della BDC, le onde di gravità rimangono una delle principali sorgenti di incertezza quantitativa, soprattutto procedendo verso la media e alta stratosfera. 

La Figura 13 va quindi interpretata non semplicemente come un insieme di profili verticali, ma come una rappresentazione condensata dell’intero meccanismo dinamico attraverso il quale il riscaldamento climatico può riorganizzare la stratosfera: la troposfera si riscalda, i jet subtropicali si modificano, le onde raggiungono quote differenti prima di dissiparsi, il loro drag viene redistribuito verso l’alto e la circolazione di Brewer-Dobson risponde intensificando il trasporto di massa attraverso la stratosfera. È proprio questa concatenazione di processi, sostenuta ormai da diverse generazioni di modelli e da differenti approcci diagnostici, a rendere il cambiamento del gravity-wave drag uno dei meccanismi più importanti per interpretare l’evoluzione futura della circolazione stratosferica.

7. Conseguenze di una Circolazione di Brewer-Dobson in cambiamento

Il legame tra la circolazione di Brewer-Dobson e la distribuzione globale dell’ozono costituisce uno degli aspetti fondamentali della dinamica e della chimica stratosferica. Non è casuale che la stessa formulazione originaria del concetto di circolazione meridiana stratosferica sia nata dall’esigenza di spiegare alcune caratteristiche apparentemente paradossali della distribuzione dell’ozono atmosferico osservate durante la prima metà del XX secolo. Sebbene la produzione fotochimica dell’ozono sia particolarmente efficiente nella stratosfera tropicale, dove l’intensità della radiazione ultravioletta solare favorisce la fotodissociazione dell’ossigeno molecolare, la quantità totale di ozono integrata lungo la colonna atmosferica raggiunge generalmente valori maggiori alle medie e alte latitudini. Questo comportamento fornì una delle prime evidenze indirette dell’esistenza di una circolazione capace di trasferire aria stratosferica dalle regioni tropicali verso quelle extratropicali [Dobson et al., 1929; Brewer, 1949; Dobson, 1956]. La circolazione di Brewer-Dobson svolge quindi un ruolo essenziale nel determinare non soltanto la distribuzione climatologica dell’ozono, ma anche la sua variabilità interannuale, decadale e secolare, mettendo in relazione la dinamica atmosferica con i processi fotochimici responsabili della formazione e della distruzione dell’ozono.

Nella sua rappresentazione più generale, la circolazione di Brewer-Dobson è caratterizzata dalla lenta risalita dell’aria nella stratosfera tropicale, dal successivo trasporto verso le medie e alte latitudini e dalla subsidenza nelle regioni extratropicali e polari. A questo moto medio residuo si sovrappongono processi di mescolamento quasi orizzontale lungo le superfici isentropiche, anch’essi fondamentali per la redistribuzione dei costituenti stratosferici. La distinzione tra trasporto advettivo associato alla circolazione residua e mescolamento operato dalle onde è importante, poiché entrambi contribuiscono alla struttura osservata dell’ozono e degli altri traccianti atmosferici. Studi successivi hanno infatti dimostrato che la variabilità della circolazione di Brewer-Dobson può spiegare una parte consistente delle oscillazioni dell’ozono alle medie latitudini su scale temporali interannuali e decadali [Fusco e Salby, 1999; Randel et al., 2002; Jiang et al., 2007; Weber et al., 2011]. Analisi più recenti continuano a sottolineare come la circolazione costituisca uno dei principali fattori dinamici da considerare quando si tenta di isolare la componente del recupero dell’ozono direttamente attribuibile alla diminuzione delle sostanze ozono-lesive.

L’importanza di questa relazione aumenta considerevolmente in un clima caratterizzato da concentrazioni crescenti di gas serra. Già Rind et al. [1990] avevano indicato che l’aumento dei gas serra poteva determinare un’accelerazione della circolazione media residua della stratosfera, anticipando uno dei risultati più robusti emersi successivamente dai modelli chimico-climatici. Da allora numerosi studi hanno mostrato che il riscaldamento della troposfera accompagnato dal raffreddamento radiativo della stratosfera modifica la propagazione e la dissipazione delle onde atmosferiche e, di conseguenza, il forcing dinamico che sostiene la circolazione di Brewer-Dobson. Le simulazioni CMIP6 confermano, nella loro media multimodello, un aumento dell’upwelling tropicale e della subsidenza alle alte latitudini nel clima futuro, accompagnati da una diminuzione dell’età media dell’aria in ampie porzioni della stratosfera, segnale coerente con un trasporto complessivamente più rapido.

Questa accelerazione possiede implicazioni profonde per l’evoluzione futura dell’ozono, ma il suo effetto non è uniforme con la quota né con la latitudine. Nell’alta stratosfera, approssimativamente al di sopra di 10 hPa, la concentrazione dell’ozono è regolata prevalentemente dalla fotochimica e risponde fortemente alla temperatura. L’aumento delle concentrazioni di anidride carbonica determina infatti un raffreddamento radiativo della stratosfera; poiché numerose reazioni chimiche responsabili della distruzione catalitica dell’ozono sono sensibili alla temperatura, il raffreddamento tende a rallentarle e favorisce quindi un aumento della concentrazione di ozono. Questo meccanismo contribuisce al cosiddetto “super-recovery”, cioè alla possibilità che in alcune regioni dell’alta stratosfera l’ozono possa in futuro superare i valori presenti prima dell’intensa perturbazione causata dalle sostanze ozono-lesive. Le osservazioni degli ultimi decenni mostrano effettivamente un recupero statisticamente significativo dell’ozono nell’alta stratosfera, coerente sia con la diminuzione del cloro e del bromo stratosferici regolata dal Protocollo di Montreal sia con il raffreddamento associato all’aumento dei gas serra.

La situazione della bassa stratosfera è molto più complessa, perché in questa regione il tempo di vita chimico dell’ozono è maggiore e il trasporto dinamico assume quindi un’importanza relativamente superiore. È proprio qui che l’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson può produrre risposte di segno opposto tra Tropici ed Extratropici. Un aumento dell’upwelling tropicale trasporta più rapidamente verso l’alto aria relativamente povera di ozono proveniente dalla troposfera e riduce il tempo durante il quale l’aria rimane nella bassa stratosfera tropicale. Di conseguenza, la concentrazione locale di ozono può diminuire anche in presenza di una progressiva riduzione delle sostanze responsabili della sua distruzione chimica. Al contrario, l’aumento del trasporto verso le medie e alte latitudini e della subsidenza extratropicale favorisce l’accumulo di ozono nella bassa stratosfera delle regioni extratropicali. Si crea così un caratteristico dipolo latitudinale: diminuzione dell’ozono tropicale e aumento extratropicale.

Shepherd [2008], Li et al. [2009] e successivamente Oman et al. [2010] dimostrarono chiaramente questo comportamento utilizzando modelli chimico-climatici. In particolare, Oman et al. mostrarono una stretta relazione tra l’intensificazione dell’upwelling tropicale e la diminuzione dell’ozono intorno a 50 hPa. Il fatto che nei diversi modelli l’entità della perdita tropicale variasse in funzione dell’aumento della risalita dell’aria costituiva una forte indicazione che il cambiamento dinamico della circolazione, piuttosto che unicamente la chimica dell’ozono, controllasse gran parte della risposta della bassa stratosfera tropicale. Questo risultato rimane concettualmente centrale anche nelle valutazioni moderne del sistema ozono-clima. Il Scientific Assessment of Ozone Depletion: 2022 di WMO e UNEP identifica infatti la diminuzione delle sostanze ozono-lesive, il raffreddamento della stratosfera superiore dovuto all’aumento della CO₂ e il rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson come tre dei principali fattori che determineranno l’evoluzione futura dell’ozono.

Una delle conseguenze più importanti è che il concetto di “recupero dell’ozono” non può essere interpretato semplicemente come un ritorno uniforme dell’atmosfera alle condizioni precedenti agli anni Ottanta. La diminuzione delle concentrazioni stratosferiche di cloro e bromo rappresenta certamente la condizione fondamentale che consente il recupero chimico dello strato di ozono, ma contemporaneamente il clima nel quale tale recupero si realizza sta cambiando. La stratosfera del XXI secolo sarà più fredda e caratterizzata da una circolazione differente rispetto a quella della seconda metà del XX secolo. Ne consegue che la distribuzione finale dell’ozono non dovrà necessariamente coincidere con quella precedente all’emissione massiccia dei clorofluorocarburi. Alcune regioni potranno raggiungere concentrazioni superiori ai livelli storici, mentre altre, specialmente nella bassa stratosfera tropicale, potrebbero rimanere al di sotto di essi per gran parte del secolo.

Questa considerazione è particolarmente rilevante quando si utilizza l’ozono colonnare come indicatore del recupero. Una parte considerevole dell’ozono totale della colonna si trova nella bassa stratosfera, dove le variazioni dinamiche possono essere molto importanti. Weber et al. [2022], analizzando cinque dataset globali indipendenti, hanno mostrato che l’identificazione del segnale di recupero associato alla diminuzione delle sostanze ozono-lesive richiede di rappresentare correttamente anche le variazioni dinamiche legate alla circolazione di Brewer-Dobson, all’Oscillazione Artica e all’Oscillazione Antartica. Una regressione che non tenga adeguatamente conto di questi termini può mascherare il debole segnale positivo dovuto alla riduzione delle sostanze ozono-lesive, perché la variabilità dinamica può compensarlo parzialmente. Questo risultato evidenzia quanto sia difficile separare osservativamente gli effetti della chimica da quelli della dinamica nella bassa stratosfera e nella colonna totale di ozono.

Le osservazioni disponibili rafforzano inoltre l’idea che la risposta verticale dell’ozono sia fortemente eterogenea. Bognar et al. [2022], utilizzando il dataset composito SAGE II–OSIRIS–SAGE III/ISS, hanno trovato una chiara evidenza di recupero nell’alta stratosfera, mentre nella bassa stratosfera tropicale permane un comportamento differente, caratterizzato in diversi dataset da tendenze debolmente negative. Analogamente, le serie di lungo periodo ottenute dalle osservazioni Dobson e Brewer ad Arosa/Davos mostrano un recupero positivo nell’alta stratosfera ma una situazione molto più incerta nelle quote inferiori.

È tuttavia necessario evitare di interpretare automaticamente qualsiasi diminuzione dell’ozono tropicale come manifestazione di una nuova distruzione chimica su larga scala. Müller et al. [2024], analizzando osservazioni satellitari, ozonosondaggi e misure da terra relative a diversi decenni, non hanno trovato evidenza di una grave distruzione dell’ozono stratosferico tropicale paragonabile ai processi responsabili del buco dell’ozono antartico. Per il periodo 1998–2022, le variazioni della colonna totale tropicale risultano molto piccole, mentre un debole segnale negativo emerge soprattutto nella bassa stratosfera tropicale. Il quadro osservativo è pertanto molto più coerente con l’interazione tra trasporto, variabilità dinamica e chimica stratosferica che con l’esistenza di un processo distruttivo tropicale analogo a quello antartico.

Le analisi più aggiornate dei profili globali di ozono confermano ulteriormente la necessità di questa interpretazione prudente. Uno studio pubblicato nel 2026 sulle tendenze globali e regionali dei profili di ozono trova segnali positivi ben definiti nell’alta stratosfera, mentre nella parte più bassa della stratosfera le tendenze negative risultano generalmente meno robuste e accompagnate da maggiori incertezze. Le diminuzioni più pronunciate compaiono nei Tropici, in accordo qualitativo con la risposta prevista all’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson, mentre alcune tendenze negative osservate alle medie latitudini risultano meno coerenti con le simulazioni, che tendono invece a prevedere un aumento dell’ozono nella bassa stratosfera extratropicale. Gli stessi autori sottolineano però che al di sotto di circa 20 km le incertezze sono sufficientemente grandi da rendere molte di queste tendenze statisticamente non significative. Ciò dimostra che, nonostante i notevoli progressi osservativi, la bassa stratosfera rimane una delle regioni più difficili nelle quali quantificare in modo inequivocabile il segnale del cambiamento climatico sull’ozono.

Un ulteriore elemento di complessità deriva dall’asimmetria emisferica della circolazione. Le variazioni della Brewer-Dobson Circulation non sono necessariamente identiche nei due emisferi perché dipendono dalla diversa attività delle onde planetarie, dalla distribuzione delle superfici continentali e dell’orografia, dalla struttura dei vortici polari e, nell’Emisfero Australe, dalla forte perturbazione radiativa e dinamica prodotta dalla distruzione e dal successivo recupero dell’ozono antartico. Austin et al. [2010] avevano stimato che queste differenze potessero determinare un ritorno dell’ozono colonnare ai valori del 1980 circa un decennio prima nelle regioni extratropicali dell’Emisfero Settentrionale rispetto alle medie latitudini dell’Emisfero Meridionale. Le ricerche più recenti mostrano tuttavia che l’evoluzione reale della circolazione è più complessa di una semplice accelerazione monotona e uniforme. Ploeger e Garny [2022], confrontando differenti rianalisi atmosferiche con simulazioni climatiche, hanno mostrato significative asimmetrie emisferiche nei cambiamenti recenti della circolazione stratosferica e hanno evidenziato come tali differenze lascino una chiara impronta sulla distribuzione dei costituenti chimici nella bassa stratosfera.

Particolarmente interessante è il ruolo dell’ozono antartico, perché in questo caso il rapporto causale tra ozono e circolazione opera in entrambe le direzioni. Da un lato, la circolazione di Brewer-Dobson influenza il trasporto dell’ozono verso le regioni polari; dall’altro, la forte distruzione chimica dell’ozono antartico avvenuta durante la seconda metà del XX secolo ha modificato il bilancio radiativo e termico della stratosfera australe, alterando il vortice polare, i venti zonali e la stessa circolazione stratosferica. Con il progressivo recupero dell’ozono antartico, una parte di queste perturbazioni tende a invertirsi. Ciò significa che l’aumento dei gas serra e il recupero dell’ozono possono esercitare effetti parzialmente opposti sulla circolazione dell’Emisfero Australe. La valutazione WMO/UNEP del 2022 conclude tuttavia che, negli scenari caratterizzati da concentrazioni crescenti di gas serra, il raffreddamento stratosferico e il rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson associati ai gas serra rimangono componenti importanti dell’evoluzione futura della stratosfera.

In questo quadro deve essere collocato anche il successo del Protocollo di Montreal. La drastica riduzione delle emissioni delle principali sostanze ozono-lesive ha arrestato il deterioramento globale dello strato di ozono e ha consentito l’avvio del recupero osservato soprattutto nell’alta stratosfera. La valutazione scientifica internazionale del 2022 indica che l’eliminazione di quasi il 99% delle sostanze ozono-lesive regolamentate ha posto lo strato di ozono su una traiettoria di recupero nel corso dei prossimi decenni. Tuttavia, l’espressione “recupero” deve essere interpretata nel contesto di un sistema atmosferico in evoluzione: il ritorno delle concentrazioni di cloro e bromo verso valori più bassi non implica un ritorno esatto alla struttura dell’ozono del passato, perché temperatura, circolazione atmosferica, concentrazione dei gas serra e distribuzione dei traccianti continueranno contemporaneamente a cambiare.

Il futuro dell’ozono stratosferico emerge quindi dall’interazione di almeno tre grandi processi. Il primo è il declino delle sostanze contenenti cloro e bromo regolamentate dal Protocollo di Montreal, che riduce progressivamente la distruzione catalitica dell’ozono. Il secondo è il raffreddamento della media e alta stratosfera dovuto all’aumento dei gas serra, che tende a rallentare alcune reazioni chimiche di distruzione dell’ozono e favorisce il recupero alle quote superiori. Il terzo è la modifica della circolazione di Brewer-Dobson, che redistribuisce l’ozono attraverso la stratosfera e può produrre diminuzioni nelle regioni tropicali contemporaneamente ad aumenti alle medie e alte latitudini. Questi processi non sono completamente indipendenti: i cambiamenti della circolazione modificano le temperature attraverso riscaldamento e raffreddamento adiabatico, mentre le variazioni dell’ozono modificano il bilancio radiativo della stratosfera e possono quindi influenzare a loro volta i venti e la propagazione delle onde.

Per questa ragione la circolazione di Brewer-Dobson deve essere considerata non semplicemente come un meccanismo di trasporto passivo, ma come uno dei principali mediatori attraverso i quali il cambiamento climatico modifica la composizione della stratosfera. Il suo possibile rafforzamento nel XXI secolo implica che la guarigione dello strato di ozono procederà con velocità differenti nelle diverse regioni atmosferiche. Nell’alta stratosfera il segnale positivo legato alla diminuzione degli alogeni e al raffreddamento radiativo è già chiaramente osservabile; nella bassa stratosfera extratropicale il trasporto più efficiente può favorire l’accumulo di ozono, anche se le osservazioni recenti mostrano una variabilità maggiore di quella prevista da alcuni modelli; nella bassa stratosfera tropicale, invece, il rafforzamento dell’upwelling può opporsi al recupero chimico e mantenere concentrazioni relativamente basse anche quando l’influenza delle sostanze ozono-lesive continuerà a diminuire. Le osservazioni tropicali più recenti non indicano comunque una grave distruzione generalizzata dell’ozono e sottolineano quanto sia essenziale distinguere tra perdita chimica e redistribuzione dinamica.

Nel complesso, la relazione tra cambiamento della circolazione di Brewer-Dobson e recupero dell’ozono rappresenta uno degli esempi più significativi dell’interconnessione tra chimica atmosferica e cambiamento climatico. Il Protocollo di Montreal ha rimosso progressivamente la principale perturbazione antropica responsabile della distruzione dell’ozono, ma la composizione futura della stratosfera verrà determinata anche dalla risposta dinamica dell’atmosfera all’aumento dei gas serra. Pertanto, il recupero dello strato di ozono non deve essere immaginato come un semplice percorso inverso rispetto alla sua distruzione avvenuta nel XX secolo. È piuttosto una transizione verso un nuovo equilibrio stratosferico, nel quale l’ozono sarà distribuito da una circolazione atmosferica differente, all’interno di una stratosfera generalmente più fredda e soggetta a forzanti climatiche diverse da quelle dell’epoca preindustriale. La Brewer-Dobson Circulation assume così un ruolo centrale nel determinare non soltanto quando l’ozono raggiungerà nuovamente determinati livelli di riferimento, ma anche dove e a quali quote tale recupero sarà più rapido, dove potrà superare le condizioni storiche e dove, al contrario, l’effetto della dinamica atmosferica potrà limitarlo. In questo senso, il recupero dell’ozono nel XXI secolo costituisce contemporaneamente la dimostrazione dell’efficacia delle politiche internazionali di protezione dell’atmosfera e un importante indicatore della risposta della stratosfera al cambiamento climatico antropogenico.

Figura 14 – Intensificazione della risalita tropicale della Brewer-Dobson Circulation e diminuzione dell’ozono nella bassa stratosfera

La Figura 14 costituisce uno dei risultati più significativi per comprendere come il cambiamento climatico possa modificare il processo di recupero dello strato di ozono non soltanto attraverso variazioni della chimica stratosferica, ma anche mediante una riorganizzazione della circolazione atmosferica. Il diagramma, originariamente presentato da Oman et al. [2010] e successivamente ripreso nella revisione di Butchart [2014], mette infatti in relazione la variazione della velocità verticale residua tropicale a 70 hPa con la variazione della concentrazione di ozono a 50 hPa tra il 1960 e il 2100. I valori sono medie annuali calcolate nella fascia compresa tra 25°S e 25°N e provengono da dodici modelli chimico-climatici per i quali erano disponibili i campi necessari a diagnosticare la velocità verticale residua. Ogni punto rappresenta quindi la risposta di un differente modello, mentre la linea nera sintetizza mediante una regressione lineare la relazione complessiva tra intensificazione della risalita tropicale e variazione dell’ozono. Il risultato fondamentale è immediatamente evidente: tutti i modelli mostrano un incremento dell’upwelling tropicale associato a una diminuzione dell’ozono nella bassa stratosfera, e i modelli nei quali l’accelerazione della risalita è maggiore sono generalmente anche quelli nei quali la riduzione dell’ozono risulta più pronunciata. 

La rilevanza fisica della Figura 14 emerge pienamente considerando il ruolo della Brewer-Dobson Circulation nella distribuzione globale dei costituenti stratosferici. Questa circolazione è caratterizzata, nella sua descrizione media, dalla risalita dell’aria nelle regioni tropicali, dal successivo trasferimento verso le latitudini extratropicali e infine dalla subsidenza nelle medie e alte latitudini. La regione tropicale della bassa stratosfera rappresenta pertanto una sorta di porta d’ingresso attraverso la quale l’aria troposferica viene incorporata nella circolazione stratosferica globale. L’aria che attraversa la tropopausa tropicale presenta inizialmente concentrazioni relativamente basse di ozono, perché la maggior parte dell’ozono stratosferico viene prodotta e accumulata successivamente durante il trasporto all’interno della stratosfera. Se la risalita tropicale accelera, questa aria povera di ozono attraversa più rapidamente la bassa stratosfera, diminuendo il tempo disponibile affinché la produzione fotochimica e il trasporto verticale possano aumentare localmente la concentrazione di ozono. Il risultato è una riduzione dell’ozono tropicale a parità di altre condizioni. Questa è precisamente la relazione dinamica visualizzata dalla Figura 14. 

È importante osservare che sull’asse orizzontale viene rappresentata la variazione della velocità verticale residua a 70 hPa, mentre sull’asse verticale compare la variazione dell’ozono a 50 hPa. La scelta di due livelli differenti è fisicamente motivata. Oman et al. [2010] utilizzarono la velocità verticale al livello sottostante rispetto a quello nel quale viene valutato l’ozono perché la concentrazione di quest’ultimo non dipende esclusivamente dalla risalita locale, ma anche dal trasporto che si verifica più in basso e che determina la quantità e le caratteristiche dell’aria che raggiunge successivamente il livello di 50 hPa. Il rapporto rappresentato nella figura deve quindi essere interpretato come la risposta dell’ozono della bassa stratosfera all’intensificazione del flusso ascendente sottostante, e non semplicemente come una coincidenza statistica tra due variabili misurate esattamente alla stessa quota. 

