La Circolazione di Brewer-Dobson

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

La circolazione di Brewer-Dobson rappresenta uno degli aspetti più significativi e solidamente attestati relativi al cambiamento climatico indotto dall’incremento dei gas serra. Analizzando le proiezioni dei modelli climatici e di chimica-clima nell’ultimo decennio, emerge che, a seconda dello scenario dei gas serra considerato, si registra un’accelerazione compresa tra il 2.0% e il 3.2% per decennio della circolazione di massa globale dell’aria dalla troposfera alla stratosfera. Questo processo è fondamentale per comprendere il dinamismo atmosferico, poiché l’aria troposferica, dopo essere salita nella stratosfera nei tropici, si muove verso i poli prima di discendere nelle regioni di medie e alte latitudini.

Nonostante l’importanza di questo fenomeno, la circolazione di Brewer-Dobson è attualmente poco definita dalle osservazioni dirette, lasciando aperte numerose questioni cruciali circa la sua natura e funzionamento. Questa rassegna si propone di esplorare gli sviluppi storici legati alle osservazioni, alla teoria e ai modelli che hanno contribuito a descrivere la circolazione di Brewer-Dobson. Verranno inoltre esaminate in dettaglio le basi della nostra attuale comprensione di questo fenomeno, analizzando i meccanismi che lo regolano e come esso risponde ai cambiamenti climatici.

Un altro aspetto fondamentale trattato in questo studio riguarda gli impatti dei cambiamenti indotti dall’attività umana sulla circolazione di Brewer-Dobson. La comprensione di questi effetti è essenziale per valutare le possibili evoluzioni future del nostro clima e per sviluppare strategie di mitigazione e adattamento efficaci. Attraverso questa analisi approfondita, si spera di gettare luce su uno degli aspetti più complessi e meno compresi del sistema climatico terrestre, offrendo al tempo stesso spunti per future ricerche in questo ambito fondamentale.

1. Introduzione

Questo documento offre una panoramica dei progressi recenti, dello stato attuale e delle sfide nell’ambito della comprensione della circolazione di Brewer-Dobson e della sua risposta ai cambiamenti climatici. Si adotta una prospettiva dinamica e meteorologica che rispecchia l’accento posto dalla maggior parte delle ricerche recenti su questo argomento. Inoltre, vengono citati alcuni studi particolarmente rilevanti riguardanti il trasporto osservato di traccianti materiali.

Il termine “circolazione di Brewer-Dobson” è stato utilizzato per la prima volta in un articolo sottoposto a revisione paritaria più di cinquant’anni fa, pubblicato da Newel nel 1963 sul Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. Articoli precedenti avevano usato un termine equivalente, “circolazione di Dobson-Brewer”, con il primo esempio pubblicato su Nature da Goldsmith e Brown nel 1961. Sebbene entrambi i termini fossero utilizzati per descrivere lo stesso fenomeno, ovvero una circolazione di massa globale in cui l’aria troposferica entra nella stratosfera nei tropici per poi muoversi verso l’alto e verso i poli prima di scendere nelle latitudini medie e alte, il modello fisico di base era stato proposto da Dobson e Brewer per spiegare le osservazioni relative all’ozono e al vapore acqueo, sebbene il loro ragionamento fisico abbia trovato un supporto teorico completo solo con i successivi lavori di Andrews e McIntyre e di Boyd negli anni ’70.

Nell’ultimo decennio, il crescente interesse per la circolazione di Brewer-Dobson è stato stimolato soprattutto dallo sviluppo di modelli generali di circolazione (GCMs) che risolvono la stratosfera e di modelli di chimica-clima (CCMs), oltre che da miglioramenti nelle osservazioni e nelle ri-analisi, e dagli sviluppi teorici. Questi studi hanno coerentemente previsto un’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson come risposta ai cambiamenti climatici indotti dai gas serra, in linea con i risultati pionieristici di Rind e collaboratori. Nonostante ciò, rimane difficile osservare tali cambiamenti nella forza della circolazione di Brewer-Dobson attraverso le misurazioni disponibili, ponendo sfide significative per la ricerca futura in questo campo essenziale per comprendere il nostro sistema climatico.

Una delle sfide nell’analisi della circolazione di Brewer-Dobson risiede nel fatto che, se da un lato essa può essere esaminata direttamente attraverso i risultati dei modelli, dall’altro, i cambiamenti osservati in questa circolazione vengono dedotti indirettamente dal comportamento dei traccianti materiali. Questo approccio indiretto porta inevitabilmente a incertezze significative, un tema che viene approfonditamente discusso nella sezione 5.

Nonostante l’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson sia considerata una delle previsioni più affidabili dei modelli climatici, esistono ancora notevoli incertezze riguardanti i meccanismi specifici che la guidano. In particolare, rimangono aperte questioni sui meccanismi responsabili dei cambiamenti secolari e della variabilità. La teoria predominante è quella di una circolazione azionata dalle onde, anche se nelle simulazioni dei modelli si osserva una grande variabilità nella divisione dell’azione motrice tra i diversi tipi di onde, come le onde di Rossby planetarie e sinottiche risolte e le onde di galleggiabilità non risolte (parametrizzate). Le sezioni 4 e 5.2 affrontano la comprensione attuale del ruolo di questi diversi tipi di onde, mentre la sezione 6 si dedica ai processi che stanno dietro ai cambiamenti secolari a lungo termine.

I cambiamenti nella circolazione di Brewer-Dobson influenzeranno molti aspetti della stratosfera. Tra questi, gli effetti più significativi si manifesteranno probabilmente nella ripresa dell’ozono stratosferico, nei cambiamenti nelle durate di vita delle sostanze che impoveriscono l’ozono e di alcuni gas serra, e nello scambio di massa tra la stratosfera e la troposfera. Questi impatti sono oggetto di analisi nella sezione 7.

Infine, la sezione 8 presenta le considerazioni conclusive, riassumendo i punti chiave della discussione e sottolineando le aree in cui ulteriori ricerche sono necessarie per una comprensione più completa della circolazione di Brewer-Dobson e dei suoi effetti sul clima terrestre.

2. Storia

Il concetto di una circolazione di massa globale nella stratosfera affonda le sue radici negli studi pionieristici di Dobson e colleghi nel 1929. Questi ricercatori, di fronte al dilemma rappresentato dall’alta concentrazione di ozono nell’Artico durante la primavera e la bassa concentrazione nei Tropici, ipotizzarono che ciò potesse essere spiegato solo ammettendo una lenta deriva polare nell’atmosfera più elevata, accompagnata da una graduale discesa dell’aria nelle vicinanze del Polo. Questa visione fu corroborata anche da Brewer nel 1949, il quale osservò che i fenomeni registrati nelle misurazioni del vapore acqueo nell’alta atmosfera potevano essere compresi supponendo che l’aria entri lentamente nella stratosfera all’equatore, si muova verso i poli e poi scenda verso la troposfera nelle regioni temperate e polari. Nonostante Brewer esprimesse perplessità riguardo alla violazione apparente della conservazione del momento angolare man mano che l’aria si spostava verso i poli, Dobson nel 1956 confermò il modello fisico di base.

Successivi affinamenti furono guidati dall’analisi del trasporto stratosferico, dedotto dalla caduta di detriti radioattivi, risultato dei numerosi test nucleari atmosferici condotti dagli Stati Uniti nel Pacifico tropicale settentrionale alla fine degli anni ’50. Anche l’Unione Sovietica contribuì significativamente con test atmosferici, sebbene le loro esplosioni avvenissero a latitudini medie e alte. Il Regno Unito partecipò anch’esso, seppur in misura minore, con test nell’Emisfero Sud. La persistenza dei picchi tropicali di concentrazione di detriti radioattivi e di aerosol da eruzioni vulcaniche tropicali fornì le prime prove di un trasporto debole fuori dai Tropici, indicando così l’esistenza di barriere al trasporto subtropicale.

Il primo tentativo di quantificare la circolazione meridionale stratosferica, basandosi sulla forzatura diabatica, fu realizzato da Murgatroyd e Singleton nel 1961. Utilizzando i tassi di riscaldamento radiativo, dedussero un moto ascendente alla tropopausa tropicale, una discesa attraverso la tropopausa extratropicale e un intenso trasporto nella mesosfera dall’emisfero estivo a quello invernale. Questi sforzi pionieristici gettarono le basi per la nostra comprensione attuale della circolazione stratosferica globale, sottolineando l’importanza di studi multidisciplinari nell’ambito della meteorologia e della climatologia.

La comprensione della circolazione di massa stratosferica ha preso una svolta significativa grazie agli studi iniziali, ma non senza riscontrare alcune complessità. Murgatroyd e Singleton, nel 1961, riconobbero una possibile violazione della conservazione del momento angolare nel loro modello, suggerendo così l’omissione di cruciali processi a vortice. Tale osservazione fu in netto contrasto con i risultati di Vincent nel 1968, che, includendo il contributo dei vortici corretti nella sua analisi, identificò due celle di circolazione nella stratosfera, anziché una unica, con una cella inversa alle alte latitudini caratterizzata da ascensione nelle regioni polari e discesa nelle medie latitudini.

Il dilemma posto da queste osservazioni contraddittorie trovò risposta solo con il lavoro di Andrews e McIntyre tra il 1976 e il 1978. Essi proposero di sostituire la media Euleriana con un approccio più idoneo, optando per la media Lagrangiana generalizzata o per la loro innovativa media Euleriana trasformata. Dunkerton, seguendo questa nuova prospettiva, fu in grado di delineare una rappresentazione dinamicamente coerente delle linee di flusso del trasporto medio nell’atmosfera superiore, fornendo così una definizione che oggi è ampiamente accettata come rappresentativa della circolazione di Brewer-Dobson, nonostante le successive precisazioni e i vari modelli adottati per descriverla.

Questa nuova comprensione fu ulteriormente consolidata dai calcoli delle traiettorie advettive delle particelle d’aria effettuati da Kida nel 1983, che confermarono l’accuratezza di questa rappresentazione. Inoltre, il concetto di “controllo dal basso”, ispirato dal lavoro teorico di Andrews e McIntyre, ha arricchito la comprensione dei meccanismi fondamentali che regolano la circolazione di Brewer-Dobson, in particolare attraverso il fenomeno di rottura delle onde e il relativo “pompage giroscopico”. Questi avanzamenti hanno offerto una panoramica dettagliata e comprensiva dei processi atmosferici, gettando le basi per una migliore interpretazione dei fenomeni legati alla circolazione globale nell’alta atmosfera.

La Figura 1 illustra in modo chiaro la dinamica delle velocità medie di Lagrange nell’atmosfera terrestre durante i mesi equinoziali, fornendo una visione schematica del flusso di aria stratosferico che caratterizza la circolazione di Brewer-Dobson. Nella figura sono raffigurate le linee di flusso che si estendono in verticale dai 20 ai 70 chilometri di altitudine, disposte in modo da mostrare come l’aria ascenda in prossimità dell’equatore, si sposti verso i poli nelle zone più alte dell’atmosfera, e poi discenda verso quote più basse ritornando verso l’equatore. Questa ampia circolazione forma una specie di loop che si ripete, indicativo del processo che avviene nella stratosfera.

Le linee di flusso disegnate per i mesi equinoziali suggeriscono che il modello di circolazione sia relativamente simmetrico rispetto all’equatore, un periodo in cui l’incidenza della radiazione solare è bilanciata tra i due emisferi. Questo modello di circolazione è fondamentale per comprendere il trasporto di calore, umidità e vari composti chimici attraverso i diversi strati dell’atmosfera.

La rappresentazione di Dunkerton del 1978 serve quindi non solo come un punto di riferimento per i modelli atmosferici, ma anche come fondamentale strumento didattico per comprendere le grandi scale del movimento atmosferico che hanno impatti sia locali che globali. Per approfondire, la consultazione diretta della sezione 3.3 del suo lavoro permetterebbe di esplorare il contesto teorico e i dettagli analitici che stanno dietro a questa stima del flusso medio generalizzato di Lagrange.

3. Modelli che Descrivono la Circolazione di Brewer-Dobson

La circolazione di Brewer-Dobson, essendo priva di una definizione formale, è stata interpretata attraverso una serie di modelli per descrivere le varie circolazioni di rovesciamento presenti nella stratosfera. Questa flessibilità nel termine ha portato a includere descrizioni che, in alcuni casi, potrebbero deviare dai modelli fisici e teorici inizialmente proposti da Dobson, Brewer e successivamente da Dunkerton. Per le nostre finalità, la circolazione di Brewer-Dobson sarà intesa come quella circolazione di massa stratosferica, da equatore a polo e a cella singola, media nel tempo, una definizione che pur essendo ampia, trova corrispondenza in numerosi modelli e nei loro continui affinamenti.

La “circolazione di massa” zonalmente media nella stratosfera si basa sul trasporto di traccianti conservativi, quali l’ozono a quote inferiori a circa 48 km, o di isotopi radioattivi. Questi traccianti, per quanto possano essere considerati “quasi-conservativi” o “a lunga vita”, presentano fonti e pozzi, o tassi di decadimento, che su scale temporali di avvezione rilevanti risultano essere minimi.

Tale circolazione di massa, soprattutto in media stagionale, può essere efficacemente approssimata dalla “circolazione diabatica” zonalmente media. Quest’ultima, seguendo l’approccio originale di Murgatroyd e Singleton del 1961, viene dedotta diagnosticamente attraverso l’uso di tassi di riscaldamento radiativo e di temperature, preferendo la temperatura potenziale alla temperatura effettiva. Tuttavia, Murgatroyd e Singleton ammisero di aver omesso nel loro modello il termine relativo alla convergenza del flusso di calore dovuto ai vortici, elemento che differenzia notevolmente le circolazioni meridionali diabatica ed Euleriana media, soprattutto in contesti come la stratosfera dell’emisfero nord durante l’inverno.

Questa discrepanza tra le due descrizioni della circolazione evidenzia la struttura a due celle, fisicamente non plausibile, della circolazione meridionale media Euleriana, rispetto alla quale il movimento medio Lagrangiano delle particelle d’aria nel piano meridionale appare ben diverso. Questo esemplifica non solo la complessità della circolazione stratosferica ma anche l’importanza di continuare a raffinare e confrontare i modelli per una comprensione sempre più accurata della dinamica atmosferica.

3.2. Circolazione Media Euleriana Trasformata

Il contrasto tra la circolazione diabatica e quella media Euleriana nasce dalla rettifica non lineare dei processi di trasporto dei vortici che influenzano il trasporto medio, fenomeno spesso descritto come deriva di Stokes. Una trasformazione semplice ma geniale delle equazioni Euleriane medie, realizzata da Andrews e McIntyre, ha portato alla definizione dell’alternativa “circolazione media residua”. Questa, in molti contesti, unisce in modo efficace i contributi del trasporto dei vortici e del trasporto medio in un’unica entità ben approssimata.

Questa innovativa formulazione della “Circolazione Media Euleriana Trasformata (TEM)” introduce una circolazione media residua che fonde armoniosamente il trasporto medio e quello vorticoso. Importante è la trasformazione dell’equazione termo-dinamica che, insieme all’equazione di continuità di massa, forma il cuore di questo approccio. Nei flussi quasi-geostrofici, quando le condizioni di non accelerazione prevalgono, i termini di forzamento dei vortici corretti diventano insignificanti, facendo sì che le equazioni originali e quelle trasformate si allineino sostanzialmente.

In tale contesto, la circolazione media residua si avvicina con buona approssimazione alla circolazione diabatica, rendendo di solito superflua la distinzione tra le due nella diagnosi della circolazione di Brewer-Dobson, specialmente per quanto riguarda i rami di salita e discesa. Tale avanzamento ha notevolmente migliorato la nostra comprensione dei meccanismi di trasporto all’interno della stratosfera, offrendo una rappresentazione più precisa e integrata del trasporto atmosferico medio.

3.3. Circolazione Media Lagrangiana Generalizzata/Modificata e Circolazioni di Trasporto

Nel 1978, Dunkerton ha avanzato l’idea che le circolazioni diabatica e media residua offrissero stime attendibili della “circolazione media Lagrangiana generalizzata”, concetto introdotto da Andrews e McIntyre. Quest’approccio prevede l’utilizzo di medie calcolate su gruppi di particelle fluide in movimento, piuttosto che medie su basi fisse come la latitudine, tipiche della media Euleriana convenzionale. La versione generalizzata o modificata di questa media Lagrangiana prende in considerazione insiemi di particelle fluide che, inizialmente, condividono proprietà fisiche quasi-conservative uniformi, quali vorticità potenziale e temperatura potenziale. Questa rappresentazione offre una visione più accurata del trasporto medio di massa nella stratosfera, sebbene la sua applicazione pratica presenti notevoli sfide.

Una problematica di rilievo è che la circolazione media Lagrangiana generalizzata non adempie a un’equazione di continuità di massa. Quando tale circolazione è stata analizzata attraverso modelli numerici da Kida e successivamente da Plumb e Mahlman, è emersa una componente divergente significativa, mostrando alcune discrepanze rispetto al flusso medio Lagrangiano descritto da Dunkerton. Per ovviare a questo ostacolo, Plumb e Mahlman hanno definito una “circolazione di trasporto” che rappresenta il trasporto advettivo operato dalla componente non divergente della circolazione meridionale media Lagrangiana, ottenendo così una descrizione della circolazione che meglio corrisponde a quella illustrata nella figura di riferimento. Questa circolazione di trasporto coincide sostanzialmente con la circolazione media residua, almeno per perturbazioni adiabatiche di piccola ampiezza.

Tuttavia, Plumb e Mahlman hanno anche osservato che il trasporto complessivo nel loro modello di circolazione generale (GCM) durante i solstizi include contributi significativi derivanti da processi diffusivi, ulteriormente dettagliati nella figura seguente. Queste osservazioni contribuiscono a una comprensione più profonda e sfaccettata dei meccanismi di trasporto all’interno della stratosfera, sottolineando l’importanza delle interazioni tra diversi processi fisici nel determinare la dinamica del trasporto atmosferico.