L’andamento dei punti mostra una marcata relazione negativa. Nei modelli che simulano un aumento relativamente contenuto della velocità verticale residua, prossimo a circa 0,05 millimetri al secondo, la riduzione dell’ozono è relativamente modesta, mentre aumentando progressivamente la variazione dell’upwelling aumenta anche l’entità della perdita di ozono. Il modello che mostra il maggiore incremento della risalita, superiore a circa 0,20 millimetri al secondo, presenta anche la maggiore diminuzione della concentrazione di ozono, prossima a 0,85 ppm. Sebbene non sia corretto utilizzare questi singoli valori come previsioni deterministiche, poiché rappresentano differenti risposte modellistiche all’interno di un ensemble, la disposizione complessiva dei punti identifica un comportamento fisicamente coerente. La dispersione intorno alla regressione mostra inoltre che l’upwelling non è l’unico processo responsabile delle differenze tra i modelli: intervengono anche la chimica dell’ozono, la temperatura, la rappresentazione del trasporto, il mescolamento isentropico, la propagazione delle onde e numerosi feedback chimico-dinamici. Tuttavia, la relazione predominante rimane chiaramente riconoscibile. 

Un elemento particolarmente importante sottolineato da Oman et al. [2010] è il fatto che la linea di regressione passi molto vicino all’origine degli assi. Questa caratteristica possiede un significato fisico notevole: se l’aumento della risalita tropicale fosse praticamente nullo, anche la variazione dell’ozono tropicale a 50 hPa risulterebbe, secondo questa relazione intermodello, prossima allo zero. Gli autori interpretarono pertanto tale comportamento come una forte indicazione del fatto che la diminuzione dell’ozono simulata nella bassa stratosfera tropicale fosse dominata dall’aumento dell’upwelling. La Figura 14 diventa così qualcosa di più di una semplice correlazione statistica: costituisce un’evidenza modellistica della stretta connessione fisica tra la risposta dinamica della Brewer-Dobson Circulation al cambiamento climatico e l’evoluzione futura dell’ozono tropicale. Butchart [2014], nella sua ampia revisione della circolazione di Brewer-Dobson, pose proprio questo risultato al centro della discussione sulle conseguenze di una circolazione stratosferica in accelerazione. 

Il risultato deve essere interpretato nel contesto della differenza fondamentale esistente tra alta e bassa stratosfera. Nell’alta stratosfera l’ozono si trova in una regione fortemente controllata dalla fotochimica e dalla temperatura. L’aumento delle concentrazioni atmosferiche di gas serra, in particolare dell’anidride carbonica, provoca un raffreddamento radiativo della stratosfera. Tale raffreddamento rallenta diverse reazioni chimiche responsabili della distruzione dell’ozono e tende quindi a favorirne l’aumento. Parallelamente, il progressivo declino delle concentrazioni stratosferiche di cloro e bromo derivanti dalle sostanze ozono-lesive regolamentate dal Protocollo di Montreal riduce ulteriormente i processi di distruzione catalitica. Oman et al. [2010] mostrarono che nell’alta stratosfera sia la diminuzione degli alogeni sia il raffreddamento associato ai gas serra contribuiscono significativamente al recupero dell’ozono. Nella bassa stratosfera tropicale, invece, la dinamica assume un peso molto maggiore e l’aumento della risalita può produrre una risposta opposta, ossia una riduzione dell’ozono. 

Questa opposizione verticale è essenziale per comprendere perché il recupero futuro dell’ozono non possa essere considerato come un semplice ritorno uniforme alle condizioni precedenti all’epoca dei clorofluorocarburi. Lo strato di ozono del XXI secolo evolve all’interno di una stratosfera climaticamente differente da quella del XX secolo. La progressiva eliminazione delle sostanze ozono-lesive permette all’ozono di recuperare dal punto di vista chimico, ma contemporaneamente l’aumento dei gas serra modifica temperature, venti, propagazione delle onde e circolazione meridiana. Il risultato finale è quindi una nuova distribuzione dell’ozono, nella quale alcune regioni possono superare i livelli storici mentre altre possono rimanere inferiori a tali valori nonostante la diminuzione del cloro e del bromo stratosferici. La stessa valutazione scientifica WMO/UNEP del 2022 sottolinea che l’aumento dei gas serra continuerà a modificare la circolazione stratosferica e che l’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation rappresenta una delle componenti importanti dell’evoluzione futura del sistema stratosferico. 

La Figura 14 consente inoltre di comprendere perché la risposta dell’ozono ai Tropici sia differente da quella delle regioni extratropicali. Una Brewer-Dobson Circulation più intensa non distrugge necessariamente l’ozono, ma ne modifica la distribuzione spaziale. Il rafforzamento dell’upwelling porta aria relativamente povera di ozono nella bassa stratosfera tropicale e accelera il trasferimento del materiale stratosferico verso latitudini maggiori. Alle medie e alte latitudini, il conseguente incremento del trasporto e della subsidenza può aumentare la quantità di ozono presente nella bassa stratosfera. Oman et al. [2010] trovarono infatti che mentre l’ozono tropicale della bassa stratosfera diminuiva progressivamente durante il XXI secolo, nelle medie e alte latitudini esso tendeva ad aumentare. Questa redistribuzione aveva conseguenze anche per l’ozono totale colonnare: nei Tropici, nella maggior parte dei modelli, la colonna totale non ritornava ai livelli del 1960 nemmeno entro il 2100, mentre alle medie e alte latitudini il ritorno ai livelli del 1960 si verificava generalmente molto prima della fine del secolo. 

Questo comportamento spiega perché parlare semplicemente di “recupero globale dell’ozono” possa risultare fuorviante se non viene specificata la latitudine e la quota atmosferica considerate. Il recupero chimico dovuto al Protocollo di Montreal e la redistribuzione dinamica prodotta dalla Brewer-Dobson Circulation possono agire simultaneamente ma con effetti differenti nelle diverse regioni. Nell’alta stratosfera prevalgono il declino degli alogeni e il raffreddamento radiativo; nella bassa stratosfera tropicale diventa invece fondamentale l’intensità della risalita; nelle regioni extratropicali il trasporto meridiano e la subsidenza possono favorire l’accumulo dell’ozono. La Figura 14 rappresenta quindi una manifestazione particolarmente chiara della necessità di considerare insieme chimica e dinamica per interpretare l’evoluzione dello strato di ozono.

Anche le simulazioni climatiche più recenti hanno mantenuto, nelle loro caratteristiche fondamentali, l’idea di una risposta della circolazione di Brewer-Dobson al riscaldamento climatico. Abalos et al. [2021], analizzando i modelli CMIP6, hanno mostrato che la struttura climatologica della circolazione residua viene riprodotta complessivamente in modo ragionevole rispetto alle rianalisi e che le simulazioni future mostrano un rafforzamento del trasporto stratosferico associato al riscaldamento della superficie. Lo studio evidenzia inoltre una relazione significativa tra temperatura superficiale globale e intensità della componente ascendente della circolazione, soprattutto sulle scale temporali decadali. Questo fornisce un importante collegamento tra i risultati dei precedenti Chemistry-Climate Models utilizzati da Oman et al. e le generazioni più recenti di modelli climatici. 

Tuttavia, l’interpretazione della Figura 14 richiede una distinzione rigorosa tra proiezioni climatiche e cambiamenti osservati. La relazione mostrata riguarda la risposta dei modelli tra il 1960 e il 2100 e non rappresenta una misura diretta dell’accelerazione realmente avvenuta nella Brewer-Dobson Circulation. Diagnosticare una tendenza osservativa di lungo periodo della BDC è molto difficile, poiché la velocità verticale residua non può essere misurata globalmente con la stessa immediatezza di variabili meteorologiche quali temperatura o vento. Le stime dipendono dalle rianalisi, dalle osservazioni di traccianti, dall’età dell’aria stratosferica e da diagnostiche indirette, ognuna delle quali possiede proprie incertezze. La stessa revisione di Butchart sottolineava come la circolazione fosse ancora relativamente poco vincolata dalle osservazioni nonostante la robustezza della risposta futura ottenuta da numerosi modelli. 

Le ricerche successive hanno confermato che l’evoluzione recente della BDC è più complessa di un’accelerazione uniforme e monotona. Ploeger e Garny [2022], per esempio, hanno evidenziato importanti asimmetrie emisferiche nelle variazioni recenti della circolazione stratosferica. Le loro analisi mostrano che le variazioni osservate e ricostruite nelle ultime decadi possono differire tra Emisfero Settentrionale e Meridionale e che tali cambiamenti producono effetti rilevanti sulla distribuzione dei costituenti chimici. Gli autori sottolineano inoltre che il recupero dell’ozono stesso può esercitare una forzante sulla circolazione, in particolare nell’Emisfero Australe, introducendo una relazione bidirezionale nella quale la circolazione modifica l’ozono e l’ozono, attraverso i propri effetti radiativi, modifica a sua volta la circolazione. 

Questo feedback è particolarmente significativo perché impedisce di interpretare la Figura 14 come una semplice relazione causale isolata da tutto il resto del sistema climatico. Un aumento dell’upwelling modifica l’ozono, ma può anche raffreddare adiabaticamente la stratosfera tropicale. Una riduzione dell’ozono diminuisce a sua volta l’assorbimento della radiazione ultravioletta e quindi il riscaldamento radiativo, contribuendo ulteriormente alla variazione della temperatura. La temperatura influenza la chimica dell’ozono e contemporaneamente la struttura dei venti e la propagazione delle onde. Oman et al. [2010] sottolinearono proprio questa difficoltà nel tentativo di separare quantitativamente l’effetto della temperatura da quello del trasporto nella bassa stratosfera. In precedenti analisi statistiche, parte della diminuzione dell’ozono poteva apparentemente essere attribuita alla temperatura, quando in realtà temperatura e ozono rispondevano entrambi a un terzo fattore dinamico, vale a dire l’incremento dell’upwelling. 

In questo senso la Figura 14 possiede anche un importante valore metodologico. La forte relazione intermodello permette di identificare un meccanismo fisico che potrebbe risultare meno evidente osservando separatamente le serie temporali di un singolo modello. L’insieme dei CCM funziona quasi come un esperimento naturale: ogni modello produce una diversa intensità della risposta della Brewer-Dobson Circulation, e confrontando queste differenze con quelle dell’ozono emerge una relazione sistematica. I modelli con una piccola accelerazione mostrano una diminuzione relativamente modesta dell’ozono, mentre quelli con una forte accelerazione ne mostrano una diminuzione maggiore. Ciò rafforza l’ipotesi che la dispersione intermodello nella futura evoluzione dell’ozono tropicale sia legata in misura sostanziale alle differenti risposte dinamiche della circolazione.

Il comportamento evidenziato dalla figura è inoltre strettamente collegato al concetto di “tempo di residenza” dell’aria nella stratosfera. Un’accelerazione della circolazione implica che le masse d’aria attraversino più rapidamente determinate regioni della stratosfera. Questo modifica non soltanto l’ozono, ma anche molti altri traccianti chimici con tempi di vita sufficientemente lunghi da essere trasportati su scala globale. Per questo motivo la Brewer-Dobson Circulation è fondamentale per comprendere l’età dell’aria stratosferica, il trasporto di vapor d’acqua, aerosol e specie contenenti cloro e bromo e lo scambio complessivo tra troposfera e stratosfera. La Figura 14 rappresenta dunque un esempio specifico di un principio molto più generale: modificare la velocità della circolazione stratosferica significa modificare il tempo durante il quale le masse d’aria vengono esposte ai processi chimici e radiativi lungo il loro percorso. 

Le implicazioni climatiche sono particolarmente rilevanti quando si considera che l’ozono stratosferico non è soltanto un tracciante della circolazione, ma anche un componente radiativamente attivo dell’atmosfera. Modificare la distribuzione verticale e latitudinale dell’ozono significa modificare l’assorbimento della radiazione ultravioletta e, di conseguenza, il riscaldamento della stratosfera. Le variazioni termiche risultanti possono influire sulla struttura dei venti zonali, sui gradienti meridionali di temperatura e sulla propagazione delle onde planetarie, creando potenzialmente ulteriori feedback dinamici. L’interazione tra Brewer-Dobson Circulation e ozono deve quindi essere considerata bidirezionale: la circolazione controlla il trasporto dell’ozono, mentre l’ozono contribuisce alla struttura termica che condiziona la stessa dinamica stratosferica.

La prospettiva offerta dagli studi CMIP6 rafforza inoltre l’idea che il futuro della BDC dipenda dall’entità del riscaldamento globale. Abalos et al. [2021] hanno evidenziato una relazione tra riscaldamento superficiale e variazioni della circolazione residua, sebbene con una dispersione non trascurabile tra i modelli. Ciò significa che l’ampiezza della diminuzione futura dell’ozono tropicale dovuta al trasporto non costituisce una quantità completamente indipendente dal percorso delle emissioni di gas serra: scenari climatici differenti possono produrre differenti modificazioni della circolazione stratosferica e, attraverso il meccanismo illustrato nella Figura 14, differenti distribuzioni dell’ozono. 

Da questo punto di vista, uno degli insegnamenti più importanti della Figura 14 consiste nel mostrare che il successo del Protocollo di Montreal non implica necessariamente che l’ozono ritornerà ovunque esattamente alla configurazione presente prima dell’inizio della sua forte perturbazione antropica. La riduzione degli alogeni stratosferici rimuove progressivamente la principale causa della distruzione chimica antropogenica, ma contemporaneamente il cambiamento climatico modifica l’ambiente dinamico e termodinamico all’interno del quale il recupero avviene. L’ozono del futuro sarà quindi quello di una stratosfera con differenti temperature e con una differente circolazione. Il concetto stesso di “recovery” deve essere interpretato considerando questo cambiamento dello stato di fondo dell’atmosfera, un punto centrale anche nelle più recenti valutazioni scientifiche internazionali sull’ozono. 

La Figura 14 di Oman et al. [2010] rappresenta pertanto una sintesi particolarmente efficace dell’accoppiamento tra cambiamento climatico, dinamica stratosferica e chimica dell’ozono. Il suo significato non consiste semplicemente nell’osservazione che l’ozono diminuisce quando aumenta la velocità verticale residua, ma nella dimostrazione che una parte fondamentale dell’evoluzione futura dell’ozono tropicale potrebbe derivare dalla trasformazione della circolazione atmosferica stessa. L’intensificazione della risalita tropicale accelera il passaggio dell’aria attraverso la bassa stratosfera, riduce il tempo disponibile per l’accumulo dell’ozono, mantiene relativamente basse le concentrazioni tropicali e contemporaneamente favorisce il trasferimento di ozono verso le regioni extratropicali. Ne consegue una risposta geograficamente differenziata: diminuzione o recupero rallentato nella bassa stratosfera tropicale, aumento più pronunciato nelle regioni extratropicali e recupero dell’alta stratosfera dominato soprattutto dalla diminuzione degli alogeni e dal raffreddamento indotto dai gas serra. È questa complessa sovrapposizione tra chimica, trasporto e clima a spiegare perché lo strato di ozono del XXI secolo non possa essere considerato semplicemente come il ritorno allo stato del XX secolo.

In conclusione, la Figura 14 rappresenta uno dei collegamenti quantitativi più chiari tra la futura intensificazione della Brewer-Dobson Circulation e la risposta dell’ozono nella bassa stratosfera tropicale. La forte relazione negativa riscontrata nell’ensemble dei modelli indica che una circolazione più intensa tende a produrre una maggiore diminuzione dell’ozono tropicale a 50 hPa, mentre la quasi intercettazione dell’origine da parte della regressione suggerisce che gran parte di questa diminuzione sia direttamente collegata alla variazione dell’upwelling. Gli studi successivi non hanno eliminato questa interpretazione fondamentale, ma l’hanno inserita in un quadro più articolato, nel quale la risposta della circolazione varia con la quota, la latitudine, l’emisfero, la scala temporale e la forzante climatica. Le simulazioni CMIP6 continuano a fornire supporto all’aspettativa di un rafforzamento della circolazione stratosferica in un clima più caldo, mentre le osservazioni e le rianalisi ricordano che l’individuazione delle tendenze reali rimane più complessa e soggetta a una considerevole variabilità naturale. La Figura 14 conserva quindi un valore concettuale straordinario: dimostra come il cambiamento climatico possa alterare lo strato di ozono anche senza aumentare direttamente la sua distruzione chimica, semplicemente modificando il modo e la velocità con cui l’atmosfera stratosferica trasporta l’aria e i suoi costituenti. In tale prospettiva, la Brewer-Dobson Circulation non è soltanto un elemento della dinamica stratosferica, ma uno dei principali mediatori attraverso i quali il cambiamento climatico determinerà la struttura verticale e latitudinale dello strato di ozono nel corso del XXI secolo.

7.2. Rimozione più rapida dei CFC

La possibile accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson in risposta all’aumento delle concentrazioni dei gas serra introduce una conseguenza di notevole importanza per la chimica della stratosfera e per l’evoluzione futura dello strato di ozono: una modifica della velocità con cui alcuni composti atmosferici a lunga vita vengono trasferiti dalla troposfera verso le regioni stratosferiche nelle quali possono essere distrutti. Questo aspetto assume particolare rilevanza per i clorofluorocarburi, o CFC, responsabili di una parte fondamentale dell’impoverimento antropogenico dell’ozono stratosferico durante la seconda metà del XX secolo, ma riguarda più in generale numerosi gas il cui principale sink è localizzato nella stratosfera. Il concetto centrale è relativamente semplice dal punto di vista qualitativo: se una specie chimica è quasi inerte nella troposfera e viene eliminata principalmente dopo essere stata trasportata nella stratosfera, la sua vita atmosferica non dipende soltanto dalla velocità delle reazioni chimiche o fotochimiche che la distruggono, ma anche dalla rapidità con la quale la circolazione atmosferica conduce il composto dalla vasta riserva troposferica verso le regioni nelle quali la distruzione diventa efficace. La Brewer-Dobson Circulation rappresenta quindi non soltanto il principale sistema di redistribuzione dell’ozono e degli altri traccianti stratosferici, ma anche uno dei fattori che contribuiscono a determinare la vita atmosferica di numerosi composti a lunga permanenza.

La maggior parte della massa atmosferica è contenuta nella troposfera, mentre i processi responsabili della distruzione di molti CFC avvengono prevalentemente nella stratosfera. I CFC sono caratterizzati da un’elevata stabilità chimica alle condizioni troposferiche: proprio questa proprietà, che ne favorì originariamente l’impiego industriale, consente loro di persistere abbastanza a lungo da essere trasportati fino alla stratosfera. Una volta raggiunte quote sufficientemente elevate, l’esposizione alla radiazione ultravioletta energetica provoca la fotolisi delle molecole e conduce alla liberazione di specie contenenti cloro, che successivamente possono entrare nei cicli catalitici di distruzione dell’ozono. Pertanto, il tempo necessario affinché l’aria contenente questi composti attraversi la tropopausa tropicale, venga trasportata verso l’alto e raggiunga le regioni nelle quali la fotodissociazione diventa efficiente costituisce una componente fondamentale del loro tempo di permanenza atmosferico. Butchart e Scaife [2001] sottolinearono proprio che, in assenza di un sink troposferico significativo, il tasso di rimozione dei CFC è fortemente legato al trasferimento di massa tra troposfera e stratosfera. 

Questa interpretazione evidenzia perché il concetto di vita atmosferica debba essere distinto dal semplice tempo necessario alla distruzione di una molecola una volta che essa raggiunge una determinata regione stratosferica. La vita atmosferica globale di una sostanza è collegata al rapporto tra la quantità complessivamente presente nell’atmosfera e il suo tasso globale di perdita. Una specie può quindi essere rapidamente fotodissociata alle quote più elevate ma possedere comunque una vita atmosferica di molti decenni, perché soltanto una piccola frazione dell’intero serbatoio atmosferico raggiunge ogni anno quelle regioni. In questo senso, la Brewer-Dobson Circulation agisce come una sorta di regolatore dinamico dell’accesso al sink stratosferico: una circolazione più vigorosa può aumentare il flusso di aria contenente CFC verso le quote nelle quali avviene la loro eliminazione e, almeno in linea di principio, diminuire la loro vita atmosferica complessiva.

La profondità della circolazione è altrettanto importante della sua intensità. La fotodissociazione dei differenti composti non avviene con la stessa efficienza alle medesime quote, perché gli spettri di assorbimento, la penetrazione della radiazione ultravioletta e le eventuali reazioni con specie altamente reattive differiscono da molecola a molecola. Di conseguenza, non è sufficiente che l’aria superi semplicemente la tropopausa: per alcune sostanze essa deve essere trasportata molto più in alto prima che la distruzione diventi significativa. Douglass et al. [2008] mostrarono che la relazione tra trasporto stratosferico, quota massima raggiunta dalle masse d’aria e frazione di CFC distrutta è fondamentale per comprendere la vita atmosferica di queste specie. Le traiettorie associate a masse d’aria più vecchie hanno generalmente avuto maggiori possibilità di raggiungere quote elevate e, quindi, regioni nelle quali la perdita fotochimica è più efficiente. 