La Figura 2 offre un’immagine semplificata ma efficace del trasporto atmosferico come modellato da un GCM durante i solstizi, catturando così le caratteristiche stagionali del movimento atmosferico. Le frecce più larghe segnano il percorso del trasporto advettivo: durante il solstizio estivo nell’emisfero superiore, l’aria riscaldata dall’equatore sale e si dirige verso i poli. Giunta ai poli, questa massa d’aria si raffredda e si abbassa, creando un flusso circolare. In inverno, nell’emisfero opposto, il processo è simile ma meno intensamente definito, a causa del differente angolo di incidenza dei raggi solari e dell’accumulo di freddo.

Le frecce sottili e doppie rappresentano il trasporto diffusivo. A differenza dell’advettivo, il trasporto diffusivo si occupa di distribuire sostanze come gas e particelle attraverso un processo di miscelazione, piuttosto che spostare masse significative d’aria. È un fenomeno più sottile ma non meno importante, che consente una distribuzione capillare di elementi atmosferici e contribuisce a mantenere l’equilibrio dell’atmosfera.

Complessivamente, questa figura illustra in maniera grafica le dinamiche fondamentali che guidano il sistema climatico terrestre durante le diverse stagioni, mettendo in luce i meccanismi chiave che definiscono il clima e il tempo atmosferico su scala globale, come parte integrante della comprensione dei cicli stagionali e della loro rappresentazione nei modelli climatici avanzati.

3.4 Barriere di Mescolamento e Trasporto

Il mescolamento bidirezionale, inclusi i processi diffusivi discussi da Plumb e Mahlman nel 1987 e l’agitazione rapida dei pacchetti d’aria, sono riconosciuti come componenti cruciali del trasporto nella stratosfera, come evidenziato negli studi di Plumb del 2002 e Shepherd del 2007. Questo fenomeno è il risultato dell’azione delle onde che, ad esempio, inducono la circolazione meridionale media residua attraverso la loro rottura e dissipazione. Tale agitazione è principalmente orizzontale per le onde di Rossby a scala planetaria e sinottica.

In particolare, l’agitazione provocata dalle onde planetarie si manifesta prevalentemente durante l’inverno in un’ampia zona di surf alle medie latitudini, mentre le onde a scala sinottica agiscono durante tutto l’anno nella parte bassa della stratosfera subtropicale, estendendosi sopra e oltre i getti subtropicali fino a 25 km di altezza in estate. Generalmente, il trasporto associato a quest’agitazione è notevolmente più rapido rispetto all’advezione orizzontale effettuata dalle circolazioni diabatiche o medie residue. Ciò suggerisce che il trasporto di massa stratosferico medio può essere efficacemente descritto tramite una combinazione di advezione verticale e mescolamento orizzontale bidirezionale (isentropico).

Le zone di forte mescolamento, come la zona di surf, generano netti gradienti di vorticità potenziale ai loro confini, funzionando da barriere di trasporto attorno al vortice polare invernale e nei Subtropici. Notabilmente, si osserva una barriera subtropicale anche nell’emisfero estivo, sebbene le motivazioni di questo fenomeno rimangano da chiarire. Tali barriere suddividono la stratosfera in quattro regioni distinte: l’emisfero estivo, i Tropici, la zona di surf e il vortice polare invernale.

Plumb, nel 2007, ha sintetizzato come la circolazione meridionale e il mescolamento contribuiscano al trasporto in queste quattro aree. In sintesi, mentre la circolazione meridionale risulta debole in estate, è marcata nelle altre stagioni, caratterizzata da un intenso sollevamento tropicale seguito da movimento verso i poli e discesa nell’emisfero invernale. All’interno della zona di surf, l’agitazione prevale sul trasporto orizzontale mediato dalla circolazione meridionale. Questa predominanza è talmente accentuata che, secondo quanto trovato da Pendlebury e Shepherd in uno studio del 2003 su un modello meccanistico, la componente meridionale della velocità media lagrangiana, derivata dai movimenti dei pacchetti d’aria, differisce significativamente dalla componente meridionale della velocità TEM (media residua), benché per le componenti verticali si riscontri una corrispondenza molto più stretta. Al di fuori della zona di surf, dove il mescolamento e la dissipazione delle onde sono meno intensi, si osserva invece un buon accordo quantitativo tra le velocità medie lagrangiane e TEM.

3.5. Età Media dell’Aria

L'”età media dell’aria” rappresenta un parametro diagnostico fondamentale per il trasporto atmosferico, incorporando gli effetti del lento trasporto operato dalle circolazioni diabatiche o medie residue insieme al mescolamento bidirezionale. Quest’ultimo include sia la diffusione numerica sia, in alcuni casi, quella esplicita nelle simulazioni di modelli, oltre all’agitazione rapida dei pacchetti d’aria, come descritto da Hall e Plumb nel 1994. L’età dell’aria è comunemente definita come il tempo necessario all’aria per viaggiare da un punto di ingresso iniziale, generalmente considerato il punto di entrata stratosferica al tropopausa tropicale, fino a una data località [Waugh e Hall, 2002].

Tuttavia, a causa del mescolamento, un pacchetto d’aria è costituito da una miscela di diverse porzioni d’aria, ognuna delle quali ha seguito diversi percorsi di trasporto, con tempi di transito variabili. Questo significa che non vi è un’età unica per il pacchetto, ma piuttosto uno spettro di età, come delineato da Kida nel 1983, accompagnato da un’età media calcolata. Una caratteristica distintiva di questa combinazione di mescolamento, agitazione e advezione per mezzo della circolazione meridionale si manifesta in una distribuzione dell’età media dell’aria, caratterizzata da isoplete che si gonfiano verso l’alto nei Tropici e si abbassano verso le latitudini più elevate, situando l’aria più anziana alle altitudini più elevate a tutte le latitudini, come illustrato, ad esempio, nella Figura 3.

Senza il contributo del trasporto bidirezionale, risultato dell’agitazione quasi-isentropica, l’aria più vecchia si troverebbe solamente nella stratosfera bassa polare, a seguito del trasporto attraverso la circolazione di rovesciamento. Questo approccio multidimensionale per comprendere l’età dell’aria evidenzia la complessità e l’interconnessione dei processi di trasporto all’interno della stratosfera.

La Figura 3 si presenta come una mappa essenziale per interpretare la distribuzione e il futuro cambiamento dell’età dell’aria nella stratosfera. Le linee contornate rappresentano l’età media dell’aria, cioè il tempo medio che una particella trascorre nella stratosfera. Questa età aumenta man mano che ci si sposta verso l’alto nella figura, dove la pressione atmosferica si riduce, indicando che l’aria a quote maggiori è “più vecchia”.

Guardando i colori, si nota come questi indichino le variazioni previste nell’età dell’aria dal 2000 al 2080, suggerendo cambiamenti nella circolazione atmosferica. Le zone evidenziate in tonalità di rosa e viola si aspettano di vedere l’aria diventare “più giovane” nei prossimi decenni, il che implica una più rapida sostituzione dell’aria stratosferica, potenzialmente a causa degli effetti dei cambiamenti climatici.

Questa visualizzazione ci permette non solo di comprendere l’attuale stato della stratosfera ma anche di anticipare come questi parametri potrebbero evolversi. Un’informazione così preziosa ci dà indicazioni su come potrebbero cambiare il clima e la composizione dell’atmosfera, offrendoci una finestra sugli impatti a lungo termine dei gas serra e dell’inquinamento atmosferico sulla dinamica del nostro pianeta.

4. Meccanismi di Guida e Latitudini di Inversione

4.1. Guida Ondulatoria e Pompaggio Giroscopico

Il persistente flusso di massa verso i poli nella stratosfera invernale media e alta è guidato da quello che qualitativamente è stato definito come la “pompa extratropicale” [Holton et al., 1995], o più specificatamente, la “pompa d’onda di Rossby” [Plumb, 2002]. Questa denominazione deriva dalla constatazione che anche una minima forzatura ondulatoria vicino all’Equatore può avere un impatto significativo quanto la guida ondulatoria extratropicale [Plumb e Eluszkiewicz, 1999]. Il meccanismo di pompaggio, come spiegato da Holton et al. [1995], è l’effetto non locale del drag ondulatorio prodotto dalla dissipazione delle onde che si propagano verso l’alto dalla troposfera. Il drag causato dalle onde di Rossby a scala planetaria, che dominano il fenomeno, è unicamente verso ovest, portando quindi a un’azione di pompaggio unidirezionale che spinge l’aria verso i poli per conservare il momento angolare. Questo processo aspira aria nei Tropici e la spinge verso il basso alle medie e alte latitudini, almeno teoricamente nel limite di uno stato stazionario.

Da un punto di vista cinematico, il flusso deve necessariamente essere verso l’alto nei Tropici e verso il basso nelle medie e alte latitudini; in caso contrario, si richiederebbe un flusso inverso dal polo all’equatore a livelli superiori, senza un drag ondulatorio di Rossby verso est che possa bilanciare il bilancio del momento angolare. Questo meccanismo, che implica una forza verso ovest facendo muovere l’aria verso i poli a causa della rapida rotazione terrestre, è talvolta descritto anche come “pompaggio giroscopico” [ad es., McIntyre, 2000], sebbene l’aspetto più rilevante sia probabilmente la dissipazione e la forzatura dell’onda, più che il meccanismo giroscopico in sé. Importante è il ruolo di questo processo nella risoluzione delle preoccupazioni relative alla possibile non conservazione del momento angolare sollevate inizialmente da Dobson et al. [1929], Brewer [1949], e Murgatroyd e Singleton [1961], dato che le onde stesse trasportano e depositano il momento necessario per equilibrare il bilancio del momento angolare [ad es., Andrews et al., 1987].

Sono stati ottenuti risultati contrastanti riguardo alle latitudini in cui la forzatura dell’onda di Rossby influisce sulle variazioni intrastagionali e interannuali nella circolazione di Brewer-Dobson. Per esempio, Zhou et al. [2012] hanno riscontrato che il sollevamento tropicale correlava bene con la forza dell’onda subtropicale, mentre studi successivi di Ueyama e Wallace [2010] e Ueyama et al. [2013] hanno evidenziato una correlazione significativa con la forzatura alle alte latitudini. Le possibili spiegazioni per queste discrepanze, suggerite da Ueyama et al. [2013], includono una rappresentazione non ottimale della forza dell’onda alle basse latitudini nei set di dati analizzati e un’enfasi eccessiva sull’importanza relativa della forza dell’onda alle alte latitudini, derivante dall’uso di coefficienti di correlazione anziché di diagnostici basati su principi fisici.

Il trasporto atmosferico che avviene verso i poli nell’emisfero invernale, estendendosi nella stratosfera media e alta, è identificato come il “ramo profondo” della circolazione di Brewer-Dobson. Questa circolazione, come evidenziato da Birner e Bönisch nel 2011, si distingue per la sua unicità e per il suo esteso campo d’azione. Accanto a questo, si notano anche dei “rami superficiali”, più rapidi, che operano in entrambi gli emisferi durante l’intero anno. Questi ultimi derivano quasi certamente dal pompaggio delle onde di Rossby, con la particolarità che le onde a scala sinottica, responsabili di tale fenomeno, sono attive per tutto l’anno nella bassa stratosfera subtropicale, promuovendo un flusso verso i poli sia in questa zona che nella troposfera superiore di entrambi gli emisferi.

Interessantemente, la distinzione in due rami della circolazione è stata definita nell’analisi di Birner e Bönisch attraverso l’uso di diagnostici concentrati esclusivamente sulla circolazione residua, sottolineando una metodologia di studio focalizzata e specifica.

In contrasto, il trasporto di massa nella mesosfera segue una direzione diversa, spostandosi dal polo estivo al polo invernale. Questa dinamica si spiega con il predominio, a questi livelli, del pompaggio ondulatorio proveniente dalle onde di galleggiabilità o gravità. Queste ultime esercitano un’azione di trascinamento sia verso est che verso ovest sul flusso medio, come discusso da Plumb nel 2002 e Alexander e collaboratori nel 2010. I venti stratosferici agiscono filtrando selettivamente le onde di gravità in ascesa, risultando in un trascinamento netto verso est e un pompaggio equatoriale nella mesosfera estiva, e un trascinamento netto verso ovest con un pompaggio verso i poli nell’emisfero invernale. Tale meccanismo culmina in un trasporto mesosferico che collega i due poli.

Nonostante il paradigma guidato dalle onde fornisca una spiegazione di base per le circolazioni osservate sia nella Brewer-Dobson che nella mesosfera, esistono caratteristiche di queste circolazioni, specialmente nei Tropici, che rimangono parzialmente inspiegate e oggetto di studio. Un caso emblematico è rappresentato dal picco di ascesa tropicale osservato sul lato estivo dell’Equatore. Plumb e Eluszkiewicz, nel 1999, hanno suggerito che questo fenomeno potrebbe essere compreso a fondo solo considerando il ciclo annuale nel riscaldamento diabatico, Q. Allo stesso modo, le strutture morfologiche principali dell’ascesa tropicale media annuale nella bassa stratosfera, come il minimo all’Equatore, dimostrano di essere consistenti sia nei modelli che nelle analisi.

Per una discussione più approfondita sui limiti dell’applicabilità del paradigma guidato dalle onde, in particolare nei Tropici profondi, si rimanda alle dettagliate revisioni offerte da Plumb nel 2002 e Haynes nel 2005, che offrono un’analisi esaustiva e un punto di vista critico su queste dinamiche atmosferiche complesse.

La Figura 4 ci fornisce una rappresentazione grafica dettagliata delle velocità verticali medie residue, indicate con w∗, a una quota corrispondente a una pressione di 70 hPa, secondo i dati raccolti da ERA-Interim tra il 1989 e il 2009. Questo livello, situato nella stratosfera, rivela quanto velocemente e in che direzione l’aria si muove verticalmente in questa regione dell’atmosfera.

La tavolozza di colori varia dal blu al rosso: i toni freddi, accompagnati da valori negativi, indicano una subsidenza, cioè un movimento dell’aria verso il basso. Inversamente, i toni più caldi e i valori positivi sono indicativi di un movimento ascendente dell’aria. Il comportamento dinamico di queste masse d’aria è fondamentale per la distribuzione del calore, del vapore acqueo e degli inquinanti nella stratosfera.

Al centro del grafico, le linee nere marcate attraverso le regioni subtropicali denotano quelle che vengono definite “latitudini di inversione”, punti in cui la direzione della velocità verticale cambia da ascendente a discendente. In pratica, queste linee rappresentano una sorta di frontiera atmosferica: a nord e a sud di queste, l’aria tende a discendere, mentre tra queste linee, l’aria si muove verso l’alto.

È cruciale distinguere queste “latitudini di inversione” dalle barriere di trasporto subtropicali che delineano i confini latitudinali della “tropical-pipe”. Mentre la “tropical-pipe” è un’area attraverso la quale l’aria può salire dall’equatore verso latitudini più elevate, le velocità w∗ mostrate qui si concentrano sul movimento medio dell’aria in specifiche regioni, che può essere influenzato da fattori come le stagioni, che a loro volta cambiano nel corso dell’anno, come visibile dalla sequenza mensile posizionata al di sotto della figura.

Insomma, la Figura 4 è una chiave di lettura importante per comprendere come la stratosfera e le sue dinamiche verticali svolgano un ruolo cruciale nel clima della Terra, fornendo un’indicazione su come l’atmosfera risponde e potrebbe rispondere a lungo termine ai processi climatici in corso.

4.2. Il Principio del Controllo Discendente

Il “principio del controllo discendente”, sviluppato da Haynes e collaboratori nel 1991, rappresenta un metodo fondamentale per analizzare e quantificare la forzatura ondulatoria o il “pompaggio” all’interno della circolazione di Brewer-Dobson. Questa teoria si basa sulla formulazione TEM, introdotta da Andrews e McIntyre negli anni ’70, per descrivere come le forze zonali medie, come il drag ondulatorio, influenzano la velocità verticale residua media extratropicale, denotata con w*.

Secondo Haynes e collaboratori, in condizioni di stato stazionario, è possibile calcolare w* esaminando le forze zonali che agiscono al di sopra di un dato livello. Tuttavia, vicino all’Equatore—specificamente entro un margine di circa ±15 gradi—la formula trova limiti nella sua applicazione a causa della non estensione verticale delle linee di flusso. Nonostante ciò, è possibile dedurre il flusso totale di sollevamento tropicale dalla quantità di massa che discende nelle regioni extratropicali, grazie al principio di continuità di massa.

L’analisi di Haynes et al. ha anche esplorato soluzioni dipendenti dal tempo, portando Rosenlof e Holton, nel 1993, a dedurre che la formula può essere utilizzata per stimare la circolazione residua meridionale media nella bassa stratosfera, su scale temporali e spaziali sufficientemente ampie. Questi studi hanno inoltre suggerito che le medie stagionali possono offrire una base adeguata per assumere uno stato stazionario nell’analisi.

Il valore intrinseco del principio del controllo discendente risiede nella sua capacità di determinare il flusso di massa attraverso un livello specifico, basandosi unicamente sulla conoscenza delle forze zonali attive al di sopra di esso. Queste forze, prevalenti nella stratosfera e nella mesosfera, derivano principalmente dalla dissipazione delle onde di Rossby e delle onde di gravità. Grazie alla possibilità di scomporre tali forze nelle loro componenti—attribuibili a diversi tipi di onde—il principio del controllo discendente facilita la quantificazione del contributo relativo di ciascun tipo di onda alla dinamica della circolazione di Brewer-Dobson, migliorando significativamente la nostra comprensione di questi complessi processi atmosferici.

4.3. Le Latitudini di Inversione e il Sollevamento Tropicale

Gli studi pionieristici di Rosenlof e Holton nel 1993 e di Rosenlof nel 1995 hanno lasciato un’eredità significativa nella ricerca attuale sulla circolazione di Brewer-Dobson, introducendo l’uso del flusso di massa del sollevamento tropicale integrato nella bassa stratosfera come parametro standard per misurare la forza di questa circolazione. Questo approccio diventa particolarmente significativo quando il calcolo del flusso di massa è esteso a tutte le latitudini tropicali con movimenti verticali medi residui in direzione ascendente, piuttosto che limitarsi a una fascia latitudinale fissa centrata sull’Equatore, metodo che può risultare meno rappresentativo.