In questo contesto assume grande importanza il concetto di “età dell’aria” stratosferica. L’età media dell’aria rappresenta, in termini semplificati, il tempo trascorso da quando una massa d’aria è entrata nella stratosfera attraverso la regione tropicale. Non si tratta tuttavia di un’età unica: in una determinata posizione stratosferica confluiscono masse d’aria che hanno seguito traiettorie differenti e possiedono tempi di transito diversi. Per descrivere correttamente questa complessità si utilizza il concetto di spettro delle età, che rappresenta la distribuzione dei tempi di transito delle diverse componenti dell’aria che raggiungono una certa regione. Questo spettro è essenziale per la chimica dei CFC, perché la quantità distrutta durante il percorso dipende dalla storia completa della massa d’aria, dalle quote raggiunte e dal tempo trascorso nelle regioni fotochimicamente attive. Douglass et al. [2008] dimostrarono che una semplice relazione tra età media e distruzione del CFC può quindi risultare incompleta se non viene tenuta in considerazione la struttura dello spettro delle età. 

La cosiddetta “fractional release”, o frazione di rilascio, rappresenta proprio la frazione del composto originario che è stata distrutta dall’ingresso dell’aria nella stratosfera. Essa costituisce una quantità particolarmente importante nel caso dei CFC perché la distruzione delle molecole sorgente libera cloro inorganico stratosferico, che può partecipare alla chimica dell’ozono. Le osservazioni hanno mostrato una relazione generalmente compatta tra età media dell’aria e frazione di rilascio nella bassa stratosfera: masse d’aria più vecchie tendono ad aver subito una maggiore elaborazione fotochimica. Douglass et al. [2008] evidenziarono tuttavia che la capacità dei modelli di riprodurre questa relazione dipende fortemente dalla realisticità della circolazione simulata. I modelli con una circolazione eccessivamente rapida producono un’aria stratosferica troppo “giovane” e possono non rappresentare correttamente la relazione osservata tra età dell’aria e rilascio dei CFC. 

Il legame tra cambiamento climatico, accelerazione della Brewer-Dobson Circulation e rimozione dei CFC era stato intuito già da Rind et al. [1990], ma ricevette una prima quantificazione particolarmente influente con il lavoro di Butchart e Scaife [2001]. Utilizzando simulazioni climatiche e un modello concettuale dell’interazione tra troposfera e stratosfera, gli autori stimarono un rafforzamento dello scambio di massa dell’ordine del 3% per decennio durante la prima metà del XXI secolo in risposta all’aumento dei gas serra. Secondo il loro calcolo, questa accelerazione avrebbe potuto condurre le quantità atmosferiche di CFC ai livelli altrimenti previsti per il 2050 circa cinque anni prima e a quelli previsti per il 2080 circa dieci anni prima. Il risultato mostrava pertanto che la dinamica stratosferica poteva modificare in maniera non trascurabile la scala temporale della diminuzione dei CFC anche dopo la drastica riduzione delle loro emissioni determinata dal Protocollo di Montreal. 

L’origine dinamica di questa risposta venne collegata da Butchart e Scaife a una modificazione del forcing ondulatorio della stratosfera. La circolazione di Brewer-Dobson non è una circolazione termicamente diretta nel senso tradizionale, ma è sostenuta in larga misura dalla propagazione e dissipazione delle onde atmosferiche, in particolare delle onde planetarie e delle onde di gravità. Il cambiamento della struttura termica della troposfera e della stratosfera dovuto ai gas serra modifica i venti zonali e le condizioni di propagazione delle onde. La deposizione del momento associata alla loro dissipazione produce il cosiddetto “gyroscopic pumping” che sostiene la circolazione meridiana residua. Le generazioni successive di modelli climatici e chimico-climatici hanno generalmente confermato che l’aumento dei gas serra è associato a un rafforzamento almeno di alcune componenti della BDC, anche se l’entità, la distribuzione verticale e il significato dello stesso concetto di “accelerazione” sono risultati più complessi rispetto alle prime simulazioni. La revisione di Butchart [2014] riassumeva un aumento tipico della circolazione globale dell’ordine di circa 2–3% per decennio, a seconda dello scenario e della diagnostica utilizzata. 

Le simulazioni più recenti CMIP6 hanno confermato che una concentrazione crescente di anidride carbonica tende a rafforzare la circolazione residua, soprattutto nella bassa stratosfera. Abalos et al. [2021] hanno mostrato che tutti i modelli analizzati simulano un’intensificazione della circolazione residua in associazione al riscaldamento superficiale, pur con una dispersione considerevole nelle regioni della media e alta stratosfera. Lo studio sottolinea inoltre che la componente più superficiale della Brewer-Dobson Circulation presenta un legame particolarmente stretto con l’aumento della temperatura superficiale, mentre la risposta della branca profonda è maggiormente influenzata dalle differenze nella rappresentazione del forcing delle onde, incluse le onde di gravità parametrizzate. Questi risultati confermano l’esistenza del meccanismo discusso da Butchart e Scaife, ma mostrano anche che non è possibile associare a tutta la stratosfera un unico tasso uniforme di accelerazione. 

Questa precisazione è importante quando si tenta di trasformare una variazione della BDC in una previsione quantitativa della vita dei CFC. Oberländer-Hayn et al. [2016] hanno infatti mostrato che una parte dell’aumento della circolazione diagnosticato su superfici di pressione fisse può essere collegata allo spostamento verticale dell’intera struttura atmosferica in un clima più caldo. Poiché la tropopausa tende ad alzarsi, un aumento del flusso di massa misurato a un determinato livello di pressione non equivale necessariamente a un aumento della stessa entità dello scambio totale di massa attraverso la tropopausa. Gli autori hanno quindi proposto che una parte della risposta modellistica della BDC possa essere descritta come un sollevamento della circolazione oltre che come una sua vera accelerazione. Tale distinzione ha conseguenze immediate per l’interpretazione della futura rimozione dei CFC, perché ciò che conta per il loro sink non è soltanto l’intensità della velocità verticale a una superficie di pressione fissa, ma l’effettivo flusso di aria che entra nella stratosfera, le traiettorie percorse e le quote raggiunte. 

A questa complessità dinamica si aggiunge un effetto apparentemente controintuitivo. Se la circolazione accelera, le masse d’aria attraversano più rapidamente la bassa e media stratosfera e trascorrono quindi meno tempo nelle regioni nelle quali possono subire fotodissociazione. La frazione di ciascun CFC distrutta durante un singolo passaggio può pertanto diminuire. Ci si potrebbe aspettare che questo effetto rallenti la rimozione atmosferica globale. Le simulazioni discusse da Douglass et al. [2008] mostrano però che l’aumento del volume complessivo di aria trasportato attraverso la stratosfera può più che compensare la diminuzione della frazione distrutta per unità di massa d’aria. Una BDC più rapida può quindi ridurre la “fractional release” localmente e, nello stesso tempo, aumentare la perdita globale del composto perché una quantità maggiore di aria contenente CFC viene processata ogni anno dalla stratosfera. 

Questa apparente contraddizione chiarisce la necessità di distinguere tra efficienza di distruzione per singola massa d’aria e tasso globale di rimozione atmosferica. Immaginando, in termini concettuali, che ogni massa d’aria attraversi più rapidamente la regione di fotolisi, la percentuale di CFC distrutta durante quel particolare transito potrebbe risultare inferiore; contemporaneamente, però, un numero maggiore di masse d’aria può attraversare ogni anno la regione fotochimicamente attiva. Il bilancio finale dipende quindi dal prodotto tra quantità di aria processata e frazione della sostanza eliminata durante il percorso. È proprio questo equilibrio a rendere la risposta della vita atmosferica sensibile non soltanto all’intensità della circolazione, ma anche alla sua struttura tridimensionale e verticale.

La relazione tra età dell’aria e frazione di rilascio introduce inoltre un’importante fonte di incertezza intermodello. Douglass et al. dimostrarono che simulazioni caratterizzate da età dell’aria realistiche riproducevano meglio la relazione osservativa tra età e frazione distrutta, mentre modelli con circolazioni eccessivamente veloci producevano distribuzioni troppo giovani. Per CFC-11, le simulazioni con caratteristiche più realistiche fornivano nel loro studio vite dell’ordine di circa 56–64 anni, evidenziando come la valutazione della vita atmosferica potesse differire sensibilmente dai valori utilizzati nelle precedenti valutazioni dell’ozono. Il punto più generale rimane valido indipendentemente dal valore numerico specifico: un errore nella rappresentazione della circolazione stratosferica può propagarsi direttamente nella stima della distruzione e della vita atmosferica di una specie a lunga permanenza. 

Le successive valutazioni delle vite atmosferiche dei gas hanno infatti posto grande attenzione proprio alla coerenza tra trasporto, chimica e osservazioni. Studi fotochimici e modellistici successivi hanno aggiornato, per esempio, le stime della vita del CFC-11 tenendo conto di migliori sezioni d’urto fotolitiche e di una descrizione più accurata della perdita stratosferica. McGillen et al. [2013] ottennero una vita atmosferica globale vicina a 58 anni nel loro modello bidimensionale, con una perdita largamente dominata dalla stratosfera. Questo risultato sottolinea ulteriormente come la determinazione della vita di un CFC richieda una rappresentazione accurata sia della fotofisica della molecola sia della velocità con cui l’atmosfera la consegna alle regioni di distruzione. 

Un aspetto metodologico ancora più importante riguarda il modo in cui i CFC vengono prescritti nei modelli chimico-climatici. Molte simulazioni storicamente utilizzate per le proiezioni dell’ozono specificavano alla superficie una concentrazione atmosferica imposta dei CFC. Questo procedimento garantisce che l’evoluzione troposferica delle sostanze ozono-lesive segua lo scenario prescritto, ma impedisce alla perdita stratosferica simulata di modificare realmente la quantità totale presente nell’atmosfera. Se, per esempio, una BDC più veloce aumenta artificialmente la distruzione del CFC nella stratosfera, il modello deve introdurre implicitamente attraverso il limite inferiore la quantità necessaria a mantenere la concentrazione troposferica imposta. In termini di bilancio globale, il sistema può quindi compensare la maggiore perdita stratosferica mediante un flusso superficiale numericamente richiesto dalla condizione al contorno. 

Questa caratteristica è fondamentale perché può eliminare proprio il feedback che si vorrebbe studiare: una maggiore perdita stratosferica dovrebbe diminuire la concentrazione globale del composto e, successivamente, ridurne il trasporto futuro verso la stratosfera. Se invece la concentrazione viene mantenuta esternamente secondo una serie temporale prestabilita, questo circuito causale viene interrotto. Douglass et al. [2008] conclusero quindi che per valutare pienamente l’effetto del cambiamento della Brewer-Dobson Circulation sulla diminuzione atmosferica delle sostanze ozono-lesive è preferibile utilizzare condizioni al contorno basate sulle emissioni, nelle quali il modello riceve il flusso antropogenico alla superficie e determina autonomamente, attraverso trasporto e perdita chimica, l’evoluzione della concentrazione atmosferica. In questo modo un aumento della distruzione stratosferica si traduce effettivamente in una diminuzione più rapida del burden atmosferico. 

La questione ha importanti implicazioni per le proiezioni dell’ozono. Se una BDC più rapida riduce realmente la vita atmosferica dei CFC, il carico stratosferico di cloro di origine antropica potrebbe diminuire più rapidamente rispetto a uno scenario nel quale la vita atmosferica viene considerata costante. In linea teorica, ciò potrebbe accelerare una parte del recupero chimico dello strato di ozono. Tuttavia, tale effetto non deve essere confuso con quello diretto della circolazione sulla distribuzione dell’ozono discusso nella sezione precedente. Una BDC più intensa può contemporaneamente accelerare la rimozione dei composti sorgente contenenti cloro e modificare il trasporto dell’ozono stesso, riducendolo nella bassa stratosfera tropicale e aumentandolo in diverse regioni extratropicali. Il risultato complessivo deriva quindi dalla sovrapposizione di processi che agiscono su scale temporali e spaziali differenti.

Il problema diventa ancora più interessante considerando il protossido di azoto. Come i CFC, l’N₂O possiede una lunga vita troposferica e viene eliminato principalmente dopo il trasporto nella stratosfera. Una parte dell’N₂O viene fotodissociata, mentre una frazione reagisce formando ossidi di azoto che partecipano alla distruzione catalitica dell’ozono. La sua importanza è duplice perché si tratta contemporaneamente di un potente gas serra e di una sorgente di specie chimiche che influenzano l’ozono stratosferico. Kracher et al. [2016] mostrarono che un rafforzamento della Brewer-Dobson Circulation in un clima più caldo può aumentare il trasporto dell’N₂O verso il suo sink stratosferico, riducendone la vita atmosferica e quindi anche, a parità di emissioni, il burden atmosferico e il forcing radiativo associato. Il principio fisico è dunque analogo a quello proposto per i CFC: una modifica della dinamica stratosferica può alterare la durata della permanenza atmosferica di un gas climatico. 

La dipendenza dell’N₂O dalla BDC è stata ulteriormente approfondita mediante modelli chimico-climatici, rianalisi e modelli di trasporto. Analisi dedicate al budget dell’N₂O hanno confermato che la struttura della Brewer-Dobson Circulation influenza fortemente il modo nel quale il composto viene trasferito dalla troposfera alla stratosfera e successivamente distribuito verso le regioni di distruzione. Ciò significa che errori nella rappresentazione dell’upwelling tropicale, del mescolamento subtropicale o della branca profonda della circolazione possono produrre differenze nella distribuzione stratosferica dell’N₂O e, di conseguenza, nel suo sink globale. 

Le ricerche sull’età dell’aria hanno inoltre evidenziato che la BDC non può essere descritta esclusivamente tramite la circolazione media residua. Il mescolamento quasi orizzontale tra regioni tropicali ed extratropicali può modificare considerevolmente l’età apparente dei traccianti e i loro tempi di permanenza. Eichinger et al. [2019], analizzando simulazioni della Chemistry-Climate Model Initiative, hanno mostrato che una parte importante delle differenze tra il passato e il futuro nell’età media dell’aria deriva dalle variazioni del mescolamento e della ricircolazione, non soltanto dal cambiamento del trasporto residuo medio. Ne consegue che la relazione intuitiva “BDC più veloce uguale aria più giovane uguale CFC eliminati più rapidamente” rappresenta una prima approssimazione utile, ma non esaurisce la complessità del sistema reale. 

Anche il confronto con le osservazioni invita alla prudenza. Alcune analisi hanno trovato indicazioni di un rafforzamento della circolazione negli ultimi decenni. Fu et al. [2015], combinando temperature satellitari della bassa stratosfera, rianalisi e variazioni osservate di diversi costituenti atmosferici, stimarono un rafforzamento della BDC annuale di circa il 2,1% per decennio tra il 1980 e il 2009, con una parte importante del segnale proveniente dall’Emisfero Australe. Tuttavia, determinare osservativamente una tendenza secolare della Brewer-Dobson Circulation rimane difficile, poiché la velocità verticale residua non può essere osservata direttamente con copertura globale e deve essere dedotta attraverso temperature, traccianti, rianalisi o diagnostiche dinamiche. 

Il quadro CMIP6 riflette questa complessità. Abalos et al. [2021] hanno confermato che l’aumento della CO₂ determina nei modelli un’accelerazione della BDC, ma hanno anche evidenziato un’apparente discordanza tra le tendenze simulate e alcune stime osservative nella media e alta stratosfera. Una parte di questa discrepanza può essere spiegata dalle grandi incertezze osservative e dalla durata limitata delle serie disponibili. Gli autori rilevano inoltre che le variazioni dell’età media dell’aria risultano, in alcune regioni, più robuste rispetto alle tendenze della circolazione residua diagnosticata direttamente. Ciò rafforza l’importanza di utilizzare più indicatori indipendenti quando si cerca di determinare come il cambiamento climatico stia alterando il trasporto stratosferico e, di conseguenza, la vita dei CFC. 

Il confronto con i traccianti osservati rappresenta infatti uno dei test più potenti per i modelli. CFC-11, CFC-12 e N₂O possiedono gradienti verticali e latitudinali fortemente influenzati dalla circolazione, e le loro distribuzioni possono quindi essere utilizzate per verificare se un modello trasporta l’aria con velocità realistiche. Kolonjari et al. [2018], confrontando il Canadian Middle Atmosphere Model con misure satellitari ACE-FTS di CFC-11, CFC-12 e N₂O, hanno mostrato quanto la valutazione dei traccianti sia importante per diagnosticare la qualità del trasporto stratosferico. Un modello può riprodurre adeguatamente alcune variabili dinamiche e tuttavia presentare errori nella distribuzione delle specie a lunga vita, perché il risultato dipende dall’integrazione della storia del trasporto e del mescolamento nel corso di mesi o anni. 

Questo problema rimane attuale anche nelle generazioni più recenti di modelli chimico-climatici. Una valutazione pubblicata nel 2026, basata sul confronto di tre generazioni di Chemistry-Climate Models, ribadisce che la corretta rappresentazione del trasporto stratosferico è essenziale per simulare sia la distribuzione delle sostanze ozono-lesive sia l’evoluzione dell’ozono. I composti emessi alla superficie devono infatti essere trasportati attraverso la stratosfera prima di poter contribuire pienamente alla chimica polare, mentre contemporaneamente la stessa circolazione redistribuisce l’ozono dalle regioni nelle quali viene prodotto verso quelle nelle quali si accumula. Il miglioramento delle proiezioni future richiede quindi una valutazione congiunta della dinamica e dei traccianti chimici, piuttosto che una semplice analisi delle velocità residue. 

La rimozione dei CFC deve infine essere inserita nel più ampio contesto del Protocollo di Montreal. La drastica riduzione delle emissioni antropogeniche ha trasformato il problema da una fase dominata dall’accumulo delle sostanze ozono-lesive a una fase nella quale la loro lenta eliminazione dall’atmosfera costituisce uno dei principali fattori che controllano il ritorno del cloro e del bromo stratosferici verso livelli più bassi. Poiché molti CFC possiedono vite atmosferiche dell’ordine di diversi decenni, il loro effetto sulla stratosfera persiste molto dopo la cessazione o la forte riduzione delle emissioni. Una modificazione della loro vita atmosferica di alcuni anni o di alcuni punti percentuali per decennio può quindi avere conseguenze cumulative significative nell’arco del XXI secolo.

Tuttavia, la semplice previsione secondo cui il cambiamento climatico accelererà necessariamente e in maniera uniforme la rimozione di tutti i CFC deve essere considerata con cautela. La risposta dipende dalla specie chimica, dalla quota alla quale si trova il suo principale sink, dalla profondità della circolazione, dall’evoluzione della tropopausa, dal mescolamento, dall’età dell’aria e dalle modificazioni della radiazione ultravioletta dovute al recupero dell’ozono. Una molecola distrutta prevalentemente a quote molto elevate può rispondere in modo differente da una specie la cui perdita avviene già nella media stratosfera. Analogamente, un’accelerazione della branca superficiale della BDC non implica automaticamente un equivalente aumento del trasporto verso la parte superiore della stratosfera. La struttura tridimensionale della circolazione rimane quindi tanto importante quanto la sua intensità media.

Da questa prospettiva, la sezione dedicata alla rimozione più rapida dei CFC rivela un aspetto fondamentale dell’accoppiamento tra cambiamento climatico e chimica stratosferica. L’aumento dei gas serra può modificare la propagazione delle onde e la circolazione di Brewer-Dobson; la circolazione modificata altera i tempi di transito e le traiettorie delle masse d’aria; questi cambiamenti influenzano la quantità di CFC e di altri gas a lunga vita che raggiunge le regioni di fotodegradazione; la variazione del tasso di perdita modifica a sua volta la loro vita atmosferica e quindi, nel caso dei composti contenenti cloro, il ritmo con cui diminuisce la riserva di alogeni responsabile della distruzione dell’ozono. La dinamica atmosferica entra così direttamente nel ciclo di vita di composti che, a prima vista, potrebbero sembrare controllati principalmente dalla chimica e dalle emissioni.

In definitiva, l’ipotesi formulata inizialmente da Rind et al. [1990] e quantificata da Butchart e Scaife [2001] rimane un importante paradigma per comprendere le conseguenze chimiche di una Brewer-Dobson Circulation in cambiamento: una maggiore velocità dello scambio troposfera-stratosfera può aumentare il flusso delle sostanze a lunga vita verso i loro sink stratosferici e ridurne la permanenza atmosferica. Gli studi successivi, in particolare Douglass et al. [2008], hanno tuttavia mostrato che tale risposta non può essere descritta semplicemente mediante un unico parametro della circolazione. È necessario rappresentare correttamente l’età dell’aria, lo spettro delle età, la profondità raggiunta dalle masse d’aria, il mescolamento e la frazione di rilascio, oltre a utilizzare condizioni al contorno coerenti con le emissioni quando si vuole consentire alla perdita stratosferica di influenzare realmente il burden atmosferico. Le moderne simulazioni CMIP6 confermano che il riscaldamento climatico tende a rafforzare almeno alcune branche della circolazione stratosferica, ma evidenziano contemporaneamente una significativa complessità verticale e intermodello. La possibile rimozione più rapida dei CFC deve pertanto essere considerata una conseguenza fisicamente plausibile e potenzialmente importante del cambiamento della Brewer-Dobson Circulation, ma la sua quantificazione richiede modelli capaci di rappresentare in maniera coerente l’intero sistema accoppiato composto da emissioni, trasporto, mescolamento, fotodegradazione e chimica dell’ozono. È proprio questa interdipendenza a rendere il fenomeno particolarmente significativo: il cambiamento climatico non modifica soltanto la temperatura della stratosfera e la distribuzione dell’ozono, ma può modificare persino il tempo durante il quale alcune delle sostanze responsabili della distruzione dell’ozono rimangono presenti nell’atmosfera.