Rosenlof ha descritto i confini di questa regione di sollevamento con il termine “latitudini di inversione”, dove si verifica un cambio di direzione delle velocità verticali medie residue da ascendente a discendente. Le analisi di Seviour e colleghi nel 2012 hanno messo in luce come le posizioni di queste latitudini subiscano notevoli variazioni stagionali, specialmente a un’altitudine di 70 hPa, equivalente a circa 19 km. Questa osservazione enfatizza l’importanza di adottare un approccio medio che tenga conto del movimento stagionale della regione di sollevamento per calcolare il flusso di massa annuo entrante nella stratosfera, rispetto a uno basato su latitudini fisse.

Il livello dei 70 hPa è stato scelto come riferimento per questa misurazione poiché si posiziona in una fascia che esclude gli scambi verticali bidirezionali nel layer della tropopausa tropicale, ma allo stesso tempo include la maggior parte del ramo profondo della circolazione di Brewer-Dobson. È interessante notare che la parte più superficiale di questa circolazione si estende probabilmente al di sotto dei 70 hPa, rendendo il sollevamento tropicale a questo livello un indicatore specifico della forza del ramo profondo della circolazione.

Infine, al di sopra dei 70 hPa, il contributo di massa proveniente dalle aree extra-tropicali rende più complessa l’interpretazione del sollevamento come indicatore univoco della forza complessiva della circolazione di massa. Questo dettaglio aggiunge un ulteriore livello di complessità nell’analisi della dinamica atmosferica a queste altitudini, sottolineando la ricchezza e la complessità dei processi che regolano la circolazione globale dell’atmosfera.

5. Diagnosi della circolazione di Brewer-Dobson

5.1 Osservazioni

La comprensione della circolazione di Brewer-Dobson, un fenomeno cruciale per il clima del nostro pianeta, ha rappresentato una sfida fino allo sviluppo della teoria della media trasformata di Eliassen-Palm (TEM) da parte di Andrews e McIntyre negli anni ’70. Prima di questo avanzamento teorico, i tentativi di mappare questa circolazione stratosferica globale utilizzando le variabili meteorologiche osservabili, quali venti e temperature, si scontravano con significative difficoltà concettuali.

Tradizionalmente, si riteneva che la struttura della circolazione fosse rappresentabile attraverso un modello a due celle descritto in termini di medie Euleriane, proposto da Vincent nel 1968. Tuttavia, questo modello non era in grado di riflettere accuratamente la circolazione di massa realmente osservata nell’atmosfera. D’altra parte, il modello di circolazione diabatica presentato da Murgatroyd e Singleton nel 1961 forniva una rappresentazione più fedele del trasporto di massa, ma lasciava irrisolti alcuni interrogativi riguardanti il bilancio del momento angolare.

Questi ostacoli concettuali sono stati superati con l’introduzione della teoria TEM, che ha offerto una cornice coerente per interpretare la dinamica della circolazione stratosferica. Nonostante questo progresso teorico, la mancanza di dati globali su venti e temperature stratosferiche ha continuato a rappresentare un limite significativo per la diagnosi precisa della circolazione di Brewer-Dobson.

Il quadro è migliorato notevolmente con l’avvento di dati satellitari operativi che hanno permesso analisi globali della stratosfera. Questi dati hanno però presentato delle limitazioni, in particolare per quanto riguarda la circolazione meridionale media, che rimaneva scarsamente definita e caratterizzata da un elevato livello di rumore fino all’introduzione delle moderne rianalisi, come l’ERA-Interim dell’ECMWF e la JRA-25 giapponese. Questi ultimi studi hanno evidenziato una qualità superiore nella rappresentazione delle velocità verticali zonali nella bassa stratosfera, grazie all’impiego di metodi avanzati di analisi e correzione dei dati.

In particolare, ERA-Interim si è distinto per il suo equilibrio termodinamico-dinamico realistico, frutto dell’applicazione di un metodo variazionale quadridimensionale abbinato a un efficace schema di correzione del bias. Questi avanzamenti hanno reso le stime della circolazione residua media TEM inferite da ERA-Interim tra le più affidabili disponibili, come dimostrato nella Figura 5 citata da Seviour e collaboratori nel 2012.

Nonostante questi progressi, resta la necessità di una valutazione comparativa completa che includa tutte le analisi e le rianalisi disponibili fino ad oggi, come sottolineato da Fujiwara e altri nel 2012. Questo passo è essenziale per consolidare la nostra comprensione della circolazione di Brewer-Dobson e dei suoi impatti sul clima globale.

La Figura 5 ci offre una visualizzazione delle funzioni di flusso della media trasportata di Eliassen-Palm (TEM), un indicatore fondamentale per analizzare il movimento medio della massa d’aria attraverso l’atmosfera terrestre. Utilizzando i dati ERA-Interim che coprono un arco temporale dal 1989 al 2009, la figura scompone questo movimento per le quattro stagioni: DJF (Dicembre, Gennaio, Febbraio) per l’inverno, MAM (Marzo, Aprile, Maggio) per la primavera, JJA (Giugno, Luglio, Agosto) per l’estate, e SON (Settembre, Ottobre, Novembre) per l’autunno.

Sul grafico, l’asse orizzontale rappresenta la latitudine, che va da -90 gradi (polo sud) a +90 gradi (polo nord), mentre l’asse verticale mostra la pressione espressa in hPa, che diminuisce con l’aumentare dell’altitudine, indicando un movimento dall’atmosfera inferiore verso quella superiore. Le linee continue indicano valori positivi della funzione di flusso, che rappresentano una circolazione diretta: aria che si muove verso l’alto nei tropici, si sposta verso i poli ad alta quota e poi discende verso i poli. Le linee tratteggiate, d’altra parte, mostrano valori negativi, suggerendo una circolazione inversa, con aria che si muove nella direzione opposta.

I contorni sono spaziati logaritmicamente e hanno unità di kg⋅m^-1⋅s^-1, fornendo così una scala quantitativa del movimento dell’aria. Le linee tratteggiate che indicano valori negativi rivelano un flusso da ovest verso est, contrastante con la circolazione principale. Attraverso questa rappresentazione, possiamo osservare come le dinamiche di trasporto atmosferico e circolazione variano significativamente a seconda della stagione, offrendo una comprensione profonda di come i grandi sistemi di circolazione atmosferica influenzino il clima globale stagionale.

Un’alternativa al calcolo diretto delle componenti v* e w* della circolazione media residua, basato sulle equazioni tradizionali, prevede l’adozione di un metodo iterativo sviluppato da Murgatroyd e Singleton nel 1961. Questo metodo affronta la soluzione dell’equazione termodinamica TEM per v* e w*, operando sotto l’assunzione di dinamiche quasi-geostrofiche, il che permette di trascurare determinati termini di forzamento degli eddy. Tale approccio è stato applicato con successo ai dati raccolti da satelliti da Solomon e collaboratori nel 1986, Gille e altri nel 1987, e Eluszkiewicz con il suo team nel 1996. Tuttavia, studi successivi hanno evidenziato che questo metodo potrebbe non essere altrettanto efficace per rappresentare in modo quantitativo la circolazione media residua globale.

Nonostante ciò, è possibile applicare ulteriori approssimazioni all’equazione termodinamica TEM, soprattutto quando si considera la stratosfera tropicale bassa e media. In queste zone, certi termini di forzamento e di avvezione orizzontale possono essere considerati trascurabili, permettendo così di calcolare le velocità verticali medie residua in modo specifico, generalmente denominate “velocità verticali medie residuali diabatiche”. Rosenlof, nel 1995, ha dimostrato che queste stime forniscono una rappresentazione affidabile dei tassi di ascesa medi zonali nella stratosfera tropicale bassa. Interessante notare che Rosenlof ha optato per il metodo iterativo di Murgatroyd e Singleton piuttosto che per l’approccio diretto, introducendo anche una correzione per assicurare che la media globale di w* su una superficie di pressione risultasse nulla.

Holton, nel 1990, ha introdotto un metodo alternativo basato sul controllo verso il basso per ottenere la circolazione media residua a partire dai flussi di calore e impulso degli eddy, stimando così lo scambio di massa tra stratosfera e troposfera. Rosenlof e Holton hanno osservato nel 1993 che questo metodo risulta più efficace durante le stagioni solstiziali rispetto a quelle equinoziali, sottolineando però la necessità di considerare anche la forzatura zonale non risolta derivante dalle onde di gravità per stime più accurate.

Il trasporto di massa medio all’interno della stratosfera è stato inoltre dedotto da osservazioni di venti e temperature attraverso calcoli di traiettoria. Questi studi combinano l’avvezione quasi-orizzontale lungo superfici isentropiche con l’avvezione trasversale isentropica, derivata da un modello di riscaldamento diabatico basato sulle temperature osservate. Tegtmeier e collaboratori, in particolare, hanno utilizzato questo metodo per calcolare la media della discesa diabatica di Lagrange all’interno del vortice polare per un periodo di 47 inverni artici, dal 1957/1958 al 2003/2004, utilizzando traiettorie medie calcolate a latitudini equivalenti, ovvero latitudini che racchiudono la stessa area di una isolinea circolare di vorticità potenziale su una superficie isentropica. Questo approccio offre una visione dettagliata e specifica del trasporto di massa e delle dinamiche atmosferiche in condizioni variabili.

Questa analisi ha evidenziato la complessa struttura meridionale del movimento discendente all’interno del ramo più profondo della circolazione di Brewer-Dobson. È stato osservato che la discesa più intensa si verifica vicino al bordo del vortice durante gli inverni freddi e stabili, mentre nei periodi disturbati, il fenomeno si sposta verso il nucleo del vortice. Studi specifici, come quelli condotti da Tegtmeier e collaboratori nel 2008 su due inverni distinti – uno tranquillo (1996/1997) e uno turbolento (1998/1999) – hanno confermato questa tendenza. In particolare, l’inverno turbolento del 1998/1999 ha mostrato una discesa diabatica media del vortice più marcata rispetto all’inverno tranquillo del 1996/1997. È interessante notare che, in generale, gli inverni caratterizzati da maggiore turbolenza presentano una discesa diabatica più pronunciata, probabilmente a causa dell’incremento dell’attività ondosa durante questi periodi.

Per quanto riguarda l’emisfero meridionale, le ricerche di Manney e altri nel 1994 hanno rivelato che durante gli inverni del 1992 e del 1993, la discesa diabatica più intensa si verificava al centro del vortice sopra il livello isentropico di 900 K (circa 50 km), mentre a quote inferiori la discesa più forte si localizzava vicino al bordo del vortice, seguendo il modello degli inverni non disturbati dell’emisfero nord.

Utilizzando un approccio innovativo basato sull’età dell’aria stratosferica, Diallo e collaboratori nel 2012 hanno fornito una nuova prospettiva sulla circolazione di Brewer-Dobson. A differenza delle analisi tradizionali che si avvalgono delle diagnosi di circolazione media residua, il loro metodo prende in considerazione anche fenomeni di miscelazione e agitazione. Hanno notato che, basandosi sui tassi di riscaldamento diabatico piuttosto che sulle velocità verticali cinematiche (le vere velocità verticali di ERA-Interim), si ottenevano età dell’aria più giovani, ad eccezione della stratosfera media e alta dell’emisfero nord dove le traiettorie diabatiche indicavano età più avanzate. Questa discrepanza rimane ancora oggetto di studio, ma indagini condotte utilizzando la Modern-Era Retrospective Analysis for Research and Applications (MERRA) hanno rivelato che le età determinate dalle traiettorie cinematiche tendevano ad essere più vecchie rispetto a quelle calcolate attraverso traiettorie diabatiche in tutta la stratosfera.

Nonostante queste variazioni, la distribuzione delle età dell’aria calcolate da Diallo e collaboratori mediante traiettorie diabatiche si è dimostrata coerente con la struttura della circolazione di Brewer-Dobson, caratterizzata dalla presenza sia di rami poco profondi che profondi. Questo conferma la complessità e la varietà di dinamiche che governano la circolazione atmosferica su scala globale.

L’analisi effettuata da Diallo e il suo team, basandosi sull’età dell’aria, ha rivelato che la variabilità nell’ascesa tropicale influisce notevolmente su entrambi i rami della circolazione di Brewer-Dobson. Hanno inoltre identificato come le barriere al trasporto subtropicale modulino il ramo superficiale della circolazione, con un punto di svolta nella modulazione complessiva situato a circa 25 chilometri di altezza. Questo tipo di diagnosi offre il vantaggio non trascurabile di poter confrontare le dinamiche della circolazione di Brewer-Dobson, come emerge dalle rianalisi meteorologiche, con quelle dedotte dal movimento di traccianti a lunga durata nella stratosfera.

Storicamente, il trasporto di traccianti a lunga durata come l’ozono, il vapore acqueo o isotopi radioattivi ha fornito principalmente dati qualitativi sulla circolazione di Brewer-Dobson. Tuttavia, negli studi più recenti sono state elaborate stime quantitative dell’età dell’aria, utilizzando osservazioni di anidride carbonica o esafluoruro di zolfo, SF6. Queste stime, pur essendo un importante passo avanti, presentano significative incertezze, soprattutto per quanto riguarda l’età media calcolata attraverso questo metodo.

La maggior parte di questi studi si è basata su misurazioni effettuate in loco, limitando quindi la capacità di fornire una panoramica globale del trasporto stratosferico. Un lavoro pionieristico di Stiller e colleghi ha tentato di stimare la distribuzione globale dell’età media dell’aria utilizzando dati satellitari di SF6, ma l’affidabilità di questi risultati è stata messa in dubbio per non aver considerato le perdite di SF6 nella mesosfera. Tale omissione potrebbe risultare in una sovrastima dell’età media dell’aria fino a 1,5 anni, se confrontata con le stime basate su misurazioni di CO2. Queste complesse dinamiche e le sfide nella loro misurazione e interpretazione continuano a stimolare ulteriori ricerche per una comprensione più accurata della circolazione atmosferica globale. Sebbene le diagnosi basate sull’età dell’aria di Stiller e colleghi nel 2008 rappresentino un’eccezione, in generale, le osservazioni dei traccianti non offrono stime quantitative globali e medie stagionali della circolazione di Brewer-Dobson. Tuttavia, è possibile ottenere preziose stime quantitative del trasporto verticale analizzando i gas traccianti in quelle regioni e periodi caratterizzati da fenomeni di risalita o discesa relativamente puri. Una serie di ricerche ha impiegato tali osservazioni per calcolare i tassi di risalita nella stratosfera inferiore tropicale e i tassi di discesa all’interno del vortice polare, sia in Antartide sia nelle regioni artiche, durante i mesi invernali. In particolare, le analisi di Mote e collaboratori nel 1996, basate sul vapore acqueo, hanno evidenziato risultati di notevole interesse. Queste ricerche hanno mostrato come l’esistenza di un ciclo annuale nella circolazione di Brewer-Dobson influenzi le temperature della tropopausa tropicale, generando a sua volta un ciclo analogo nel vapore acqueo che entra nella stratosfera. Questo fenomeno è stato descritto come il “registratore a nastro del vapore acqueo”, con la sua “velocità” o, più precisamente, il tasso di propagazione verso l’alto del segnale ciclico annuale nel vapore acqueo, che fornisce una stima quantitativa dei tassi di risalita. Questo approccio ha aperto nuove prospettive nello studio dei meccanismi di trasporto verticale all’interno della stratosfera, contribuendo significativamente alla comprensione della dinamica della circolazione di Brewer-Dobson.

5.2. Modelli

La circolazione di Brewer-Dobson, sebbene sia concepita come bidimensionale, implicando una forma di media zonale come la media Lagrangiana o euleriana trasformata discussa nella sezione 3, si basa in realtà su un meccanismo di guida delle onde che è intrinsecamente tridimensionale (3-D). Per questo motivo, l’attenzione in questa rassegna è rivolta esclusivamente ai modelli 3-D. È interessante notare che è stata recentemente proposta una nuova concezione della circolazione media residua 3-D, basata su medie temporali anziché spaziali, come descritto da Kinoshita e Sato nel 2013 e Sato e colleghi nel 2014. Tuttavia, questo approccio non sarà ulteriormente esplorato qui. Questo perché, come già chiarito all’inizio della sezione 3, la definizione di circolazione di Brewer-Dobson adottata in questa rassegna si limita alla circolazione media stratosferica da equatore a polo, che è bidimensionale.

Rifacendoci alle sezioni 2 e 3, Kida, negli anni 1983a e 1983b, fu probabilmente il primo a esaminare le caratteristiche del trasporto stratosferico mediante un modello globale di circolazione generale (GCM) 3-D, anche se si trattava di un modello emisferico. A questa ricerca pionieristica sono seguiti rapidamente studi su scala globale. Alcuni di questi, come quelli condotti da Plumb e Mahlman nel 1987, da Boville nel 1995, da Beagley e colleghi nel 1997 e da Butchart e Austin nel 1998, hanno utilizzato le temperature e i venti dei modelli, coerenti dal punto di vista dinamico, per diagnosticare la circolazione media residua TEM stagionalmente media.

Plumb e Mahlman, utilizzando i risultati del loro studio del 1987, hanno approfondito la comprensione dei diversi modelli di circolazione impiegati per descrivere la circolazione di Brewer-Dobson, come discusso nella sezione 3. Analogamente, Boville, Beagley e colleghi, e Butchart e Austin hanno dimostrato che i loro modelli erano capaci di riprodurre qualitativamente tutte le principali caratteristiche della circolazione media residua. In aggiunta, Beagley e colleghi nel 1997 hanno valutato l’accuratezza delle approssimazioni diabatiche e di controllo verso il basso applicate alla funzione di corrente residua TEM, definita dai termini sul lato destro delle equazioni (4) e (5). Sebbene il loro tentativo di ricostruire direttamente la circolazione residua a partire dal riscaldamento diabatico abbia avuto solo un successo parziale, l’approccio di controllo verso il basso si è rivelato piuttosto efficace, specialmente al di fuori delle regioni tropicali.