Figura 15 – Accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson e rimozione atmosferica dei CFC

La Figura 15, originariamente presentata da Butchart e Scaife [2001], costituisce una rappresentazione particolarmente efficace di un processo attraverso il quale il cambiamento climatico può interferire con l’evoluzione della composizione stratosferica: la possibilità che un’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson aumenti la velocità con cui i clorofluorocarburi vengono trasferiti dalla troposfera verso le regioni stratosferiche nelle quali sono distrutti. Il risultato assume un significato che va ben oltre la semplice evoluzione delle concentrazioni di CFC-11 e CFC-12, poiché mette in evidenza come la vita atmosferica di una sostanza a lunga permanenza non sia esclusivamente una proprietà chimica della molecola, ma dipenda anche dalla dinamica dell’atmosfera e, in particolare, dall’efficienza con cui il grande serbatoio troposferico viene collegato ai sink localizzati nella stratosfera. I CFC sono infatti estremamente stabili nella troposfera e la loro eliminazione avviene principalmente dopo che sono stati trasportati nella stratosfera, dove la radiazione ultravioletta sufficientemente energetica ne provoca la fotodissociazione. Butchart e Scaife mostrarono quindi che una variazione della velocità dello scambio di massa tra troposfera e stratosfera può tradursi in una variazione della loro vita atmosferica e, di conseguenza, della velocità con cui le loro concentrazioni diminuiscono dopo la drastica riduzione delle emissioni prevista dal Protocollo di Montreal. 

Nel grafico, le curve continue descrivono l’evoluzione prevista di CFC-11 e CFC-12 assumendo le vite atmosferiche allora utilizzate nelle valutazioni internazionali, pari rispettivamente a 45 e 100 anni, mantenute costanti nel tempo. Le curve punteggiate rappresentano invece un esperimento nel quale tali vite vengono progressivamente corrette per considerare un incremento del 3% per decennio del flusso di massa ascendente a 68 hPa. Quest’ultimo parametro viene utilizzato come indicatore del rafforzamento dell’upwelling tropicale e, più in generale, della componente di scambio della Brewer-Dobson Circulation. La quasi coincidenza iniziale delle curve e la loro progressiva separazione nel corso del XXI secolo sono essenziali per interpretare la figura: l’effetto dell’accelerazione dinamica non produce una discontinuità immediata nelle concentrazioni, ma determina una differenza che si accumula progressivamente nel corso di molti decenni. È proprio la lunga permanenza atmosferica dei CFC a trasformare una variazione relativamente piccola del tasso di rimozione annuale in una differenza apprezzabile su scale temporali pluridecadali. 

Il meccanismo alla base di questo comportamento deve essere considerato partendo dalla natura stessa dei CFC. Molecole come CFC-11 e CFC-12 sono state utilizzate diffusamente perché chimicamente molto stabili nelle condizioni tipiche della bassa atmosfera. Tale stabilità, tuttavia, permette loro di sopravvivere per decenni, diffondersi attraverso la troposfera e raggiungere lentamente la tropopausa tropicale. Una volta entrate nella stratosfera vengono incorporate nella Brewer-Dobson Circulation, trasportate verso quote progressivamente maggiori e infine esposte a radiazione ultravioletta in grado di dissociarle. La distruzione delle molecole sorgente libera cloro che viene convertito in differenti specie chimiche e che, in determinate condizioni, può partecipare ai cicli catalitici responsabili dell’impoverimento dell’ozono. La velocità con cui l’atmosfera riesce a trasferire i CFC dalla troposfera alle regioni nelle quali la fotolisi è efficace costituisce pertanto uno degli elementi che controllano il loro sink globale. In questo senso, la stratosfera agisce come il principale “reattore” di eliminazione, mentre la Brewer-Dobson Circulation rappresenta il sistema dinamico che alimenta continuamente tale reattore con aria proveniente dal serbatoio troposferico.

La relazione non è tuttavia equivalente all’affermazione secondo cui una molecola viene necessariamente distrutta più rapidamente soltanto perché l’aria si muove più velocemente. Occorre distinguere il tempo di permanenza della singola massa d’aria dal flusso atmosferico totale che attraversa la stratosfera. Una circolazione più rapida tende, da una parte, a ridurre il tempo disponibile per la trasformazione fotochimica di ciascuna massa d’aria; dall’altra, aumenta la quantità complessiva di aria troposferica, e quindi di CFC, che viene trasportata attraverso il sistema stratosferico durante un determinato intervallo di tempo. La competizione tra questi due effetti rappresenta uno dei punti centrali sviluppati negli studi successivi a Butchart e Scaife. Douglass et al. [2008] mostrarono che l’accelerazione della circolazione può effettivamente diminuire la frazione di CFC distrutta localmente nella bassa e media stratosfera a causa di tempi di residenza più brevi, mentre l’aumento del flusso globale di aria attraverso la stratosfera può comunque determinare un incremento della perdita atmosferica complessiva. 

Per comprendere questo apparente paradosso diventa fondamentale il concetto di “frazione di rilascio”. Essa esprime, in termini concettuali, quanto della sostanza sorgente contenuta in una massa d’aria sia stato distrutto dal momento dell’ingresso nella stratosfera. Una massa d’aria che abbia trascorso molto tempo nella stratosfera e abbia raggiunto quote elevate tende generalmente a presentare una maggiore frazione di rilascio rispetto a un’aria più giovane rimasta prevalentemente nella bassa stratosfera. Tuttavia, Douglass et al. [2008] dimostrarono che questa relazione dipende fortemente dalla storia tridimensionale del trasporto. Non è infatti sufficiente conoscere semplicemente il tempo medio trascorso dalla massa d’aria nella stratosfera: è importante sapere quali quote abbia raggiunto, quanto tempo abbia trascorso nelle regioni fotochimicamente attive e quale percorso abbia seguito attraverso la circolazione. I loro calcoli con traiettorie mostrarono che gli elementi più vecchi dello spettro delle età tendono a raggiungere altitudini maggiori e quindi a sperimentare perdite fotochimiche più forti, mentre la relazione tra età e distruzione diviene meno semplice per le masse d’aria caratterizzate da storie di trasporto molto differenti. 

Questo introduce il concetto più generale di età dell’aria stratosferica, uno degli indicatori fondamentali della velocità della Brewer-Dobson Circulation. In termini semplificati, l’età media indica quanto tempo sia trascorso dall’ingresso dell’aria nella stratosfera tropicale. Una circolazione più veloce tende generalmente a produrre aria più giovane, ma l’età media rappresenta soltanto il valore centrale di una distribuzione molto più complessa, denominata spettro delle età. In ogni punto della stratosfera sono infatti presenti masse d’aria che hanno seguito percorsi differenti e possiedono tempi di transito differenti. Questo aspetto è essenziale per la distruzione dei CFC, perché due masse d’aria con la medesima età media possono avere sperimentato differenti esposizioni alle regioni di fotolisi. Gli studi di Douglass et al. mostrarono inoltre che i modelli caratterizzati da circolazioni eccessivamente rapide producevano distribuzioni dell’età dell’aria troppo giovani e non riuscivano a riprodurre adeguatamente la relazione osservata tra età media e frazione di rilascio. Al contrario, i modelli con età dell’aria più realistiche risultavano maggiormente coerenti con le osservazioni da aeromobile. 

È quindi importante leggere la Figura 15 come una prima quantificazione concettuale e non come una previsione definitiva delle future concentrazioni atmosferiche. Butchart e Scaife [2001] adottarono deliberatamente una formulazione relativamente semplice, assumendo che l’efficienza della fotodegradazione stratosferica non cambiasse in risposta al cambiamento climatico o al recupero dell’ozono. Il loro obiettivo era isolare l’effetto dinamico associato all’aumento dello scambio troposfera-stratosfera. Il modello climatico utilizzato prevedeva un incremento di circa il 3% per decennio di tale scambio nella prima metà del XXI secolo, attribuito in particolare a una maggiore attività delle onde planetarie extratropicali provenienti dalla troposfera. Applicando questa variazione alla rimozione dei CFC, gli autori stimarono che le quantità atmosferiche previste in condizioni standard per il 2050 potessero essere raggiunte circa cinque anni prima e quelle previste per il 2080 circa dieci anni prima. La crescente distanza tra le linee continue e punteggiate della Figura 15 rappresenta graficamente proprio questo anticipo cumulativo. 

La differenza tra CFC-11 e CFC-12 evidenziata nel grafico riflette inoltre le loro differenti caratteristiche atmosferiche. Il CFC-11 presenta una diminuzione relativamente più rapida, mentre il CFC-12 persiste maggiormente nel corso del secolo. Al momento della pubblicazione dello studio, le vite di riferimento utilizzate erano, come indicato nella figura, 45 anni per il CFC-11 e 100 anni per il CFC-12. È interessante osservare come il progresso delle conoscenze scientifiche abbia successivamente modificato soprattutto il valore attribuito al CFC-11. La valutazione WMO/UNEP del 2022 adotta infatti vite atmosferiche globali di circa 52 anni per il CFC-11 e 102 anni per il CFC-12, con incertezze rispettivamente dell’ordine del 22% e del 15%. Questi valori non invalidano il principio illustrato dalla Figura 15, ma ricordano che l’esatta posizione e pendenza delle curve dipendono anche dalle migliori stime disponibili della vita atmosferica. 

L’aggiornamento delle vite atmosferiche costituisce un elemento particolarmente importante perché la quantità totale di CFC presente nell’atmosfera evolve come risultato di un bilancio tra emissioni e rimozione. Anche variazioni apparentemente modeste della vita attribuita a una molecola possono cambiare significativamente la ricostruzione delle emissioni globali e le proiezioni della sua concentrazione futura. Questo è particolarmente rilevante per il CFC-11, per il quale Douglass et al. [2008], utilizzando modelli in grado di riprodurre in maniera più realistica l’età dell’aria e la relazione tra età e frazione di rilascio, ottennero valori della vita atmosferica superiori ai 45 anni utilizzati nelle precedenti valutazioni. In quelle simulazioni, valori dell’ordine di 56–64 anni risultavano associati ai modelli con proprietà di trasporto più realistiche, mettendo in luce quanto la stima della vita globale di una sostanza dipenda dall’accuratezza con cui viene rappresentata la dinamica della stratosfera. 

Un’altra conseguenza fondamentale degli studi successivi riguarda le condizioni al contorno utilizzate nei modelli chimico-climatici. Se la concentrazione dei CFC alla superficie viene prescritta esplicitamente secondo una determinata traiettoria temporale, il modello non può consentire alla propria perdita stratosferica di modificare liberamente la quantità totale di CFC presente nell’atmosfera. Se la circolazione simulata accelera e aumenta il sink stratosferico, il sistema numerico deve infatti introdurre attraverso il limite inferiore la quantità di sostanza necessaria per mantenere la concentrazione prescritta. In questo modo viene spezzato il collegamento fisico tra aumento della perdita e diminuzione del burden atmosferico. Douglass et al. [2008] evidenziarono pertanto che l’effetto illustrato concettualmente dalla Figura 15 può essere valutato in modo più coerente utilizzando condizioni al contorno basate sulle emissioni: si prescrive cioè il flusso della sostanza immesso nell’atmosfera e si lascia che il modello calcoli autonomamente la concentrazione risultante sulla base di trasporto e distruzione. 

Questa distinzione metodologica possiede conseguenze importanti per le proiezioni dell’ozono. Se una maggiore velocità della Brewer-Dobson Circulation riduce realmente la vita atmosferica di un CFC, una simulazione guidata dalle emissioni dovrebbe mostrare una diminuzione più rapida della sua quantità globale e, con un certo ritardo, una diminuzione più rapida del cloro introdotto nella stratosfera. Una simulazione nella quale la concentrazione di CFC viene invece imposta non può riprodurre pienamente questo feedback, perché l’evoluzione del composto è decisa esternamente. Ciò significa che alcune delle proiezioni storiche del recupero dell’ozono non includevano esplicitamente l’eventuale beneficio aggiuntivo derivante dalla più rapida eliminazione dei CFC in una stratosfera caratterizzata da una circolazione accelerata. Questo non implica necessariamente che tale effetto sia enorme, ma dimostra che dinamica e composizione devono essere simulate in modo interattivo se si vuole quantificare correttamente l’accoppiamento tra cambiamento climatico e recupero dell’ozono.

La Figura 15 deve essere inoltre messa in relazione con il ruolo delle differenti branche della Brewer-Dobson Circulation. Il termine “accelerazione della BDC” può infatti apparire ingannevolmente semplice. La circolazione comprende una branca più superficiale, che trasferisce rapidamente aria dalla regione tropicale verso le medie latitudini nella bassa stratosfera, e branche più profonde attraverso le quali una parte dell’aria raggiunge quote significativamente maggiori prima di tornare verso le regioni extratropicali. Questa distinzione è cruciale perché la fotodissociazione dei differenti CFC avviene con efficienza diversa a seconda dell’altitudine. Una maggiore risalita nella bassa stratosfera non garantisce automaticamente che una quantità proporzionalmente maggiore di ciascun composto raggiunga le quote nelle quali il suo sink è massimo. Per valutare la perdita occorre quindi conoscere non soltanto quanto rapidamente l’aria entri nella stratosfera, ma anche la profondità della circolazione e l’effettiva distribuzione delle traiettorie.

La risposta dei CFC all’accelerazione della circolazione dipende pertanto dalle proprietà specifiche della molecola. Il CFC-11 viene distrutto più facilmente e a quote generalmente inferiori rispetto al CFC-12; quest’ultimo è più resistente alla fotodissociazione e deve raggiungere condizioni stratosferiche più favorevoli alla perdita. Douglass et al. mostrarono, coerentemente con questa differenza, che la regione di massima variazione della frazione di rilascio associata al cambiamento della circolazione non coincide per le due specie: quella del CFC-12 è localizzata più in alto rispetto a quella del CFC-11. Questo costituisce una dimostrazione importante del fatto che non esiste una risposta universale di tutti i CFC a una determinata variazione dinamica. 

Il legame tra dinamica e chimica diventa ancora più significativo se si considera che i CFC non sono soltanto sostanze ozono-lesive, ma potenti gas serra. Una riduzione più rapida della loro concentrazione atmosferica avrebbe quindi due conseguenze simultanee: diminuirebbe più rapidamente la quantità di cloro disponibile per la chimica stratosferica e ridurrebbe il loro contributo al forcing radiativo. La valutazione WMO/UNEP del 2022 indica che CFC-11 e CFC-12 restano molecole estremamente importanti proprio per la combinazione di elevato potenziale di impoverimento dell’ozono, lunga vita atmosferica e forte capacità di assorbire radiazione infrarossa. Il CFC-11 possiede una vita di riferimento di circa 52 anni e il CFC-12 di circa 102 anni; ciò significa che le emissioni avvenute decenni fa continueranno ad avere effetti sul sistema atmosferico per una parte considerevole del XXI secolo. 

È inoltre necessario distinguere accuratamente la diminuzione prodotta dalla rimozione atmosferica da quella derivante dalla cessazione delle emissioni. La traiettoria ideale mostrata nella Figura 15 presuppone implicitamente che l’evoluzione delle sorgenti segua lo scenario adottato dagli autori. Nella realtà, le concentrazioni atmosferiche possono essere temporaneamente modificate da emissioni residue, da rilascio proveniente dalle cosiddette “banche” presenti in vecchi impianti, schiume e apparecchiature, o persino da nuova produzione non conforme alle regolamentazioni. L’episodio delle emissioni inattese di CFC-11 osservato dopo il 2012 rappresenta un esempio particolarmente istruttivo. Montzka et al. [2018] mostrarono che il declino della concentrazione atmosferica di CFC-11 aveva rallentato sensibilmente dopo il 2012 a causa di nuove emissioni; analisi successive indicarono però una forte diminuzione di tali emissioni nel 2018–2019 e una conseguente nuova accelerazione del declino atmosferico. 

Questa esperienza osservativa mette in luce una distinzione fondamentale nell’interpretazione della Figura 15. Una Brewer-Dobson Circulation più rapida può favorire la rimozione, ma il segnale sulla concentrazione globale resta il risultato netto tra sink e sorgenti. Se nuove emissioni sono sufficientemente grandi, possono contrastare o addirittura temporaneamente mascherare l’aumento del tasso di perdita stratosferica. La valutazione scientifica del 2022 conclude che le emissioni globali di CFC-11 sono diminuite nuovamente dopo il 2018 e che il CFC-12 ha continuato a diminuire nel periodo 2016–2020; allo stesso tempo, l’episodio delle emissioni inattese di CFC-11 ha ritardato di circa un anno il ritorno dell’Equivalent Effective Stratospheric Chlorine alle condizioni del 1980 alle medie latitudini. Questa esperienza dimostra quanto sia sensibile il recupero dello strato di ozono anche a variazioni relativamente modeste delle sorgenti di composti caratterizzati da vite pluridecadali. 

La Figura 15 assume inoltre una particolare importanza quando viene collegata alla precedente Figura 14. I due grafici illustrano infatti due conseguenze differenti, e in parte opposte, dell’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. La Figura 14 mostra che un maggiore upwelling può diminuire l’ozono nella bassa stratosfera tropicale attraverso un più rapido trasporto verticale di aria relativamente povera di ozono. La Figura 15 mostra invece che la medesima intensificazione della circolazione può accelerare il trasferimento dei CFC verso i loro sink stratosferici e favorirne una rimozione più rapida. Il cambiamento della BDC può quindi, nello stesso momento, produrre una diminuzione dinamica dell’ozono in una specifica regione della stratosfera e contribuire indirettamente a un più rapido declino delle sostanze responsabili della sua distruzione chimica. Non esiste pertanto un unico “segno” della risposta dell’ozono all’accelerazione della circolazione: esso dipende dal processo, dalla quota, dalla latitudine e dalla scala temporale considerata.

Questa interazione rende particolarmente complesso il concetto stesso di recupero dell’ozono. Nel breve e medio termine, l’intensificazione dell’upwelling può mantenere relativamente basse le concentrazioni di ozono nella bassa stratosfera tropicale. Su scale temporali più lunghe, una maggiore rimozione dei CFC può invece diminuire più rapidamente la riserva atmosferica di cloro antropogenico. Nel frattempo, il raffreddamento della stratosfera prodotto dall’aumento della CO₂ rallenta alcune reazioni di distruzione dell’ozono nell’alta stratosfera, favorendo ulteriormente il recupero a quelle quote. Dinamica, chimica e radiazione agiscono quindi simultaneamente e con differenti segni. Proprio per questo le moderne valutazioni dell’ozono trattano la Brewer-Dobson Circulation come una componente fondamentale del sistema ozono-clima e non come un semplice meccanismo passivo di trasporto. La valutazione WMO/UNEP del 2022 ribadisce che l’aumento dei gas serra dovrebbe continuare a modificare il trasporto stratosferico globale, con importanti implicazioni per la distribuzione dell’ozono e dei gas a lunga vita. 

La stessa nozione di vita atmosferica richiede, in questo contesto, una particolare cautela. I 45 e 100 anni utilizzati nella Figura 15 non devono essere interpretati come cronometri individuali dopo i quali ciascuna molecola viene distrutta. La vita globale è una proprietà statistica del burden atmosferico e del tasso complessivo di perdita. Alcune molecole possono essere eliminate molto prima, mentre altre possono persistere molto più a lungo. Inoltre, in una circolazione che cambia nel tempo, anche la cosiddetta vita “istantanea” può modificarsi perché cambia la relazione tra quantità atmosferica e sink stratosferico. È precisamente questo concetto a essere incorporato nell’esperimento di Butchart e Scaife: la vita dei CFC non viene considerata una costante immutabile della molecola, ma una proprietà emergente dall’interazione fra chimica e trasporto.

Un ulteriore aspetto scientificamente importante riguarda il ruolo della variabilità naturale. La Brewer-Dobson Circulation varia su scale stagionali, interannuali e decadali in risposta a cambiamenti nella propagazione delle onde planetarie, alla Quasi-Biennial Oscillation, a ENSO, alla variabilità dei vortici polari e ad altri processi dinamici. Di conseguenza, anche la quantità di aria che viene trasferita verso la stratosfera e la distribuzione dell’età dell’aria presentano una notevole variabilità. Su brevi intervalli temporali questa variabilità può mascherare la risposta graduale ai gas serra. La Figura 15, invece, considera una variazione climatica sistematica della circolazione su molti decenni e ne evidenzia l’effetto integrato sulla vita dei CFC. Per confrontare quantitativamente tale previsione con le osservazioni è quindi necessario distinguere il segnale forzato di lungo periodo dalla variabilità naturale, un problema che rappresenta ancora oggi una delle principali difficoltà nella diagnosi osservativa dei cambiamenti della Brewer-Dobson Circulation.

Il valore scientifico della Figura 15 risiede quindi anche nella capacità di mostrare quanto la protezione dello strato di ozono e il cambiamento climatico siano fenomeni strettamente accoppiati. Il Protocollo di Montreal ha ridotto drasticamente le sorgenti antropogeniche di CFC, ma il ritmo con cui l’atmosfera elimina l’eredità delle emissioni del XX secolo dipende anche dal funzionamento della circolazione globale. In un clima nel quale la Brewer-Dobson Circulation dovesse intensificarsi, il passaggio dell’aria attraverso la stratosfera potrebbe avvenire più rapidamente, modificando la vita atmosferica di diverse specie. Questa dinamica rappresenterebbe una retroazione indiretta del cambiamento climatico sull’evoluzione futura dell’ozono: non attraverso la produzione o la distruzione diretta dell’ozono, ma attraverso la modifica della durata della permanenza delle sostanze che ne controllano la chimica.

Occorre però evitare di trasformare il risultato originale di Butchart e Scaife in una legge quantitativa universale. L’aumento del 3% per decennio utilizzato nella Figura 15 derivava da una specifica simulazione climatica e non rappresenta un valore che debba necessariamente verificarsi identicamente nella reale atmosfera o in tutte le generazioni di modelli. Allo stesso modo, l’anticipo di cinque e dieci anni costituisce una stima derivata da quelle ipotesi, non una previsione osservativa certa. Gli studi successivi hanno mostrato che la risposta della BDC è verticalmente strutturata, che il mescolamento contribuisce in maniera fondamentale al trasporto dei traccianti e che la relazione tra età dell’aria e distruzione chimica può cambiare in una circolazione in evoluzione. Douglass et al. [2008] hanno fornito proprio una delle dimostrazioni più importanti di questa complessità, mostrando che la frazione di rilascio può diminuire nei Tropici mentre la perdita globale della sostanza aumenta. 