Beagley e colleghi hanno anche implementato il concetto di controllo verso il basso, come discusso nella sezione 4.2, per distinguere tra i contributi delle onde gravitazionali planetarie e quelle parametrizzate nella guida dell’abbassamento polare mediostratosferico. Tuttavia, come verrà discusso più avanti, studi multimodello successivi, come quelli condotti da Butchart e colleghi tra il 2010 e il 2011, suggeriscono che questi specifici calcoli potrebbero essere in una certa misura dipendenti dal modello utilizzato.

La figura illustra il flusso di massa annuale medio verso l’alto a 70 hPa calcolato da diversi modelli di Chimica Climatica (CCMs) per periodi specifici, accanto ai dati di rianalisi ERA-Interim e alle analisi UKMO (Ufficio Meteorologico del Regno Unito).

Dettagli della figura:

L’asse x elenca le diverse fonti di dati o modelli: vari CCMs, la rianalisi ERA-Interim e le analisi UKMO.
L’asse y quantifica il flusso di massa in 10⁹ kg s⁻¹ (miliardi di chilogrammi al secondo).
Le barre nere indicano l’upwelling calcolato da w* (dove l’asterisco segnala una variante di una variabile, in questo caso, la velocità potenziale).
Le barre in diverse tonalità di grigio rappresentano i contributi dei trascinamenti delle onde:
- Grigio scuro per il trascinamento delle onde risolte.
- Grigio medio per il trascinamento dell’onda gravitazionale orografica.
- Grigio chiaro per il trascinamento dell’onda gravitazionale non-orografica.
Alcune barre sono interamente nere poiché i dati diagnostici per il trascinamento delle onde gravitazionali non erano disponibili per quei modelli; pertanto, è mostrato solo il trascinamento delle onde planetarie (risolte).
Le linee orizzontali tratteggiate indicano la media multimodale e l’errore standard intermodale, fornendo una misura della variazione tra le uscite dei vari modelli rispetto alla media.
La parte non ombreggiata della barra ERA-Interim, con la linea orizzontale al centro, denota l’errore standard interannuale; la linea stessa rappresenta la media pluriennale.

Questa rappresentazione visiva evidenzia il volume di movimento di massa verso l’alto previsto dai vari modelli a un dato livello di pressione atmosferica e il loro confronto con i dati di rianalisi, solitamente derivati da un’integrazione delle uscite modellistiche e delle osservazioni. Tale confronto è essenziale per valutare la performance dei diversi modelli e identificare punti di accordo o discrepanza, contribuendo così al miglioramento dei modelli futuri.

Nell’ultimo decennio, avanzamenti significativi nella potenza di calcolo e la crescente consapevolezza dell’importanza delle interazioni bidirezionali tra il cambiamento climatico e il recupero dell’ozono hanno stimolato lo sviluppo e la valutazione coordinata di numerosi Modelli di Circolazione Climatica (CCM) che includono la stratosfera. Questi modelli sono stati messi a confronto in studi come quelli di Morgenstern et al. (2011) e valutati collettivamente in iniziative come il SPARC CCMVal (2010). In particolare, uno studio di Butchart et al. (2011) ha esaminato l’upwelling tropicale medio annuale, un fenomeno chiave per la circolazione atmosferica, attraverso simulazioni storiche dal 1980 al 1999 realizzate da undici di questi modelli. Questo studio ha rilevato che quasi tutti i modelli erano in grado di riprodurre con precisione sia le posizioni delle latitudini di inversione sia il ciclo annuale del flusso di massa ascendente tra queste latitudini, mostrando una notevole coerenza con i dati di ERA-Interim.

È interessante notare che, sebbene ci fosse una variazione significativa tra i modelli nella percentuale di contributo dei draghi di gravità orografici e non orografici all’upwelling tropicale a 70 hPa, questa variazione non sembrava influenzare la capacità dei modelli di accordarsi con le misurazioni di ERA-Interim o tra di loro. Questo suggerisce che l’accordo generale sull’upwelling tropicale non dipende strettamente dalla specifica partizione della forza motrice delle onde tra i vari modelli. La comprensione di questo fenomeno rimane una sfida significativa per la comunità scientifica, con implicazioni dirette per identificare le cause delle tendenze previste nella circolazione di Brewer-Dobson, un aspetto critico per la comprensione dei cambiamenti climatici globali.

La Circolazione di Brewer-Dobson in un Clima in Cambiamento

Risposta al Cambiamento Climatico

La prima evidenza significativa di come la circolazione di Brewer-Dobson risponda al cambiamento climatico risale agli studi di Rind et al. (1990), che osservarono gli effetti di un raddoppio delle concentrazioni di CO2 attraverso simulazioni di breve durata, tre anni, con un Modello di Circolazione Generale (GCM). Questo incremento di CO2 portò a una circolazione residua media più intensa, un risultato che trova conferma nelle proiezioni più recenti elaborate attraverso diversi modelli (ad esempio, Butchart et al., 2010b; Hardiman et al., 2013). Gli autori interpretarono questi risultati come una risposta ai cambiamenti nella forza motrice sia delle onde planetarie che delle onde di gravità parametrizzate, un’interpretazione che si allinea con le comprensioni attuali.

Rind et al. evidenziarono inoltre le possibili conseguenze significative di una circolazione più intensa, come l’eliminazione più rapida dei clorofluorocarburi (CFC) dall’atmosfera e l’incremento dell’ozono nelle colonne delle medie latitudini. Un incremento simile dell’ozono fu osservato da Mahfouf et al. (1994) in seguito al raddoppio delle concentrazioni di CO2 in un Modello di Circolazione Climatica (CCM), fornendo ulteriori prove indirette di una circolazione di Brewer-Dobson accelerata. Tuttavia, proiezioni quantitative sull’effetto del cambiamento climatico sulla circolazione residua media non furono pubblicate fino a Butchart e Scaife (2001).

Basandosi sui lavori di Rosenlof e Holton (1993) e Rosenlof (1995), Butchart e Scaife (2001) analizzarono il flusso di massa netto in ascensione tra le latitudini di inversione a 70 hPa per quantificare la forza della circolazione di Brewer-Dobson, in particolare quella del suo ramo più profondo, attraverso due simulazioni transitorie della durata di 60 anni con un GCM. Essi osservarono un incremento approssimativo del 3% per decennio in risposta all’aumento delle concentrazioni di gas serra. Questo previsto cambiamento nell’upwelling tropicale nella stratosfera inferiore, e più in generale nella circolazione residua media, è stato da allora analizzato e confrontato in molteplici GCM e CCM (ad esempio, Austin, 2002; Land e Feichter, 2003; Kodama et al., 2007; Garcia e Randel, 2008; Li et al., 2008; Calvo e Garcia, 2009; McLandress e Shepherd, 2009; Oman et al., 2009; Li et al., 2010; Deushi e Shibata, 2011; Garny et al., 2011; Okamoto et al., 2011; Bunzel e Schmidt, 2013; Lin e Fu, 2013; Oberländer et al., 2013; Schmidt et al., 2013), confermando l’importanza fondamentale di questa circolazione nell’ambito del cambiamento climatico globale.

La Figura 8 ci offre uno sguardo approfondito sui trend futuri dell’upwelling tropicale, che è il movimento ascendente della massa d’aria nell’atmosfera. Questi trend sono espressi come percentuali di cambiamento per decennio e derivano da un’analisi lineare che si estende dal 2006 al 2099, seguendo le simulazioni basate sullo scenario di riferimento RCP8.5. Questo scenario assume un incremento sostanziale e continuato delle emissioni di gas serra.

Analizziamo la figura nel dettaglio:

L’asse orizzontale (x) ci mostra l’intensità del trend dell’upwelling, calcolata in percentuale per decennio.
L’asse verticale (y) misura la pressione atmosferica in ettopascal (hPa). I valori diminuiscono man mano che si sale in quota, il che significa che le parti superiori del grafico corrispondono a quote maggiori.
Le linee colorate rappresentano le proiezioni di diversi modelli climatici globali che includono la risoluzione della stratosfera. Ogni linea colorata riflette la previsione di un modello specifico.
La linea nera è particolarmente significativa: rappresenta la tendenza media calcolata combinando i risultati di tutti i modelli. L’area che la circonda, resa visibile dalla sfumatura, indica l’errore standard tra i modelli, adattato per mostrare un intervallo di confidenza del 95%.

Parlando in termini più semplici, questa figura ci dice quanto rapidamente ci si aspetta che aumenti l’upwelling tropicale nei decenni futuri. L’upwelling tropicale è un fenomeno critico perché influisce sul trasporto di calore e umidità, ed è quindi un fattore chiave nella circolazione atmosferica e nel clima a livello globale.

Per calcolare l’upwelling tropicale si considera il flusso di massa in ascensione tra le cosiddette latitudini di inversione, che sono i punti in cui i venti cambiano direzione da equatoriali a polari e viceversa. Queste latitudini non sono fisse, ma si spostano seguendo i ritmi stagionali.

In conclusione, la Figura 8 non solo mette in luce le previsioni sul cambiamento dell’upwelling, ma ci presenta anche un quadro dell’incertezza e della variazione esistente tra i vari modelli climatici utilizzati per effettuare tali previsioni.