La Figura 15 rimane tuttavia di grande valore concettuale anche alla luce della letteratura più recente. Le attuali vite di riferimento di circa 52 anni per il CFC-11 e 102 anni per il CFC-12 confermano la straordinaria longevità di questi composti e quindi l’importanza di comprendere qualsiasi processo capace di modificarne il sink anche solo di alcuni punti percentuali. Il messaggio essenziale della figura non consiste pertanto nel valore esatto delle concentrazioni previste per il 2050 o il 2090, bensì nell’identificazione di un collegamento fisico fondamentale: la vita atmosferica dei CFC è sensibile alla velocità con cui la circolazione globale consegna queste molecole alla stratosfera e alle regioni nelle quali vengono distrutte.

In conclusione, la Figura 15 di Butchart e Scaife [2001] rappresenta uno dei primi tentativi quantitativi di incorporare la risposta climatica della Brewer-Dobson Circulation nella previsione della diminuzione dei CFC. La progressiva separazione tra le curve continue e punteggiate dimostra che una variazione apparentemente modesta della circolazione può produrre, accumulandosi per molti decenni, una differenza significativa nella quantità atmosferica delle sostanze a lunga vita. L’interpretazione sviluppata dagli studi successivi ha reso il quadro più articolato: una circolazione più rapida riduce l’età dell’aria e i tempi di permanenza, può diminuire la frazione di CFC distrutta durante un singolo transito, ma contemporaneamente aumenta il flusso complessivo di materiale troposferico attraverso la stratosfera; la risposta finale dipende dalla specie, dalla quota del sink, dallo spettro delle età e dall’intensità del mescolamento. Inoltre, condizioni al contorno basate sulle emissioni sono necessarie per permettere alla maggiore perdita stratosferica di tradursi realmente in una diminuzione del burden atmosferico simulato. Alla luce di queste considerazioni, la Figura 15 non deve essere vista semplicemente come una previsione della futura concentrazione di CFC-11 e CFC-12, ma come l’illustrazione di un principio fondamentale della scienza dell’atmosfera: il clima può modificare la chimica stratosferica cambiando la velocità stessa con cui l’atmosfera trasporta e rimuove i composti chimici a lunga vita. È proprio questo accoppiamento tra dinamica, trasporto e fotochimica a rendere l’evoluzione futura della Brewer-Dobson Circulation un elemento essenziale per comprendere non soltanto il recupero dello strato di ozono, ma anche il destino atmosferico dei composti alogenati che hanno determinato gran parte del suo impoverimento nel XX secolo.

7.3. Scambio stratosfera-troposfera su scala globale

Lo scambio stratosfera-troposfera rappresenta uno dei processi fondamentali attraverso i quali la circolazione generale dell’atmosfera mette in comunicazione due regioni caratterizzate da proprietà dinamiche, termodinamiche e chimiche profondamente differenti. Attraverso questo scambio, aria contenente elevate concentrazioni di ozono e altre specie caratteristiche della stratosfera può raggiungere la troposfera, mentre masse d’aria troposferiche contenenti vapor d’acqua, gas serra e composti a lunga vita vengono trasportate nella direzione opposta. La concezione moderna di questo processo deriva in larga misura dalla fondamentale revisione di Holton et al. [1995], che modificò profondamente il paradigma precedente. Fino ad allora, gran parte della ricerca sullo scambio stratosfera-troposfera si era concentrata soprattutto sui singoli eventi meteorologici responsabili dell’attraversamento della tropopausa, come i tropopause folds, le intrusioni stratosferiche associate ai sistemi frontali, le correnti a getto, la convezione profonda e i processi di mescolamento turbolento. Holton et al. mostrarono invece che, pur essendo essenziali per determinare dove, quando e con quale struttura avvenga materialmente lo scambio, questi fenomeni locali devono essere inseriti in un quadro dinamico molto più ampio: su scale stagionali e annuali, il bilancio globale dello scambio di massa è intimamente collegato alla circolazione di Brewer-Dobson e al forcing esercitato sulla stratosfera dalle onde atmosferiche. 

Un elemento centrale di questa interpretazione è la distinzione fra la cosiddetta stratospheric overworld e la lowermost stratosphere extratropicale. Holton et al. [1995] utilizzarono come riferimento una superficie isentropica prossima a 380 K, situata ai Tropici poco al di sopra della tropopausa, vicino approssimativamente al livello di 100 hPa. Al di sopra di questa superficie, il trasporto di lungo periodo assume le caratteristiche proprie della circolazione stratosferica globale: l’aria entra prevalentemente attraverso la regione tropicale, viene progressivamente trasportata verso l’alto e verso i poli e infine discende alle medie e alte latitudini. Nella bassa stratosfera extratropicale, invece, le superfici isentropiche possono intersecare la tropopausa, permettendo scambi relativamente rapidi con la troposfera attraverso processi sinottici ed eddy-driven. La distinzione è fondamentale perché chiarisce come lo scambio globale non possa essere identificato con un singolo meccanismo di attraversamento della tropopausa: esiste piuttosto un sistema gerarchico nel quale la circolazione planetaria determina il flusso medio di massa mentre i processi meteorologici regionali e sinottici realizzano concretamente gran parte del trasferimento irreversibile. 

Dal punto di vista dinamico, la Brewer-Dobson Circulation può essere interpretata come la risposta della stratosfera al forcing esercitato principalmente dalla dissipazione delle onde planetarie di Rossby e delle onde di gravità. Queste onde, originate in larga misura nella troposfera, si propagano verso la stratosfera e depositano momento quando vengono assorbite o dissipate. Ne deriva una circolazione meridiana residua caratterizzata da risalita tropicale e subsidenza extratropicale. Holton et al. [1995] descrissero efficacemente questo processo attraverso l’immagine di una sorta di “pompa fluidodinamica” extratropicale, nella quale il forcing ondulatorio richiama aria verso l’alto dalla regione tropicale e ne favorisce successivamente il trasporto verso le regioni extratropicali e il ritorno verso quote inferiori. La forza dello scambio globale stratosfera-troposfera è quindi collegata alla stessa dinamica che mantiene la stratosfera lontana dal semplice equilibrio radiativo. Non sorprende, di conseguenza, che qualsiasi cambiamento climatico capace di modificare la propagazione delle onde, la struttura dei venti zonali, la posizione delle correnti a getto o la stabilità della regione della tropopausa possa modificare anche lo scambio tra stratosfera e troposfera. 

Tra le sostanze interessate da questo processo, l’ozono riveste un’importanza particolare. Nella stratosfera esso costituisce una componente indispensabile del sistema climatico e della protezione biologica, grazie alla capacità di assorbire gran parte della radiazione ultravioletta solare più energetica. Nella troposfera, al contrario, l’ozono agisce come gas serra, partecipa alla capacità ossidante dell’atmosfera ed è un importante inquinante quando raggiunge concentrazioni elevate vicino alla superficie. La sua presenza troposferica deriva da una combinazione di produzione fotochimica interna alla troposfera e trasporto dalla stratosfera. Lo scambio stratosfera-troposfera introduce quindi nella troposfera una quantità di ozono che può influenzare simultaneamente il bilancio radiativo, la qualità dell’aria e la chimica del metano. La relazione con il metano è mediata soprattutto dalla produzione di radicali ossidrilici: la fotolisi dell’ozono e le successive reazioni in presenza di vapor d’acqua contribuiscono alla formazione di OH, il principale agente responsabile dell’ossidazione del metano nella troposfera. Una variazione della quantità di ozono stratosferico trasferita verso la troposfera può pertanto propagarsi attraverso una complessa rete di feedback chimico-climatici.

Le prime simulazioni climatiche di Collins et al. [2003] e Zeng e Pyle [2003] mostrarono che il flusso di ozono dalla stratosfera verso la troposfera poteva aumentare in un clima più caldo e attribuirono una parte importante di tale incremento all’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation. Questi risultati furono successivamente sostenuti dall’analisi multimodello di Stevenson et al. [2006]. Tuttavia, tali generazioni di modelli presentavano una limitazione importante: la rappresentazione della stratosfera era relativamente semplificata e l’ozono stratosferico veniva spesso prescritto anziché calcolato interattivamente. Questo rendeva difficile distinguere l’aumento del flusso dovuto alla pura dinamica dall’aumento o dalla diminuzione della quantità di ozono disponibile nel serbatoio stratosferico. La successiva evoluzione dei Chemistry-Climate Models ha consentito di superare progressivamente questa limitazione, rappresentando contemporaneamente dinamica stratosferica e chimica dell’ozono.

In questo contesto, il lavoro di Hegglin e Shepherd [2009] rappresentò un passaggio fondamentale. Utilizzando un modello chimico-climatico con stratosfera risolta e ozono calcolato interattivamente, gli autori riuscirono a separare l’effetto a lungo termine del cambiamento climatico da quello transitorio dell’impoverimento e successivo recupero dell’ozono. Le loro simulazioni mostrarono un aumento del flusso globale di ozono dalla stratosfera alla troposfera di circa il 23% tra il 1965 e il 2095 nello scenario di emissioni considerato, attribuito alla risposta della circolazione stratosferica al cambiamento climatico. Il risultato mostrava inoltre un’importante asimmetria emisferica, con un incremento di lungo periodo maggiore nell’Emisfero Settentrionale rispetto a quello Meridionale. 

Questa asimmetria non rappresenta un dettaglio secondario. La Brewer-Dobson Circulation è fortemente condizionata dalla distribuzione delle onde planetarie, che differisce fra i due emisferi a causa della diversa configurazione dell’orografia, delle masse continentali e dei sistemi meteorologici. L’Emisfero Settentrionale presenta generalmente una maggiore attività delle onde planetarie durante l’inverno, mentre il vortice polare antartico è mediamente più forte, più simmetrico e più isolato. Inoltre, durante la seconda metà del XX secolo l’Emisfero Meridionale è stato soggetto alla fortissima perturbazione radiativa e dinamica provocata dal buco dell’ozono antartico. Gli studi successivi hanno mostrato che le sostanze ozono-lesive, attraverso la perdita di ozono antartico, hanno esercitato un’influenza significativa sulle tendenze della stessa Brewer-Dobson Circulation, introducendo un’ulteriore asimmetria stagionale ed emisferica. 

È precisamente questa interazione che spiega una delle caratteristiche più interessanti dei risultati di Hegglin e Shepherd. Prima dell’anno 2000 circa, nell’Emisfero Meridionale, l’impoverimento dell’ozono stratosferico riduceva la quantità di ozono disponibile per il trasporto verso la troposfera in misura sufficiente a contrastare e perfino superare l’effetto dell’accelerazione della circolazione. In altre parole, poteva aumentare l’efficienza dinamica dello scambio ma diminuire contemporaneamente la concentrazione della sostanza trasportata. Il flusso finale dipende infatti tanto dalla massa d’aria trasferita quanto dalla quantità di ozono presente nell’aria stratosferica che viene trasferita. Con il successivo recupero dell’ozono, questa opposizione diminuisce e nel XXI secolo i due meccanismi tendono invece a cooperare: una stratosfera progressivamente più ricca di ozono in alcune regioni e una circolazione più efficiente nel trasferirlo verso il basso favoriscono entrambe un aumento del flusso stratosfera-troposfera. 

Le simulazioni più avanzate pubblicate negli anni successivi hanno generalmente rafforzato questo quadro. Oberländer-Hayn et al. [2018], utilizzando un modello chimico-climatico allo stato dell’arte e uno scenario RCP8.5, stimarono un aumento di circa il 53% del flusso globale medio annuale di massa di ozono dalla stratosfera verso la troposfera tra il 2000 e il 2100. Lo studio mostrò che l’aumento era presente durante tutto l’anno, ma con massimi stagionali durante l’estate dei rispettivi emisferi. Nell’Emisfero Settentrionale il rafforzamento era soprattutto associato all’aumento dei gas serra, mentre nell’Emisfero Meridionale la diminuzione delle sostanze ozono-lesive e l’aumento dei gas serra fornivano contributi comparabili in alcune stagioni. Questo conferma che la variazione dello scambio non può essere attribuita a un’unica forzante, ma nasce dall’interazione tra cambiamento della circolazione e cambiamento del serbatoio stratosferico di ozono. 

Un importante passo avanti è stato compiuto anche attraverso la Chemistry-Climate Model Initiative. Griffiths et al. [2020] hanno utilizzato un ensemble di modelli CCMI insieme a traccianti specificamente progettati per isolare il trasporto di origine stratosferica dagli effetti della chimica troposferica. I risultati indicano un aumento robusto del trasporto stratosfera-troposfera nel clima futuro. Nello scenario RCP6.0, la quantità di ozono di origine stratosferica presente nella colonna troposferica aumenta, nell’insieme dei modelli, di circa 10–16% entro la fine del XXI secolo. Gli autori collegano l’aumento subtropicale soprattutto al rafforzamento della branca superficiale della Brewer-Dobson Circulation e alla risposta della parte superiore della cella di Hadley, mentre alle alte latitudini intervengono anche l’accelerazione della branca profonda nell’Emisfero Settentrionale e i cambiamenti del trasporto associato agli eddies. 

Particolarmente significativo è il fatto che la risposta risulti fortemente dipendente dalla forzante climatica. Nelle simulazioni CCMI analizzate da Griffiths et al., uno scenario RCP8.5 produceva, entro la fine del secolo, variazioni della componente stratosferica dell’ozono troposferico superiori di oltre tre volte rispetto a quelle ottenute nello scenario RCP6.0. Ciò implica che il futuro dello scambio stratosfera-troposfera non è indipendente dalla traiettoria delle emissioni di gas serra. Una maggiore perturbazione climatica può produrre una maggiore riorganizzazione della circolazione e, di conseguenza, una più forte modifica del trasporto di ozono. Gli stessi esperimenti attribuiscono principalmente ai gas serra il cambiamento dinamico del trasporto, mentre la diminuzione delle sostanze ozono-lesive modifica soprattutto la quantità di ozono disponibile nel serbatoio della bassa stratosfera, specialmente alle medie e alte latitudini. 

La relazione con la Brewer-Dobson Circulation è stata ulteriormente consolidata dalle simulazioni CMIP6. Abalos et al. [2021] hanno mostrato che la branca superficiale della circolazione residua presenta una relazione particolarmente stretta con la temperatura superficiale globale, mentre la risposta della branca profonda è più variabile fra i modelli. Le proiezioni mostrano nel complesso un rafforzamento dell’upwelling tropicale e del trasporto stratosferico in un clima più caldo, accompagnato generalmente da una diminuzione dell’età media dell’aria. Questa risposta offre un fondamento dinamico alla previsione di un incremento futuro dello scambio stratosfera-troposfera, ma sottolinea contemporaneamente che parlare semplicemente di “accelerazione della BDC” può essere riduttivo: le differenti branche della circolazione, il mescolamento isentropico e la posizione della tropopausa possono evolvere in modi non perfettamente uniformi. 

Le osservazioni e le rianalisi confermano inoltre che la variabilità naturale della Brewer-Dobson Circulation è molto importante. L’analisi ERA5 condotta da Diallo et al. [2021] mostra una forte modulazione della circolazione da parte della Quasi-Biennial Oscillation e di ENSO e identifica, per il periodo 1979–2018, una tendenza all’intensificazione della componente advettiva della BDC, sebbene con differenze significative rispetto a ERA-Interim nella magnitudine della circolazione e nelle regioni dell’alta troposfera-bassa stratosfera. Tali differenze ricordano che la quantificazione osservativa delle tendenze della BDC rimane complessa e dipende in parte dalla rianalisi e dalla diagnostica utilizzata. 

La natura dello scambio diventa ancora più complessa nelle regioni extratropicali. La circolazione media determina la quantità di massa che deve essere restituita alla troposfera, ma il trasferimento effettivo avviene spesso attraverso processi fortemente tridimensionali. Le ondulazioni della tropopausa associate alle correnti a getto possono produrre pieghe nelle quali aria stratosferica viene trascinata rapidamente verso quote troposferiche; cicloni extratropicali, cut-off lows e sistemi frontali possono favorire ulteriormente il trasporto irreversibile e il mescolamento; le onde di Rossby che si rompono vicino alla tropopausa possono generare filamenti molto sottili di aria stratosferica destinati a essere incorporati nella troposfera. Stohl et al. [2003] hanno evidenziato come questi processi sinottici e di mesoscala debbano essere considerati insieme alla circolazione globale: la BDC stabilisce il contesto del bilancio di massa, mentre gli eddies determinano gran parte della geografia e della struttura temporale dello scambio. 

Questa distinzione tra controllo globale e realizzazione locale dello scambio è essenziale anche per la qualità dell’aria. Un aumento del flusso globale di ozono stratosferico non implica infatti che la concentrazione al suolo aumenti uniformemente in ogni regione. Gran parte dell’ozono trasferito dalla stratosfera viene diluito, mescolato e chimicamente modificato durante la discesa. Soltanto una frazione degli eventi di intrusione profonda raggiunge la bassa troposfera, e la probabilità che ciò avvenga dipende dalla struttura meteorologica. Regioni montuose o poste sottovento alle grandi correnti a getto possono essere particolarmente esposte. Per questo gli effetti sulla qualità dell’aria possiedono una forte dipendenza geografica, stagionale e meteorologica anche quando la forzante globale è rappresentata dall’intensificazione della BDC.

Uno studio particolarmente interessante di Elsbury et al. [2023], dedicato al Nord America occidentale, mostra bene la sovrapposizione fra scala globale e regionale. Utilizzando il Whole Atmosphere Community Climate Model e un tracciante specifico dell’ozono stratosferico, gli autori hanno trovato che, sotto la forzante RCP8.5 di fine secolo, la componente di ozono di origine stratosferica può aumentare fino a circa il 37% a 700 hPa durante la tarda stagione invernale sull’America settentrionale occidentale. L’aumento non dipende soltanto dall’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation, ma anche dai cambiamenti della corrente a getto del Pacifico settentrionale, dalla posizione delle onde planetarie stazionarie e dalla distribuzione dell’ozono nella bassa stratosfera. Lo studio dimostra pertanto che la risposta della BDC fornisce il quadro di fondo, ma la manifestazione regionale dello scambio resta strettamente legata alla dinamica sinottica. 

La capacità dei modelli di quantificare il flusso globale rimane tuttavia una fonte significativa di incertezza. Ruiz e Prather [2022] hanno sottolineato che le stime modellistiche dello scambio di ozono possono differire considerevolmente e hanno proposto l’utilizzo di traccianti stratosferici osservabili, come il protossido di azoto e il CFC-11, per vincolare la capacità dei modelli di simulare correttamente il trasporto. Il vantaggio di queste specie deriva dal fatto che le loro distribuzioni possono essere confrontate con osservazioni satellitari e superficiali, permettendo di verificare se la stessa circolazione che trasporta l’ozono rappresenti realisticamente anche altri traccianti. Questo approccio è importante perché una buona simulazione della concentrazione troposferica totale di ozono non garantisce necessariamente una corretta rappresentazione dello scambio stratosferico: errori nel trasporto possono essere compensati da errori opposti nella produzione o nella distruzione chimica troposferica. 

Le ricerche più recenti stanno inoltre evidenziando che non soltanto le tendenze climatiche di lungo periodo, ma anche la variabilità stratosferica su scala subseasonal può lasciare una firma significativa sul trasporto verso la troposfera. Lee et al. [2025], studiando l’influenza dei riscaldamenti stratosferici improvvisi, hanno mostrato che questi eventi possono aumentare significativamente l’ozono di origine stratosferica nella bassa troposfera sull’Artico, sul Nord America e sull’Europa e che il segnale può persistere per due-tre mesi dopo l’inizio dell’evento. Ciò collega direttamente fenomeni dinamici della stratosfera polare alla composizione chimica della troposfera su scale temporali rilevanti anche per la previsione subseasonal. 

Analogamente, studi recenti sulle differenze emisferiche nella regione UTLS mostrano che l’ozono vicino alla tropopausa è fortemente condizionato dall’interazione tra trasporto adiabatico, mescolamento, dinamica dei vortici e storia precedente della circolazione. Obersteiner et al. [2025], analizzando osservazioni tra il 2002 e il 2022 alle medie latitudini dei due emisferi, hanno evidenziato che le differenze dell’ozono attraverso la regione di scambio sono strettamente connesse ai processi dinamici e chimici e che anche eventi come i sudden stratospheric warmings possono contribuire alla variabilità interemisferica. Questi risultati moderni confermano il principio introdotto da Holton et al. trent’anni prima: per comprendere lo scambio non è sufficiente studiare la tropopausa come una semplice superficie geometrica, ma occorre considerare l’intero sistema della circolazione atmosferica. 

L’aumento futuro del trasporto di ozono stratosferico assume inoltre rilevanza climatica perché l’ozono troposferico è un gas serra significativo. Le variazioni nella regione dell’alta troposfera possiedono un’efficienza radiativa particolarmente elevata, poiché avvengono in una parte dell’atmosfera caratterizzata da forti contrasti di temperatura rispetto alla superficie. La posizione verticale dell’ozono è quindi importante quasi quanto la sua quantità complessiva. Un aumento dello scambio dalla stratosfera può alterare il forcing radiativo non soltanto aumentando il burden troposferico, ma modificando la distribuzione verticale e latitudinale della molecola. Studi moderni sulla UTLS sottolineano infatti che le variazioni dell’ozono in questa regione influenzano significativamente il bilancio radiativo atmosferico e il clima. 

Esiste inoltre un’importante interazione con la capacità ossidante della troposfera. L’ozono partecipa indirettamente alla formazione dei radicali OH, che rappresentano il principale sink atmosferico del metano. In linea di principio, un aumento dell’ozono di origine stratosferica può quindi favorire, nelle condizioni appropriate, una maggiore produzione di OH e modificare la vita del metano. Tuttavia, tale risposta è inserita in un sistema molto più complesso: il cambiamento climatico modifica anche il vapor d’acqua troposferico, la temperatura, le emissioni naturali, la convezione, i fulmini e la chimica degli ossidi di azoto. Non è pertanto possibile trasformare automaticamente un aumento del flusso stratosferico di ozono in una corrispondente variazione della vita del metano senza considerare l’intero budget chimico troposferico. Proprio per questo lo scambio stratosfera-troposfera viene oggi trattato nei modelli di Earth System come una delle numerose interazioni attraverso le quali dinamica e chimica atmosferica contribuiscono insieme al forcing climatico.

Anche la posizione della tropopausa è destinata a svolgere un ruolo importante. In un clima caratterizzato da una troposfera più calda e da una stratosfera generalmente più fredda, la tropopausa tende a spostarsi verso quote superiori. Parallelamente, possono cambiare la posizione e l’intensità dei jet subtropicali e delle regioni nelle quali le onde planetarie si propagano e si dissipano. Le simulazioni con SOCOLv4, per esempio, mostrano che le variazioni indotte dai gas serra nella struttura termica della bassa atmosfera rafforzano il trasporto meridiano associato alla branca superficiale della BDC, innalzano la tropopausa e modificano la propagazione ondulatoria. Lo stesso aumento della circolazione favorisce un maggiore scambio stratosfera-troposfera, dimostrando nuovamente che la risposta climatica della UTLS deve essere considerata come un sistema dinamicamente accoppiato. 

Da questa prospettiva, lo scambio stratosfera-troposfera non deve essere interpretato come un semplice trasferimento unidirezionale. Esistono simultaneamente un trasporto troposfera-stratosfera, dominante nell’ingresso tropicale della circolazione, e un trasporto stratosfera-troposfera particolarmente importante nelle regioni extratropicali. L’equilibrio globale di massa impone, su tempi sufficientemente lunghi, che l’aria entrata nella stratosfera debba infine ritornare nella troposfera. Tuttavia, le traiettorie individuali possono essere estremamente complesse, comprendendo ricircolazione, mescolamento, trasporto quasi isentropico e permanenze stratosferiche di durata molto variabile. È quindi più corretto descrivere la Brewer-Dobson Circulation come la struttura statistica e dinamica che organizza questa enorme varietà di traiettorie piuttosto che immaginarla come un circuito chiuso e regolare.

La variabilità di tale sistema contribuisce anche alla forte stagionalità dello scambio. Già Holton et al. [1995] sottolineavano che l’intensità globale dello scambio è particolarmente elevata durante l’inverno dell’Emisfero Settentrionale, quando il forcing esercitato dalle onde planetarie sulla stratosfera raggiunge generalmente valori maggiori. Il ritorno effettivo dell’aria stratosferica nella troposfera presenta tuttavia massimi regionali e stagionali che dipendono dai jet, dalle storm tracks e dalla posizione della tropopausa. Per l’ozono, ciò significa che l’influenza stratosferica sulla troposfera può cambiare drasticamente fra inverno, primavera ed estate e fra differenti continenti. 

Il quadro delineato dagli studi recenti dimostra inoltre perché la previsione della qualità dell’aria nel XXI secolo debba tenere conto dello scambio stratosfera-troposfera. Sahu e Chen [2023], analizzando scenari futuri nell’Emisfero Settentrionale, hanno trovato differenze regionali importanti nella componente dell’ozono attribuibile allo scambio, con incrementi proiettati in alcune stagioni sull’Europa e sulla Cina orientale. Lo studio mostra che la sensibilità dell’ozono superficiale ai processi di origine stratosferica può diventare importante proprio nelle regioni nelle quali si cerca contemporaneamente di ridurre l’inquinamento attraverso il controllo delle emissioni antropogeniche. Ciò non significa che l’ozono stratosferico diventerà necessariamente la causa dominante dell’inquinamento urbano, ma implica che il background sul quale agiscono le emissioni regionali potrebbe cambiare. 

Questa considerazione è particolarmente rilevante per l’interpretazione delle politiche ambientali. Se le emissioni antropogeniche di precursori dell’ozono vengono ridotte, una frazione relativamente maggiore della variabilità dell’ozono di fondo può essere attribuita a sorgenti naturali e al trasporto su lunga distanza, compresa la componente stratosferica. Il problema diviene quindi non soltanto quello di prevedere la quantità totale di ozono, ma di attribuirne correttamente l’origine. L’utilizzo di traccianti di origine stratosferica, osservazioni satellitari, ozonosondaggi, lidar e modelli chimico-climatici ad alta risoluzione rappresenta una delle principali strategie per ottenere questa separazione.

Nel complesso, la letteratura pubblicata dopo il lavoro di Hegglin e Shepherd ha confermato il nucleo fondamentale della loro interpretazione, pur introducendo una visione molto più articolata. La probabilità che il cambiamento climatico intensifichi lo scambio di ozono dalla stratosfera verso la troposfera emerge da modelli di differenti generazioni e da differenti strategie diagnostiche. Le stime quantitative non coincidono, perché dipendono dallo scenario emissivo, dal modello, dal periodo considerato e dalla definizione utilizzata per lo scambio: si passa dall’incremento globale di circa il 23% ottenuto da Hegglin e Shepherd per il 1965–2095, all’aumento di circa il 53% del flusso globale di massa dell’ozono nello scenario RCP8.5 analizzato da Oberländer-Hayn et al., fino all’aumento del 10–16% della colonna troposferica di ozono stratosferico nell’ensemble CCMI RCP6.0 di Griffiths et al. Questi numeri descrivono grandezze e scenari differenti e non devono quindi essere confrontati come se fossero stime alternative dello stesso parametro; insieme, tuttavia, indicano una risposta coerentemente orientata verso un rafforzamento dell’influenza stratosferica sulla troposfera in un clima più caldo. 

Alla luce di queste evidenze, lo scambio stratosfera-troposfera deve essere considerato una delle principali vie attraverso le quali il cambiamento climatico della stratosfera può propagarsi verso la troposfera. L’accelerazione della Brewer-Dobson Circulation può aumentare il flusso di massa verso le regioni extratropicali inferiori; il recupero dello strato di ozono può modificare la concentrazione del materiale trasportato; le variazioni delle correnti a getto e delle onde planetarie determinano dove il materiale stratosferico attraversa più facilmente la tropopausa; i sistemi meteorologici sinottici stabiliscono se le intrusioni rimarranno confinate nell’alta troposfera oppure raggiungeranno gli strati inferiori; infine, la chimica troposferica determina quanto dell’ozono sopravviverà e quali conseguenze avrà per il forcing radiativo, la capacità ossidante e la qualità dell’aria.

Il quadro moderno amplia quindi notevolmente la visione proposta originariamente da Holton et al. [1995], senza però modificarne il principio fondamentale. I processi locali presso la tropopausa rimangono indispensabili per comprendere la geometria e l’irreversibilità dello scambio, ma il loro comportamento medio globale è inserito nella dinamica della circolazione atmosferica su scala planetaria. La Brewer-Dobson Circulation agisce come il grande organizzatore del trasferimento di massa attraverso la stratosfera: regola l’ingresso tropicale, il trasporto meridiano, la subsidenza extratropicale e, indirettamente, la quantità di materiale disponibile per essere reiniettato nella troposfera. Le proiezioni climatiche indicano che questo sistema non resterà invariato durante il XXI secolo e che il suo cambiamento avrà conseguenze per l’ozono, per altri traccianti e per le interazioni chimico-climatiche dell’atmosfera. 

In definitiva, il significato più profondo dello scambio stratosfera-troposfera su scala globale consiste nel mostrare che stratosfera e troposfera non possono essere considerate sistemi climatici indipendenti. Il cambiamento della circolazione indotto dall’aumento dei gas serra modifica la velocità e la struttura del trasporto stratosferico; questa trasformazione altera il flusso di ozono attraverso la tropopausa; il recupero dell’ozono modifica contemporaneamente il serbatoio dal quale tale flusso viene alimentato; la quantità di ozono trasferita influenza a sua volta la chimica e il bilancio radiativo della troposfera. Gli studi più recenti mostrano inoltre che variazioni dinamiche relativamente rapide, come i sudden stratospheric warmings, possono modulare questo collegamento per mesi, mentre la risposta climatica della BDC può modificarne progressivamente lo stato medio per decenni. Ne emerge l’immagine di un sistema atmosferico fortemente interconnesso nel quale la Brewer-Dobson Circulation costituisce una delle principali cerniere fra stratosfera e troposfera. Comprendere la sua evoluzione futura è quindi essenziale non soltanto per prevedere il destino dello strato di ozono, ma anche per determinare come cambieranno l’ozono troposferico, la capacità ossidante dell’atmosfera, il forcing climatico e, in alcune regioni, perfino il contributo stratosferico alla qualità dell’aria nel corso del XXI secolo.

Figura 16 – Evoluzione del flusso di ozono dalla stratosfera alla troposfera e ruolo della circolazione di Brewer-Dobson

La Figura 16, derivata dal lavoro di Hegglin e Shepherd [2009], rappresenta uno dei risultati più significativi nello studio delle conseguenze climatiche di una variazione della circolazione di Brewer-Dobson, poiché mostra come il cambiamento della dinamica stratosferica possa modificare progressivamente la quantità di ozono trasferita dalla stratosfera alla troposfera. Questo processo, generalmente indicato come trasporto stratosfera-troposfera o stratosphere-to-troposphere transport, costituisce una componente essenziale del bilancio globale dell’ozono troposferico e rappresenta uno dei principali collegamenti dinamico-chimici tra la stratosfera e la troposfera. La figura mostra l’evoluzione temporale del flusso annuale di ozono dalla stratosfera verso la troposfera separatamente per l’Emisfero Settentrionale e per quello Meridionale, utilizzando un ensemble di tre simulazioni effettuate con un Chemistry-Climate Model capace di risolvere esplicitamente la stratosfera e di calcolare interattivamente la chimica dell’ozono. Questa caratteristica metodologica rende il risultato particolarmente importante, perché permette di considerare contemporaneamente l’evoluzione della circolazione atmosferica, la distruzione antropogenica dell’ozono e il suo successivo recupero, superando alcune delle limitazioni delle precedenti generazioni di modelli nelle quali l’ozono stratosferico veniva spesso prescritto. Hegglin e Shepherd stimarono complessivamente che, nello scenario climatico considerato, il flusso globale di ozono dalla stratosfera alla troposfera aumentasse di circa il 23% tra il 1965 e il 2095 per effetto del cambiamento climatico. 

La struttura grafica permette di distinguere differenti scale temporali del fenomeno. Le sottili linee grigie rappresentano le singole simulazioni dell’ensemble e mostrano una considerevole variabilità da un anno all’altro, testimoniando quanto lo scambio stratosfera-troposfera sia sensibile alla variabilità interna dell’atmosfera. La linea bianca rappresenta invece la media dell’ensemble filtrata mediante una media mobile di cinque anni e consente di evidenziare più chiaramente le oscillazioni pluriennali e decadali. Le linee rossa e blu non costituiscono una semplice regressione dell’intera serie temporale, ma una rappresentazione della variazione secolare di fondo, ottenuta utilizzando le medie decadali all’inizio e alla fine del periodo considerato. In questo modo Hegglin e Shepherd cercarono di separare il segnale climatico di lungo periodo dalle perturbazioni intermedie provocate dalla distruzione e dal successivo recupero antropogenico dell’ozono. Questa distinzione è essenziale perché la quantità di ozono trasferita attraverso la tropopausa dipende contemporaneamente da almeno due fattori: la quantità di massa d’aria che viene trasportata e la concentrazione di ozono contenuta in quella stessa massa d’aria.

L’elemento più evidente della Figura 16 è la crescita a lungo termine del flusso in entrambi gli emisferi, ma con una marcata asimmetria. Nell’Emisfero Settentrionale la tendenza indicata è pari a circa il 2,6% per decennio, mentre nell’Emisfero Meridionale raggiunge soltanto circa lo 0,8% per decennio. Il flusso settentrionale passa approssimativamente da valori dell’ordine di 360–370 teragrammi di ozono all’anno all’inizio del periodo a valori prossimi a 480–500 teragrammi verso la fine del XXI secolo. Nell’Emisfero Meridionale l’incremento è decisamente più contenuto, partendo da circa 290–300 teragrammi all’anno e raggiungendo poco più di 320 teragrammi alla fine del periodo. Questi valori devono essere interpretati come caratteristiche della specifica simulazione e non come previsioni deterministiche esatte; il risultato scientificamente più robusto della figura è rappresentato dalla differenza relativa tra i due emisferi e dalla tendenza positiva di lungo periodo.

L’origine di questa crescita risiede principalmente nella risposta della circolazione stratosferica al cambiamento climatico. La Brewer-Dobson Circulation trasferisce aria verso l’alto nella stratosfera tropicale, la ridistribuisce verso le latitudini extratropicali e determina infine una subsidenza alle medie e alte latitudini. Poiché il bilancio globale di massa richiede che l’aria entrata nella stratosfera ritorni infine nella troposfera, un rafforzamento della circolazione implica generalmente un aumento della quantità di aria stratosferica disponibile per essere trasferita attraverso la tropopausa extratropicale. Essendo la stratosfera molto più ricca di ozono rispetto alla maggior parte della troposfera, una maggiore massa di aria stratosferica trasportata verso il basso tende ad aumentare anche il flusso di ozono.

Questo meccanismo deve però essere interpretato nel quadro della teoria moderna della Brewer-Dobson Circulation, secondo la quale il trasporto meridiano stratosferico è sostenuto principalmente dalla propagazione e dalla dissipazione delle onde atmosferiche. Onde planetarie e onde di gravità generate prevalentemente nella troposfera si propagano nella stratosfera e, depositando momento, inducono la circolazione residua. L’aumento dei gas serra modifica la struttura termica dell’atmosfera, la posizione dei venti zonali e le condizioni di propagazione delle onde, producendo nei modelli climatici un generale rafforzamento di diverse componenti della BDC. Le simulazioni CMIP6 analizzate da Abalos et al. [2021] confermano che l’aumento della CO₂ determina complessivamente un’accelerazione della circolazione residua. Lo studio mostra tuttavia anche che tale risposta non è uniforme: la branca superficiale della BDC presenta una relazione particolarmente stretta con l’aumento della temperatura superficiale, mentre la risposta della branca profonda mostra una dispersione significativamente maggiore tra i modelli, probabilmente anche a causa delle differenti rappresentazioni del forcing delle onde di gravità. 

La marcata differenza tra i due emisferi nella Figura 16 è quindi fisicamente plausibile e riflette l’asimmetria della dinamica stratosferica planetaria. Nell’Emisfero Settentrionale la presenza di grandi masse continentali, catene montuose e forti contrasti termici produce un’attività delle onde planetarie generalmente più intensa rispetto all’Emisfero Meridionale. Il vortice polare boreale è di conseguenza più perturbato e variabile, mentre quello antartico tende climatologicamente a essere più forte, più simmetrico e più isolato. Poiché la BDC è strettamente connessa al forcing ondulatorio, una differente struttura dell’attività delle onde può tradursi in una risposta emisferica differente della circolazione e dello scambio stratosfera-troposfera.

La Figura 16 contiene però un’informazione ancora più interessante se si confronta la linea bianca con le linee di tendenza rossa e blu. Nell’Emisfero Settentrionale il flusso cresce in modo relativamente regolare, pur presentando considerevoli oscillazioni interannuali e decadali. Nell’Emisfero Meridionale, invece, la linea bianca scende nettamente durante la seconda metà del XX secolo, raggiunge valori particolarmente bassi attorno alla fine del secolo e successivamente torna ad aumentare. Questo comportamento non contraddice la tendenza positiva a lungo termine della BDC, ma rappresenta l’impronta della distruzione antropogenica dell’ozono stratosferico.

Durante gli ultimi decenni del XX secolo, le elevate concentrazioni di cloro e bromo stratosferici provenienti dai clorofluorocarburi e dalle altre sostanze ozono-lesive produssero una forte diminuzione dell’ozono, particolarmente intensa nell’Emisfero Australe e soprattutto nella regione antartica. Di conseguenza, nonostante la circolazione atmosferica tendesse progressivamente a favorire un maggiore trasporto verso la troposfera, l’aria stratosferica trasportata conteneva meno ozono. Nell’Emisfero Meridionale l’effetto della diminuzione della concentrazione fu sufficientemente forte da più che compensare, per alcune decadi, l’aumento dinamico del trasporto. È per questo motivo che il flusso effettivo mostrato dalla linea bianca diminuisce prima del 2000, discostandosi nettamente dalla tendenza climatica positiva rappresentata dalla linea blu.

Questo risultato mette in luce una proprietà fondamentale dello scambio stratosfera-troposfera: un aumento del flusso di massa non equivale necessariamente a un aumento immediato del flusso di una determinata sostanza. Per determinare il trasferimento di ozono bisogna conoscere sia l’intensità della circolazione sia la quantità di ozono presente nel serbatoio stratosferico. Una circolazione più intensa può trasferire più aria, ma se l’aria contiene una concentrazione inferiore di ozono il flusso totale di ozono può temporaneamente diminuire. Hegglin e Shepherd riuscirono proprio a isolare queste due componenti, mostrando che il segnale secolare della dinamica era positivo anche durante il periodo in cui il flusso australe effettivamente simulato diminuiva. 

Nel XXI secolo la relazione cambia progressivamente. In seguito all’applicazione del Protocollo di Montreal e alla conseguente riduzione delle concentrazioni atmosferiche delle principali sostanze ozono-lesive, il carico di cloro e bromo stratosferico diminuisce lentamente e lo strato di ozono entra in una fase di recupero. Di conseguenza, la quantità di ozono disponibile nella stratosfera aumenta contemporaneamente al rafforzamento del trasporto previsto in un clima più caldo. Nel periodo futuro i due meccanismi tendono quindi ad agire nella medesima direzione: il recupero dell’ozono aumenta il contenuto della massa d’aria stratosferica, mentre l’accelerazione della circolazione aumenta la quantità di aria trasferita verso la troposfera. È proprio questa sovrapposizione a spiegare la marcata ripresa del flusso australe visibile nella seconda metà della Figura 16.

Gli studi successivi hanno confermato che questa interazione fra recupero dell’ozono e cambiamento della circolazione può produrre aumenti sostanziali dello scambio nel corso del XXI secolo. Meul et al. [2018], utilizzando un Chemistry-Climate Model più avanzato e uno scenario RCP8.5, hanno stimato un aumento del 53% del flusso globale medio annuale di ozono dalla stratosfera alla troposfera tra il 2000 e il 2100. L’aumento risultava positivo durante tutti i mesi dell’anno, con massimi durante l’estate dei rispettivi emisferi. Nell’Emisfero Settentrionale il massimo incremento estivo veniva attribuito principalmente all’aumento dei gas serra, mentre nell’Emisfero Meridionale gas serra e diminuzione delle sostanze ozono-lesive contribuivano in misura comparabile. 

Il confronto fra il 23% stimato da Hegglin e Shepherd e il 53% ottenuto da Meul et al. non deve essere interpretato come una contraddizione. Gli studi utilizzano periodi temporali, scenari climatici, configurazioni modellistiche e definizioni diagnostiche differenti. Hegglin e Shepherd considerarono uno scenario di emissioni moderato e un intervallo 1965–2095, mentre Meul et al. analizzarono uno scenario RCP8.5 molto più fortemente forzato per il periodo 2000–2100. I valori quantitativi non sono quindi direttamente confrontabili; ciò che appare robusto tra gli studi è la direzione del cambiamento: una maggiore forzante climatica tende a produrre una maggiore intensificazione della circolazione e, conseguentemente, un aumento più pronunciato dello scambio di ozono.

Un’ulteriore conferma viene dall’analisi multimodello di Griffiths et al. [2020], realizzata nell’ambito della Chemistry-Climate Model Initiative. Gli autori utilizzarono traccianti ideali appositamente progettati per separare il cambiamento del trasporto da quello della chimica. Questo approccio è particolarmente potente perché permette di rispondere a una domanda fondamentale: l’aumento dell’ozono di origine stratosferica nella troposfera deriva effettivamente da un trasporto maggiore oppure semplicemente da una variazione delle concentrazioni chimiche? I risultati mostrano che tutti i modelli considerati prevedono un incremento dei traccianti stratosferici nella troposfera e che, nello scenario RCP6.0, la colonna troposferica di ozono proveniente dalla stratosfera aumenta di circa il 10–16% entro la fine del XXI secolo. 

Griffiths et al. hanno inoltre mostrato che l’origine dinamica dell’incremento dipende dalla latitudine. Nelle regioni subtropicali il rafforzamento dello scambio è associato soprattutto all’intensificazione della branca superficiale della Brewer-Dobson Circulation nella bassa stratosfera e alla risposta della parte superiore della cella di Hadley nella troposfera superiore. Alle alte latitudini dell’Emisfero Settentrionale contribuiscono invece anche il rafforzamento della branca profonda della BDC e variazioni del trasporto dovuto agli eddies. In questo modo la visione originaria proposta dalla Figura 16 viene ampliata: non esiste un unico percorso attraverso il quale la maggiore circolazione aumenta il trasporto stratosferico, ma diversi meccanismi dominano alle differenti latitudini. 

Lo stesso studio evidenzia un punto essenziale per comprendere il ruolo rispettivo dei gas serra e del recupero dell’ozono. L’aumento dei gas serra produce il segnale robusto di intensificazione del trasporto, mentre la diminuzione delle sostanze ozono-lesive non determina necessariamente una modifica altrettanto robusta della dinamica dello scambio. Il recupero dell’ozono aumenta però il serbatoio stratosferico disponibile per essere trasportato nelle medie e alte latitudini. Si ritrova quindi, con una metodologia modellistica più moderna, esattamente la distinzione concettuale suggerita dalla Figura 16: i gas serra modificano in primo luogo la “capacità di trasporto” della circolazione, mentre la ripresa dell’ozono modifica la quantità della sostanza disponibile per quel trasporto. 

È altrettanto importante osservare che l’aumento futuro dello scambio mostra una forte dipendenza dallo scenario climatico. Nell’analisi CCMI di Griffiths et al., uno scenario RCP8.5 determina entro la fine del secolo incrementi della colonna troposferica di ozono stratosferico superiori di oltre tre volte a quelli simulati nello scenario RCP6.0. Questo comportamento dimostra che l’evoluzione dello scambio stratosfera-troposfera non rappresenta semplicemente una risposta inevitabile e indipendente dall’entità del cambiamento climatico, ma è sensibile alla forza della perturbazione radiativa. Quanto maggiore è il riscaldamento e la conseguente riorganizzazione della circolazione atmosferica, tanto maggiore può essere il cambiamento del trasporto stratosferico. 

La Figura 16 acquista particolare significato anche quando viene confrontata con le Figure 14 e 15 precedentemente discusse. Le tre figure descrivono differenti manifestazioni della medesima trasformazione della Brewer-Dobson Circulation. La Figura 14 mostrava che un rafforzamento dell’upwelling tropicale può ridurre l’ozono nella bassa stratosfera tropicale perché l’aria relativamente povera di ozono attraversa più rapidamente quella regione. La Figura 15 mostrava invece che una circolazione più rapida può accelerare il trasferimento dei CFC verso le regioni stratosferiche nelle quali vengono distrutti, modificandone potenzialmente la vita atmosferica. La Figura 16 completa il quadro mostrando che, dopo essere stata trasportata verso l’alto ai Tropici e successivamente verso le latitudini extratropicali, una quantità maggiore di aria stratosferica può essere reiniettata nella troposfera, aumentando il flusso di ozono.

Il sistema deve quindi essere considerato nella sua globalità. Una maggiore risalita tropicale non determina soltanto una variazione locale della bassa stratosfera tropicale, ma modifica l’intera circolazione di massa. Poiché il trasporto verso l’alto deve essere compensato da un ritorno verso quote inferiori, un rafforzamento della BDC può aumentare la subsidenza extratropicale e alimentare lo scambio con la troposfera. L’ozono diventa in questo senso un tracciante particolarmente efficace della connessione dinamica tra le differenti regioni atmosferiche. La quantità osservata nella troposfera può conservare l’impronta di processi dinamici avvenuti molto più in alto e a migliaia di chilometri di distanza.

Occorre tuttavia evitare di identificare il flusso emisferico mostrato nella Figura 16 con le concentrazioni di ozono alla superficie. L’ozono che attraversa la tropopausa entra inizialmente soprattutto nell’alta troposfera. Da quel momento può essere trasportato orizzontalmente, mescolato con aria troposferica, distrutto chimicamente oppure trasferito progressivamente verso quote inferiori. Le intrusioni stratosferiche profonde associate a pieghe della tropopausa, cicloni extratropicali, cut-off lows e correnti a getto possono occasionalmente trasportare aria ricca di ozono fino alla media o bassa troposfera, ma ciò rappresenta soltanto una parte del flusso globale. Per questo motivo un incremento del trasporto stratosfera-troposfera non implica necessariamente un aumento uniforme delle concentrazioni superficiali in tutte le regioni.

Ciononostante, le implicazioni per la qualità dell’aria possono essere rilevanti. Uno studio basato sui modelli CMIP6 ha mostrato che lo scambio stratosfera-troposfera può contribuire significativamente alle tendenze dell’ozono superficiale, con forti differenze emisferiche: nell’Emisfero Meridionale la distruzione dell’ozono stratosferico tendeva a ridurre il contributo alla troposfera durante il periodo di forte depletion, mentre questa risposta si invertiva durante la fase di recupero; nell’Emisfero Settentrionale lo scambio favoriva invece tendenze positive dell’ozono superficiale in entrambi i periodi. Lo stesso studio attribuisce allo STE circa il 29,5% della tendenza positiva simulata dell’ozono superficiale durante l’inverno boreale nelle regioni extratropicali settentrionali per il periodo 1960–2014. 

Questi risultati non significano che il trasporto stratosferico diventerà necessariamente la sorgente dominante dell’inquinamento fotochimico vicino al suolo. La produzione troposferica di ozono dipende principalmente dalla chimica dei precursori, quali ossidi di azoto, monossido di carbonio, metano e composti organici volatili, e rimane fortemente condizionata dalle emissioni antropogeniche e naturali. Tuttavia, una crescita dello stratosphere-to-troposphere transport può modificare il livello di fondo sul quale agisce questa chimica locale. La distinzione acquista particolare importanza in scenari futuri nei quali le emissioni antropogeniche dei precursori vengono fortemente ridotte: in tali condizioni la componente naturale e stratosferica può acquisire un peso relativo maggiore nel determinare la variabilità e le concentrazioni di fondo.

Anche dal punto di vista climatico l’aumento del trasporto possiede conseguenze non trascurabili. L’ozono troposferico è un gas radiativamente attivo e il suo effetto dipende fortemente dalla distribuzione verticale. Le variazioni nell’alta troposfera sono particolarmente rilevanti per il bilancio radiativo perché questa regione presenta temperature significativamente inferiori a quelle della superficie e interagisce efficacemente con la radiazione infrarossa terrestre. Un aumento della componente stratosferica dell’ozono troposferico può quindi contribuire a modificare il forcing radiativo. Hegglin e Shepherd sottolineavano già nel 2009 che il rafforzamento del flusso stratosfera-troposfera indotto dal cambiamento climatico avrebbe avuto conseguenze non soltanto per il budget dell’ozono, ma anche per il forcing radiativo e la qualità dell’aria. 

Esiste inoltre un collegamento con la capacità ossidante dell’atmosfera. L’ozono troposferico partecipa ai processi che conducono alla formazione del radicale ossidrile, una delle specie più importanti della chimica atmosferica perché controlla la rimozione di numerosi gas, incluso il metano. In linea concettuale, una variazione della quantità e della distribuzione verticale dell’ozono può quindi influenzare indirettamente la vita atmosferica del metano. Il segno e l’ampiezza di questa risposta non possono tuttavia essere dedotti semplicemente dal flusso mostrato nella Figura 16, perché la concentrazione di OH dipende contemporaneamente dal vapor d’acqua, dagli ossidi di azoto, dalla radiazione ultravioletta, dalle emissioni e dalla temperatura. La conseguenza più corretta da trarre è che lo scambio stratosferico costituisce una componente dell’accoppiamento chimico-climatico troposferico, non un controllo isolato.

La forte variabilità annuale mostrata dalle linee grigie costituisce a sua volta un risultato scientificamente importante. Il trasferimento di ozono attraverso la tropopausa può variare sensibilmente in risposta alla variabilità della circolazione stratosferica e troposferica. Le variazioni delle onde planetarie, della posizione e intensità delle correnti a getto, dei vortici polari e dei pattern di circolazione su larga scala possono modificare sia la quantità di aria che discende dalla stratosfera sia le regioni nelle quali avviene l’attraversamento della tropopausa. Ciò significa che il segnale climatico di alcuni punti percentuali per decennio emerge su un fondo caratterizzato da variazioni interannuali molto più pronunciate. La Figura 16 dimostra così visivamente perché siano necessarie serie temporali molto lunghe e grandi ensemble modellistici per identificare con sicurezza una tendenza forzata nello scambio.

Questa distinzione tra variabilità e tendenza assume particolare importanza quando si passa dalle proiezioni alle osservazioni. A differenza della temperatura superficiale, il flusso globale di ozono attraverso la tropopausa non può essere misurato direttamente e continuamente su tutto il pianeta. Le stime derivano dall’integrazione di osservazioni satellitari, ozonosondaggi, rianalisi atmosferiche, traccianti chimici e modelli di trasporto. Ogni metodo presenta proprie incertezze, soprattutto nella regione dell’alta troposfera e bassa stratosfera, dove piccoli errori nella posizione della tropopausa possono produrre differenze significative nella classificazione della massa d’aria come troposferica o stratosferica. Per questo motivo le tendenze quantitative future devono essere interpretate come proprietà delle simulazioni climatiche, pur essendo sostenute da un quadro dinamico fisicamente coerente.

La letteratura CMIP6 rafforza proprio questa necessità di prudenza. Abalos et al. [2021] hanno mostrato che i modelli concordano nel simulare un rafforzamento della BDC in risposta all’aumento della CO₂, ma evidenziano al tempo stesso una notevole dispersione nella media e alta stratosfera e una non perfetta concordanza tra alcune tendenze modellistiche e quelle inferite dalle osservazioni. Le variazioni dell’età media dell’aria risultano spesso più robuste di quelle della circolazione residua stessa. Questa complessità suggerisce che il futuro dello scambio stratosfera-troposfera debba essere valutato utilizzando simultaneamente diagnostiche dinamiche e traccianti chimici piuttosto che affidandosi a un solo indice di intensità della BDC. 

La Figura 16 riveste inoltre un particolare valore metodologico perché mostra perché sia indispensabile utilizzare modelli nei quali ozono e dinamica siano interattivi. In un modello con ozono stratosferico prescritto, un cambiamento della circolazione può modificare il trasporto ma non può modificare pienamente il serbatoio chimico che alimenta tale trasporto. Viceversa, una simulazione con chimica interattiva permette al recupero dell’ozono di modificare le concentrazioni, alla variazione dell’ozono di alterare il riscaldamento radiativo stratosferico e alla conseguente risposta termodinamica di interagire con la circolazione. Si genera quindi un sistema di feedback nel quale dinamica e chimica non possono essere considerate completamente indipendenti.

In particolare nell’Emisfero Australe, la perdita e il successivo recupero dell’ozono esercitano essi stessi un effetto sulla circolazione. La forte distruzione primaverile dell’ozono antartico raffreddò la bassa stratosfera polare, rafforzò il vortice e modificò la struttura dei venti e della circolazione dell’Emisfero Meridionale. Con la progressiva diminuzione delle sostanze ozono-lesive, una parte di questa perturbazione dovrebbe gradualmente invertirsi. Pertanto l’ozono non è soltanto una sostanza trasportata passivamente dalla BDC: attraverso le proprie proprietà radiative, contribuisce a modificare l’ambiente dinamico che ne controlla a sua volta il trasporto. Questa relazione bidirezionale aiuta a comprendere la forma non lineare della serie australe mostrata nella Figura 16.

Un altro elemento emerso dagli studi più recenti è l’importanza della distinzione tra il trasporto dovuto alla circolazione media e quello legato al mescolamento da parte degli eddies. La BDC viene spesso rappresentata schematicamente come una cella con risalita tropicale e discesa extratropicale, ma il reale movimento dei traccianti è molto più complesso. Le onde di Rossby, la loro rottura, i filamenti associati alle pieghe della tropopausa e il mescolamento quasi isentropico possono trasferire efficacemente ozono attraverso la regione UTLS. Griffiths et al. [2020] mostrano infatti che, alle alte latitudini, i cambiamenti dell’eddy transport contribuiscono all’aumento futuro dello stratosphere-to-troposphere transport insieme alla componente residua della BDC. 

Questa prospettiva consente di interpretare correttamente la differenza tra un aumento del flusso globale e la distribuzione regionale dell’ozono troposferico. La BDC può stabilire il vincolo globale sul volume di aria restituito alla troposfera, mentre i processi sinottici determinano dove e quando l’aria stratosferica penetra effettivamente verso quote inferiori. Ne consegue che regioni poste in prossimità delle storm tracks, delle correnti a getto o di aree favorevoli alle intrusioni stratosferiche possono sperimentare variazioni molto maggiori rispetto alla media emisferica. In altri termini, il valore globale rappresentato nella Figura 16 deve essere visto come il risultato integrato di un insieme estremamente eterogeneo di eventi regionali.

In questo quadro emerge anche la differenza concettuale tra scambio stratosfera-troposfera e trasporto stratosfera-troposfera. Il primo termine comprende entrambi i versi dello scambio attraverso la tropopausa, mentre il secondo identifica specificamente il ramo dalla stratosfera verso la troposfera. Su scala globale e su tempi sufficientemente lunghi, il trasporto in entrata e quello in uscita devono soddisfare il bilancio di massa atmosferico; tuttavia, per i traccianti chimici non vi è alcuna necessità che i flussi delle singole specie siano simmetrici, poiché durante la permanenza nella stratosfera le concentrazioni possono essere profondamente modificate dalla chimica e dalla fotolisi. L’ozono rappresenta un esempio particolarmente importante, essendo prodotto e distrutto nella stratosfera prima che una parte venga restituita alla troposfera.

La Figura 16 è quindi anche un esempio di come il concetto di Brewer-Dobson Circulation abbia progressivamente superato una visione puramente dinamica. La BDC è oggi considerata un elemento centrale del sistema chimico-climatico perché governa il trasporto di ozono, vapor d’acqua, aerosol e numerosi gas a lunga vita. La sua risposta al riscaldamento globale può modificare contemporaneamente la composizione della stratosfera e della troposfera, i tempi di permanenza delle specie chimiche e le interazioni radiative fra i differenti strati atmosferici. Lo studio CMIP6 di Abalos et al. sottolinea proprio che la corretta rappresentazione della BDC è indispensabile per simulare non soltanto la composizione stratosferica, ma anche diversi aspetti della variabilità e del cambiamento climatico superficiale. 

Considerata insieme agli studi successivi, la Figura 16 fornisce dunque una previsione qualitativa rimasta sorprendentemente robusta: un clima più caldo tende a rafforzare l’influenza della stratosfera sulla troposfera attraverso un aumento del trasporto di ozono. Le stime numeriche variano notevolmente perché cambiano scenario, modello e diagnostica. Hegglin e Shepherd [2009] ottennero un aumento globale del 23% tra il 1965 e il 2095; Meul et al. [2018] stimarono un incremento del flusso globale medio annuale del 53% tra il 2000 e il 2100 nello scenario RCP8.5; Griffiths et al. [2020], utilizzando un ensemble multimodello e traccianti ideali nello scenario RCP6.0, trovarono invece un incremento del 10–16% della colonna troposferica di ozono di origine stratosferica entro la fine del secolo. Questi valori riguardano quantità differenti e non devono essere messi direttamente sullo stesso piano, ma convergono verso un medesimo quadro fisico: l’aumento dei gas serra rafforza il trasporto, mentre il recupero dell’ozono modifica il serbatoio disponibile per essere trasferito. 

In conclusione, la Figura 16 rappresenta molto più di una semplice serie temporale del flusso di ozono. Essa sintetizza l’interazione tra tre trasformazioni fondamentali dell’atmosfera contemporanea: l’aumento dei gas serra, la modifica della Brewer-Dobson Circulation e la distruzione seguita dal recupero dello strato di ozono. La tendenza positiva di lungo periodo rivela l’impronta dinamica di una circolazione stratosferica progressivamente più efficiente nel trasferire massa verso la troposfera, mentre le deviazioni dalla tendenza mostrano quanto questo trasporto venga modulato dalla quantità di ozono realmente disponibile nella stratosfera. L’asimmetria tra il 2,6% per decennio dell’Emisfero Settentrionale e lo 0,8% per decennio dell’Emisfero Meridionale mostra inoltre che la risposta non è geograficamente uniforme e riflette profonde differenze nella dinamica ondulatoria e nella storia dell’ozono dei due emisferi. Gli studi successivi hanno sostanzialmente confermato questo quadro e hanno mostrato che, in scenari di forte riscaldamento, l’incremento dello scambio potrebbe essere considerevole. La conseguenza più importante è che il cambiamento climatico stratosferico non rimarrà confinato alla stratosfera: attraverso la Brewer-Dobson Circulation e lo scambio attraverso la tropopausa, esso può modificare progressivamente la composizione dell’alta troposfera e, in determinate condizioni dinamiche, influenzare anche l’ozono delle regioni inferiori. La Figura 16 diventa così una rappresentazione paradigmatica dell’atmosfera come sistema verticalmente interconnesso, nel quale trasformazioni dinamiche che avvengono nella stratosfera possono propagarsi verso il basso e contribuire, su scale pluridecadali, all’evoluzione della chimica troposferica, del forcing radiativo e del fondo naturale sul quale si sovrappongono le sorgenti antropogeniche di ozono.

8. Considerazioni conclusive

La circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno dei sistemi dinamici più estesi e influenti dell’atmosfera terrestre al di sotto di circa 50 km di quota e costituisce il principale meccanismo attraverso il quale massa, calore e numerosi costituenti chimici vengono redistribuiti nella stratosfera. La sua importanza deriva dal fatto che essa non può essere considerata semplicemente come una lenta circolazione meridiana sovrapposta alla dinamica atmosferica principale: al contrario, è una componente fondamentale del sistema climatico, risultante dall’interazione tra propagazione delle onde, circolazione residua, mescolamento ed evoluzione radiativa della stratosfera. La descrizione classica prevede una risalita media dell’aria nelle regioni tropicali, un successivo trasporto verso le latitudini extratropicali e una discesa alle medie e alte latitudini, ma questa rappresentazione schematicamente semplice nasconde una struttura tridimensionale molto più complessa, nella quale differenti branche della circolazione, differenti tempi di transito e processi di mescolamento interagiscono tra loro. È proprio questa capacità di collegare regioni atmosferiche geograficamente e verticalmente lontane che rende la Brewer-Dobson Circulation essenziale per comprendere il bilancio termodinamico della stratosfera, la distribuzione dell’ozono, il trasporto del vapor d’acqua, l’età dell’aria, la permanenza atmosferica di numerosi gas a lunga vita e lo scambio di massa tra stratosfera e troposfera.

Uno degli aspetti più importanti emersi dallo sviluppo teorico della dinamica stratosferica è che la Brewer-Dobson Circulation non deve essere interpretata come una circolazione termicamente diretta analoga alle grandi celle troposferiche. La sua componente residua è in larga misura forzata dalla dissipazione delle onde atmosferiche, che trasferiscono momento al flusso medio. Le onde planetarie di Rossby, prodotte principalmente nella troposfera e fortemente influenzate dall’orografia e dai contrasti termici longitudinali, insieme alle onde sinottiche e alle onde di gravità di scala minore, possono propagarsi nella stratosfera e, quando vengono dissipate o rompono, alterano il bilancio del momento zonale. La risposta dell’atmosfera a questo forcing produce la circolazione meridiana residua che caratterizza la BDC. Questa comprensione, consolidatasi attraverso la formulazione della media euleriana trasformata e il concetto di downward control, ha rappresentato un passaggio fondamentale da una descrizione essenzialmente qualitativa della circolazione a una teoria quantitativa capace di collegare il wave forcing alle velocità meridiane e verticali residue.

L’importanza di questo progresso teorico è stata amplificata dalla comparsa, durante gli ultimi decenni del XX secolo e l’inizio del XXI, di dataset atmosferici globali sempre più completi. Rianalisi meteorologiche, osservazioni satellitari, campagne con palloni e aeromobili e modelli climatici capaci di rappresentare esplicitamente l’intera stratosfera hanno reso possibile una caratterizzazione della BDC che ai tempi di Brewer [1949] e Dobson [1956] era inevitabilmente indiretta. Le moderne rianalisi consentono di ricostruire campi tridimensionali di vento e temperatura e di derivare diagnostiche della circolazione residua; parallelamente, modelli lagrangiani di trasporto possono utilizzare tali campi per simulare l’età dell’aria e gli spettri dei tempi di transito. Questo sviluppo ha profondamente trasformato lo studio della circolazione stratosferica, permettendo di confrontare direttamente le proiezioni climatiche con indicatori osservativi indipendenti.

L’età dell’aria è diventata, in particolare, una delle diagnostiche più importanti della Brewer-Dobson Circulation. Essa rappresenta il tempo medio trascorso dall’ingresso dell’aria nella stratosfera, ma non coincide semplicemente con il tempo di percorrenza lungo la circolazione residua. Garny et al. [2014] hanno mostrato che l’età dell’aria è determinata congiuntamente dal trasporto advettivo e dal mescolamento bidirezionale tra Tropici ed Extratropici. In gran parte della stratosfera inferiore il mescolamento può aumentare l’età attraverso processi di ricircolazione, mentre nella lowermost stratosphere extratropicale l’ingresso di aria troposferica giovane può produrre l’effetto opposto. Nelle loro simulazioni climatiche, la futura diminuzione dell’età dell’aria risultava dovuta in misura comparabile sia all’accelerazione della circolazione residua sia alla diminuzione dell’invecchiamento associato al mescolamento. Questo risultato ha contribuito a superare l’idea secondo cui “aria più giovane” rappresenti necessariamente e unicamente la firma di una più veloce circolazione media. 

La revisione di Butchart [2014] identificava come uno dei risultati più robusti della modellistica dell’epoca la previsione di un aumento del flusso netto ascendente di massa nella bassa stratosfera tropicale compreso approssimativamente tra il 2,0 e il 3,2% per decennio, a seconda dello scenario di gas serra e del modello considerato. Questo intervallo costituiva una sintesi dello stato delle conoscenze derivato soprattutto dai progetti CCMVal e dalle precedenti generazioni di Chemistry-Climate Models. Alla luce della letteratura successiva, il principio fondamentale secondo cui l’aumento dei gas serra tende a intensificare la circolazione stratosferica rimane valido, ma il quadro quantitativo è divenuto considerevolmente più articolato. Le simulazioni CMIP6 analizzate da Abalos et al. [2021] mostrano infatti una chiara accelerazione della BDC negli esperimenti con concentrazioni crescenti di CO₂, ma evidenziano contemporaneamente una forte dispersione fra i modelli nella media e alta stratosfera. La branca superficiale della circolazione presenta una relazione particolarmente stretta con la temperatura superficiale globale, mentre quella profonda mostra differenze molto maggiori, verosimilmente connesse anche alla differente rappresentazione del forcing delle onde di gravità. Le tendenze dell’età media dell’aria risultano inoltre generalmente più robuste di quelle diagnosticate direttamente dalla circolazione residua. 

Questa distinzione tra branca superficiale e branca profonda costituisce uno dei perfezionamenti più importanti della visione moderna della BDC. Parlare di un’unica “velocità della Brewer-Dobson Circulation” può infatti risultare fuorviante, poiché masse d’aria differenti possono percorrere traiettorie molto diverse. Una parte dell’aria tropicale viene trasferita rapidamente verso le medie latitudini nella bassa stratosfera, mentre un’altra raggiunge la media e alta stratosfera prima di discendere a latitudini maggiori. I differenti rami sono sostenuti da differenti componenti del wave forcing e non devono necessariamente rispondere allo stesso modo al cambiamento climatico. Di conseguenza, anche le conseguenze chimiche dipendono dalla struttura verticale della risposta: una variazione della circolazione superficiale può modificare rapidamente l’ozono della bassa stratosfera e lo scambio con la troposfera senza implicare una trasformazione equivalente della circolazione nelle quote superiori.

L’importanza della BDC per il bilancio termico della stratosfera deriva direttamente dalla sua componente verticale. La risalita tropicale produce raffreddamento adiabatico e contribuisce a mantenere la bassa stratosfera tropicale più fredda di quanto sarebbe in puro equilibrio radiativo, mentre la subsidenza alle medie e alte latitudini genera riscaldamento adiabatico. L’intensità della circolazione può pertanto modificare direttamente la struttura termica stratosferica. Questa relazione acquista particolare importanza vicino alla tropopausa tropicale, dove variazioni anche relativamente piccole della temperatura possono influenzare la quantità di vapor d’acqua che entra nella stratosfera. Randel e Park [2019] hanno confermato come il vapor d’acqua stratosferico sia strettamente controllato dal processo di freeze-drying delle masse d’aria che attraversano il cold point tropicale, inserito nella risalita media della BDC. Le variazioni della temperatura della tropopausa lasciano successivamente una caratteristica firma verticale nel cosiddetto tape recorderdel vapor d’acqua, mostrando in maniera particolarmente evidente l’accoppiamento fra dinamica e composizione. 

La stessa circolazione svolge un ruolo cruciale nell’evoluzione dell’ozono stratosferico. Come discusso nelle sezioni precedenti, un’accelerazione dell’upwelling tende a ridurre l’ozono nella bassa stratosfera tropicale, mentre il maggiore trasporto verso le latitudini extratropicali può favorirne l’aumento alle medie e alte latitudini. Nell’alta stratosfera, invece, il recupero è maggiormente governato dalla diminuzione delle sostanze ozono-lesive e dal raffreddamento prodotto dall’aumento dei gas serra. La BDC rende quindi il recupero dell’ozono un fenomeno fortemente dipendente sia dalla quota sia dalla latitudine. Allo stesso tempo, l’ozono non è un tracciante completamente passivo: modificando l’assorbimento radiativo e quindi la temperatura stratosferica, può influenzare la circolazione stessa. Questa interazione bidirezionale è particolarmente importante nell’Emisfero Meridionale, dove il buco dell’ozono antartico ha prodotto profonde modificazioni della struttura termica e dinamica della stratosfera.

Gli studi successivi alla revisione originale hanno mostrato quanto le sostanze ozono-lesive abbiano contribuito direttamente alle variazioni della BDC. Polvani et al. [2019], analizzando venti modelli chimico-climatici, hanno stimato che le ODS abbiano prodotto più della metà della risposta modellistica della circolazione durante il periodo 1980–2000. Poiché il Protocollo di Montreal ha successivamente determinato il declino delle concentrazioni di queste sostanze, il recupero dell’ozono dovrebbe esercitare nelle prossime decadi una tendenza a rallentare la BDC, contrastando parzialmente l’accelerazione prodotta dalla crescita della CO₂. Gli autori hanno stimato che la diminuzione delle ODS possa ridurre di oltre la metà alcune tendenze future dell’età dell’aria fino circa al 2080. Ciò introduce un elemento importante rispetto alla più semplice interpretazione di una continua accelerazione monotona: il futuro della BDC emerge dalla competizione tra differenti forzanti antropogeniche, alcune delle quali possono produrre effetti opposti. 

La capacità della BDC di controllare il trasporto dei traccianti rende inoltre la sua evoluzione fondamentale per la vita atmosferica dei CFC e di altre specie a lunga permanenza. Una circolazione più efficiente può portare più rapidamente l’aria contenente questi composti verso le regioni stratosferiche nelle quali avviene la fotodissociazione. Il risultato finale dipende tuttavia non soltanto dal flusso di massa, ma dalla profondità delle traiettorie e dal tempo trascorso nelle regioni fotochimicamente attive. Analogamente, la BDC determina lo scambio globale di massa tra stratosfera e troposfera e quindi il trasferimento verso il basso dell’ozono stratosferico. Gli effetti della circolazione non rimangono pertanto confinati alla chimica della stratosfera, ma possono propagarsi alla troposfera e influenzare il background dell’ozono, la capacità ossidante dell’atmosfera e il bilancio radiativo.

Un’altra applicazione fondamentale riguarda aerosol e materiale introdotto episodicamente nella stratosfera. Le grandi eruzioni vulcaniche possono immettere precursori solforati nella stratosfera, dove vengono convertiti in aerosol capaci di persistere per mesi o anni. La successiva distribuzione globale di questo materiale dipende in maniera sostanziale dalla BDC e dal mescolamento isentropico. Lo stesso principio si applica ai radionuclidi e ad altri traccianti prodotti da sorgenti localizzate: la loro distribuzione osservata fornisce informazioni sulla struttura della circolazione, mentre la circolazione ne determina la permanenza e il trasferimento fra differenti regioni atmosferiche. In questo senso, la BDC funziona contemporaneamente come un agente dinamico e come una struttura diagnostica rivelata dalla distribuzione dei traccianti.

Uno dei problemi centrali evidenziati nella revisione originale riguardava la difficoltà di conciliare la robustezza delle proiezioni modellistiche con un segnale osservativo molto meno chiaro. Questo problema è rimasto al centro della ricerca negli anni successivi. Diallo et al. [2021], utilizzando ERA5 per il periodo 1979–2018, hanno diagnosticato un’accelerazione della componente advettiva della BDC dell’ordine di circa l’1,5% per decennio, associandola a una intensificazione di lungo periodo del wave breaking. Allo stesso tempo, il confronto con ERA-Interim evidenziava differenze importanti nella forza della circolazione, soprattutto nella regione UTLS e nella stratosfera superiore. In ERA5 l’upwelling tropicale risultava generalmente più debole rispetto a ERA-Interim, a causa di un forcing più debole associato alla dissipazione delle onde planetarie e di gravità. Il risultato dimostra quanto anche dataset meteorologici altamente sofisticati possano fornire stime differenti della stessa circolazione. 

Ploeger et al. [2021], utilizzando il modello lagrangiano CLaMS forzato con ERA5, hanno affrontato il medesimo problema attraverso l’età dell’aria. La BDC ricostruita con ERA5 risultava più lenta di quella derivata da ERA-Interim e associata a un’età media maggiore; nella bassa stratosfera tropicale, i tassi di riscaldamento diabatico di ERA5 erano inferiori del 30–40%, probabilmente correggendo almeno in parte il noto bias di eccessivo upwelling di ERA-Interim. Per il periodo 1989–2018, tuttavia, l’età dell’aria mostrava una tendenza negativa in gran parte della stratosfera, qualitativamente coerente con una circolazione più rapida. La natura non lineare e in parte “a gradini” della tendenza ricordava però che variabilità multidecadale e modificazioni del sistema osservativo possono interferire con l’identificazione di un segnale climatico. 

La successiva revisione di Garny et al. [2024] ha sintetizzato i notevoli progressi compiuti nell’impiego dell’età dell’aria come diagnostica della circolazione stratosferica. Grazie all’aumento delle osservazioni satellitari e in situ e al miglioramento dei metodi di derivazione, la climatologia globale dell’età è oggi molto meglio vincolata rispetto all’epoca della revisione di Butchart. Allo stesso tempo, le tendenze osservate rimanevano ancora sufficientemente incerte da consentire una conferma chiara delle aspettative modellistiche soprattutto nella bassa stratosfera, mentre nella media stratosfera i dati non permettevano ancora di confermare o respingere in maniera definitiva le proiezioni dei modelli. Questo risultato mostrava come la difficoltà osservativa identificata nella sezione originale non fosse stata semplicemente eliminata dall’arrivo di dataset più moderni, ma progressivamente circoscritta e meglio compresa. 

Un progresso molto significativo è arrivato dalle osservazioni satellitari ACE-FTS. Saunders et al. [2025] hanno derivato l’età dell’aria da una lunga serie di misure verticalmente risolte di esafluoruro di zolfo iniziata nel 2004. Nella maggior parte delle dodici regioni esaminate nella bassa stratosfera delle medie latitudini non emergeva una tendenza statisticamente significativa, ma quattro regioni mostravano diminuzioni significative dell’età, comprese zone di entrambi gli emisferi. Gli autori interpretarono questi risultati come la prima evidenza osservativa basata su quel tipo di dataset compatibile con una possibile accelerazione della branca superficiale della BDC in regioni di entrambi gli emisferi. La conclusione restava prudente, ma riduceva ulteriormente la distanza tra proiezioni modellistiche e osservazioni. 

Il quadro ha conosciuto un ulteriore sviluppo nel 2026. Ray et al. [2026], riesaminando misure in situ dell’età dell’aria nell’Emisfero Settentrionale per il periodo 1993–2025 con procedure di elaborazione migliorate e nuovi campionamenti, hanno ottenuto tendenze negative dell’età media nella stratosfera extratropicale settentrionale. Il segno è opposto a quello suggerito da molti studi osservativi precedenti e indica un’accelerazione della circolazione stratosferica dalla metà degli anni Novanta, qualitativamente coerente con le aspettative dei modelli climatici. Lo studio non chiude però definitivamente il problema: l’accelerazione osservata risulta più intensa di quella simulata e possiede una struttura verticale differente. Il risultato è particolarmente significativo proprio rispetto all’obiettivo formulato nella revisione originale, perché riduce l’apparente discrepanza fra osservazioni e modelli senza eliminarla completamente. 

La comparazione tra emisferi introduce un’ulteriore dimensione di complessità. Ploeger e Garny [2022] hanno evidenziato che, nelle decadi più recenti, l’aria stratosferica dell’Emisfero Settentrionale è diventata relativamente più vecchia rispetto a quella dell’Emisfero Meridionale nelle diverse rianalisi esaminate. Questo comportamento non deve essere interpretato automaticamente come una confutazione delle proiezioni climatiche, perché il recupero dell’ozono produce una specifica risposta emisferica che può rallentare la circolazione soprattutto nell’Emisfero Australe. Inoltre, le anomalie del trasporto lasciano impronte osservabili sulla composizione della bassa stratosfera e potenzialmente possono propagarsi verso la troposfera. Un’analisi osservativa pubblicata nel 2025 ha ulteriormente confermato una marcata asimmetria emisferica nel periodo 2004–2017, con un invecchiamento relativo dell’aria settentrionale rispetto a quella australe fino a circa 0,3 anni per decennio nella media stratosfera. 

Questi risultati mostrano perché sia necessario distinguere accuratamente una tendenza globale della BDC dalle variazioni regionali, emisferiche e temporali. La circolazione risponde contemporaneamente ai gas serra, al recupero dell’ozono, alla variabilità naturale associata a QBO ed ENSO, alle variazioni dei vortici polari e all’attività ondulatoria troposferica. Una serie osservativa relativamente breve può quindi essere dominata da processi interni che temporaneamente rafforzano, attenuano o persino invertono il segnale climatico di fondo. La difficoltà non rappresenta necessariamente un fallimento dei modelli: mostra piuttosto quanto sia impegnativo confrontare una risposta forzata secolare con osservazioni che coprono soltanto pochi decenni e sono influenzate da sistemi di misura in evoluzione.

Rimane particolarmente importante la questione del forcing ondulatorio. La robustezza della risposta complessiva della BDC nei modelli contrasta con la difficoltà di attribuirla quantitativamente alle differenti classi di onde. Già Butchart sottolineava come modelli che producevano accelerazioni simili della circolazione potessero raggiungere tale risultato attraverso contributi molto diversi delle onde planetarie, delle onde sinottiche e delle onde di gravità. Questa incertezza non è scomparsa nelle generazioni modellistiche successive. Abalos et al. [2021] hanno evidenziato come la grande dispersione CMIP6 nella risposta della media e alta stratosfera sia probabilmente legata almeno in parte al forcing parametrizzato delle onde di gravità. Ciò rappresenta ancora un limite strutturale importante, perché molte onde di piccola scala non possono essere risolte direttamente dai modelli climatici globali e devono essere rappresentate mediante schemi parametrizzati. 

Per le onde di Rossby risolte, il meccanismo proposto da Shepherd e McLandress [2011], basato sullo spostamento dei livelli critici e sulla conseguente modificazione delle regioni di rottura delle onde in risposta ai cambiamenti del vento zonale, continua a fornire un importante quadro concettuale. Tuttavia, la realtà presenta una rete di feedback complessa: il riscaldamento troposferico e il raffreddamento stratosferico modificano i gradienti termici e i venti; questi modificano i waveguide e i livelli critici; la propagazione ondulatoria altera il drag; il drag modifica la circolazione residua; la circolazione cambia a sua volta temperatura e distribuzione dei traccianti. La risposta climatica della BDC è pertanto il risultato emergente di un sistema accoppiato piuttosto che di un singolo meccanismo lineare.

La crescente comprensione di questi processi rafforza anche il ruolo della BDC nel collegamento dinamico fra stratosfera e troposfera. La circolazione stratosferica può modificare la struttura dei vortici polari, i gradienti meridionali di temperatura e la posizione dei venti zonali e può quindi interagire con quei processi attraverso i quali anomalie stratosferiche influenzano la troposfera. La letteratura successiva ai lavori di Baldwin et al., Karpechko e Manzini e Scaife et al. ha ampiamente consolidato il concetto di downward coupling: determinate anomalie della stratosfera possono propagarsi verso il basso e modificare la circolazione troposferica per settimane o mesi. La BDC non è l’unico elemento di questo accoppiamento, ma ne costituisce una componente strutturale perché regola il bilancio di massa e temperatura della stratosfera all’interno del quale vortici polari e onde interagiscono.

Ne deriva che gli effetti di una BDC in cambiamento non possono essere confinati concettualmente alla stratosfera. La variazione del trasporto dell’ozono verso la troposfera modifica la composizione dell’alta troposfera; la variazione del vapor d’acqua stratosferico influenza il bilancio radiativo; il cambiamento dell’età dell’aria modifica l’elaborazione chimica delle sostanze a lunga vita; le variazioni dell’ozono alterano il riscaldamento radiativo e possono retroagire sulla dinamica; il cambiamento della struttura stratosferica può influenzare la propagazione delle onde e, attraverso il coupling verso il basso, anche la circolazione troposferica. In questo senso, la Brewer-Dobson Circulation rappresenta una delle principali vie attraverso cui le trasformazioni del clima possono propagarsi verticalmente nel sistema atmosferico.

La prospettiva moderna rende inoltre evidente che una singola diagnostica non è sufficiente per determinare lo stato e l’evoluzione della circolazione. Il flusso tropicale ascendente misura direttamente una componente della circolazione residua ma non descrive pienamente il mescolamento. L’età media dell’aria integra l’effetto del trasporto nel tempo, ma dipende sia dall’advezione sia dalla ricircolazione. Gli spettri delle età forniscono informazioni più complete sui differenti tempi di transito, ma sono difficili da vincolare osservativamente. I traccianti chimici aggiungono informazioni indipendenti, ma la loro distribuzione può essere modificata dalla chimica. Le rianalisi forniscono una copertura globale, ma presentano discontinuità e dipendono dal sistema di assimilazione. La strategia più robusta consiste quindi nella convergenza di più diagnostiche indipendenti, accompagnate dal confronto sistematico tra osservazioni, rianalisi e modelli.

Alla luce delle conoscenze disponibili fino al 2026, è particolarmente interessante rivalutare la conclusione originaria secondo cui le proiezioni modellistiche di un’accelerazione della BDC erano robuste ma difficili da confermare con le osservazioni. Quella tensione non è completamente scomparsa, ma la situazione è profondamente cambiata. Le rianalisi moderne mostrano segnali di accelerazione, sebbene sensibili al prodotto utilizzato; le osservazioni satellitari dell’età dell’aria iniziano a mostrare segnali coerenti almeno nella branca superficiale; e la rianalisi delle misure in situpubblicata da Ray et al. nel 2026 individua una diminuzione dell’età media dell’aria nell’Emisfero Settentrionale coerente nel segno con le previsioni climatiche. Al tempo stesso, differenze nell’intensità e nella struttura verticale impediscono ancora di affermare che osservazioni e modelli abbiano raggiunto una completa concordanza. 

Questo rappresenta forse uno dei risultati più istruttivi dell’evoluzione della ricerca sulla Brewer-Dobson Circulation: una previsione modellistica robusta non deve necessariamente produrre immediatamente un segnale osservativo semplice e uniforme. Nel sistema climatico reale, il forcing antropogenico si sovrappone alla variabilità naturale, all’evoluzione dell’ozono, alla risposta delle onde e ai cambiamenti dei sistemi osservativi. Identificare la risposta richiede quindi decenni di misure, continuità strumentale e un’accurata comprensione dei processi. Proprio per questo la revisione del 2024 sull’età dell’aria e i risultati osservativi del 2025–2026 attribuiscono grande importanza alla prosecuzione delle misure di traccianti stratosferici a lunga vita e al mantenimento di osservazioni verticalmente risolte. 

Nel complesso, l’immagine scientifica che emerge è quella di una circolazione globale destinata probabilmente a modificarsi ulteriormente in un clima più caldo, ma secondo una struttura molto più complessa di una semplice accelerazione uniforme del 2–3% per decennio. L’aumento dei gas serra tende a rafforzare il trasporto stratosferico; il recupero dell’ozono può contrastare parte di questa risposta, soprattutto nell’Emisfero Australe; le branche superficiale e profonda possono evolvere diversamente; il mescolamento modifica l’età dell’aria insieme alla circolazione residua; e la ripartizione del forcing tra onde planetarie e onde di gravità rimane una delle principali fonti di incertezza. Le simulazioni CMIP6 confermano il nucleo fondamentale della previsione formulata dalle generazioni precedenti di modelli, ma allo stesso tempo mostrano perché una singola cifra non possa descrivere completamente l’evoluzione futura della BDC. 

La Brewer-Dobson Circulation deve pertanto essere considerata come una componente integratrice dell’intero sistema atmosferico. Essa collega dinamica, chimica e radiazione; mette in comunicazione Tropici e regioni polari; collega la troposfera alla stratosfera e successivamente la stratosfera nuovamente alla troposfera; controlla il percorso di numerosi traccianti e contemporaneamente risponde alle modificazioni radiative prodotte da alcuni di essi. Il cambiamento della BDC influenza l’ozono, mentre le variazioni dell’ozono possono modificare la BDC; influenza l’ingresso del vapor d’acqua, mentre la composizione stratosferica modifica il bilancio radiativo; altera il tempo di permanenza dei gas a lunga vita e può contemporaneamente modificare il loro impatto climatico. Questa rete di interazioni rende la circolazione uno degli esempi più chiari del carattere accoppiato dell’atmosfera terrestre.

In conclusione, oltre un decennio di ricerche successive alla revisione di Butchart ha sostanzialmente rafforzato, ma anche reso più sofisticato, il quadro delineato nelle sue considerazioni finali. La previsione fondamentale secondo cui il cambiamento climatico tende ad accelerare la circolazione stratosferica rimane supportata dalle moderne generazioni di modelli e comincia a trovare evidenze osservative più convincenti, pur con importanti differenze regionali e verticali. L’età dell’aria si è trasformata da indicatore teorico a potente diagnostica osservativa e modellistica; il ruolo del mescolamento è stato quantificato con maggiore precisione; l’importanza delle sostanze ozono-lesive nel determinare le tendenze della BDC è stata riconosciuta; e le differenze tra branche superficiale e profonda sono oggi considerate indispensabili per interpretare la risposta climatica. La pubblicazione di Ray et al. [2026], mostrando una diminuzione osservata dell’età media nell’Emisfero Settentrionale coerente con un’accelerazione della circolazione dal 1993 al 2025, costituisce un passaggio particolarmente rilevante nel tentativo di colmare il divario storico fra modelli e osservazioni, anche se rimangono discrepanze nella magnitudine e nella struttura verticale della risposta. In questa prospettiva, la Brewer-Dobson Circulation non è soltanto un fenomeno della stratosfera, ma una delle grandi strutture organizzatrici dell’atmosfera terrestre: una circolazione capace di trasformare una perturbazione dinamica o radiativa in cambiamenti della temperatura, della composizione chimica e del trasporto su scala planetaria. Comprendere con maggiore precisione la sua evoluzione rappresenta quindi una condizione essenziale non soltanto per prevedere il futuro dello strato di ozono, dei CFC, del vapor d’acqua e degli aerosol stratosferici, ma anche per determinare come i cambiamenti della stratosfera potranno interagire con la troposfera, il clima superficiale e la variabilità meteorologica nel corso del XXI secolo.