Le più recenti proiezioni multimodello, come quelle di Hardiman et al. (2013), evidenziano che i trend dell’upwelling tropicale interessano l’intera stratosfera, sebbene si registri una diminuzione percentuale di questo fenomeno man mano che si sale dalla stratosfera inferiore a quella media. Questo pattern di diminuzione è stato osservato anche in altri studi, suggerendo che rappresenta una caratteristica comune dei cambiamenti previsti nella circolazione media residua. Lin e Fu (2013) hanno specificamente analizzato i trend nella circolazione di Brewer-Dobson, segmentandoli nelle sue componenti di transizione, superficiale e profonda, basandosi sulle estensioni verticali. Hanno riscontrato che tutte e tre le componenti mostrano un’accelerazione, sebbene meno pronunciata nella componente profonda, conformemente alla riduzione del trend percentuale con l’aumento dell’altitudine.

Un altro aspetto importante dei cambiamenti previsti nella circolazione di Brewer-Dobson è il restringimento del ramo di upwelling nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore, contrapposto all’allargamento della fascia tropicale e dello strato della tropopausa tropicale in risposta al cambiamento climatico. Tale allargamento avviene nonostante persistano incertezze sui dettagli dell’espansione tropicale. Interessante notare che, al di sopra dei circa 20 hPa, la regione di upwelling tende ad allargarsi, adattandosi ai cambiamenti climatici.

La stagionalità emerge come caratteristica ubiqua della risposta dell’upwelling tropicale a 70 hPa al cambiamento climatico, con incrementi massimi del flusso di massa previsti durante l’inverno boreale. Questa tendenza stagionale riflette la natura prevalentemente invernale della branca profonda della circolazione di Brewer-Dobson, con conseguenti asimmetrie emisferiche nei trend medi annuali di downwelling extratropicale. In particolare, gli aumenti più significativi del downwelling sono previsti per l’emisfero settentrionale, sottolineando l’importanza di monitorare e comprendere queste dinamiche nel contesto del cambiamento climatico globale.

La possibile influenza della stagionalità e dell’asimmetria emisferica della circolazione stessa sui corrispondenti trend stagionali e asimmetrici rimane una questione aperta, in gran parte perché manca una comprensione completa di come il trascinamento d’onda, che motiva la circolazione, reagisca ai cambiamenti climatici. Tuttavia, ci sono evidenze che supportano l’ipotesi di un rinforzo della circolazione di Brewer-Dobson, derivanti dall’analisi dell’evoluzione dell’età media dell’aria, un indicatore comunemente incluso nella maggior parte dei Modelli di Circolazione Climatica (CCM). Una delle prime dimostrazioni di questo fenomeno potrebbe essere stata fornita da Austin e Li nel 2006, che hanno identificato una relazione lineare tra il reciproco dell’età media dell’aria e il flusso di massa di upwelling tropicale, analizzando un insieme di simulazioni CCM dal 1960 al 2100. Hanno osservato una correlazione significativa tra queste due variabili, interpretata come un riflesso dei trend secolari a lungo termine in entrambe le misure. In particolare, hanno notato che il cambiamento di pendenza intorno al 2005 potrebbe essere spiegato dal cambio nella modellazione delle temperature della superficie del mare e del ghiaccio marino utilizzate come forzante nei CCM.

Allo stesso modo, studi successivi come quello di Oman et al. nel 2009 hanno confermato che le riduzioni dell’età media dell’aria, osservate in risposta al cambiamento climatico, erano primariamente il risultato di un incremento dell’upwelling nella stratosfera inferiore tropicale. Questa conclusione è stata ulteriormente rafforzata dall’analisi di Deushi e Shibata nel 2011, che hanno esaminato la stagionalità e la struttura della risposta dell’età in simulazioni che coprono il periodo 1960-2100, confermando che le variazioni erano prevalentemente legate ai dettagli della risposta della circolazione media residua. Un’eccezione notevole è stata la marcata diminuzione dell’età dell’aria sopra l’Antartide in dicembre, attribuita da loro a un precoce dissolvimento del vortice polare. Queste osservazioni offrono un quadro dettagliato del modo in cui la circolazione di Brewer-Dobson potrebbe essere influenzata dal cambiamento climatico, sottolineando la complessità e l’interdipendenza dei sistemi climatici globali.

Per comprendere meglio i processi alla base della diminuzione dell’età media in un clima che cambia, Li et al. (2012) hanno esaminato, attraverso simulazioni di un Modello di Circolazione Climatica (CCM) per il XXI secolo, sia i cambiamenti a lungo termine negli spettri di età che nell’età media stessa. Hanno scoperto che la riduzione dell’età media era attribuibile tanto all’accelerazione della circolazione media residua quanto all’indebolimento della ricircolazione dell’aria stratosferica tra i Tropici e le medie latitudini, ossia al mescolamento attraverso le barriere di trasporto subtropicale. Quest’ultimo fattore ha portato a una riduzione della coda degli spettri di età, diminuendo così la presenza di masse d’aria particolarmente vecchie [Li et al., 2012]. In questo specifico CCM, è stata riscontrata una forte correlazione tra l’indebolimento della ricircolazione stratosferica e l’intensificazione della circolazione media residua. Nella stratosfera subtropicale inferiore, il mescolamento è aumentato in risposta ai cambiamenti climatici, ma i suoi effetti sono stati meno significativi rispetto a quelli derivanti dall’accelerazione della circolazione media residua [Li et al., 2012].

Analogamente all’incremento dell’upwelling tropicale, la diminuzione dell’età media in tutte le latitudini nella stratosfera inferiore (50 hPa) appare come una risposta solida del modello ai cambiamenti climatici indotti dai gas serra (GHG) (Figura 10) [Butchart et al., 2010b; Neu et al., 2010]. Invece, quando Engel et al. (2009) hanno calcolato l’età media utilizzando misure raccolte da palloni aerostatici di anidride carbonica e esafluoruro di zolfo (SF₆), hanno concluso che, al massimo, l’età media era aumentata nel corso dei 30 anni dal 1975 al 2005, almeno nelle medie latitudini settentrionali tra i 24 e i 35 km (Figura 11). Waugh (2009), tuttavia, ha evidenziato come questo risultato fosse basato su soli 27 voli di palloni nell’arco di 30 anni, sottolineando l’ampia incertezza nel calcolo dell’età media a partire dalle osservazioni di CO₂ e SF₆ (si veda anche la sezione 5.1).

La Figura 10 ci presenta uno studio su come l’età dell’aria nella stratosfera potrebbe cambiare nel corso del 21° secolo. Questi dati provengono da dieci modelli di Chimica Climatica avanzati e ci forniscono una media del tempo che l’aria trascorre in stratosfera prima di scendere nuovamente verso la troposfera.

Sul grafico, l’asse orizzontale (x) mostra le latitudini che vanno dall’equatore fino ai poli, mentre l’asse verticale (y) ci indica la variazione dell’età dell’aria, espressa in anni. La differenza di età che vediamo riflette il confronto tra la media degli ultimi dieci anni di previsioni (spesso dal 2090 al 2099) e i dati registrati nel decennio 1990-1999.

Osservando il grafico, le linee continue indicano le stime di ogni modello. Invece, le linee tratteggiate possono rappresentare proiezioni di cui siamo meno certi. Ciò che è notevole è che tutti i modelli indicano che, entro la fine di questo secolo, l’aria in stratosfera sarà più “giovane” in tutte le latitudini, il che significa che si rinnova più velocemente.

Questo fenomeno di “ringiovanimento” dell’aria stratosferica è di grande interesse perché può influenzare sia la quantità di ozono che la distribuzione di altre sostanze chimiche importanti per la nostra atmosfera. Un’età dell’aria minore implica un aumento nel flusso dell’aria verso l’alto, o upwelling, che può alterare il modo in cui la nostra atmosfera si muove e interagisce.

Per gli scienziati che studiano i cambiamenti climatici, questi dati sono essenziali per prevedere come le correnti aeree in stratosfera potrebbero modificarsi e quali effetti questi cambiamenti potrebbero avere sulla chimica dell’atmosfera e sul clima della Terra in generale.

La determinazione dei trend dell’età dell’aria utilizzando tracce atmosferiche come CO₂ o SF₆ presenta notevoli complessità, come evidenziato da uno studio dettagliato di Garcia et al. (2011). Una questione rilevante sollevata da Garcia et al. è il campionamento spaziale e temporale limitato di CO₂ e SF₆ impiegato da Engel et al. (2009). È interessante notare che, adottando un campionamento simile dell’output dei CCM, si possono ottenere trend dell’età coerenti con quelli di Engel et al., anche in scenari dove il CCM indica una diminuzione generale dell’età media. Tuttavia, Garcia et al. non hanno potuto chiarire perché le stime dell’età media basate su CO₂ risultassero circa 8 mesi più giovani rispetto a quelle basate su SF₆, mentre le età medie derivate da Engel et al. attraverso l’osservazione di questi traccianti risultavano molto simili. Di conseguenza, Garcia et al. hanno concluso che l’uso di queste tracce come indicatori dei trend nella circolazione di massa stratosferica può essere ambiguo e che l’accurata determinazione dell’età media richiederebbe traccianti con una crescita strettamente lineare, attualmente non disponibili.

D’altra parte, Stiller et al. (2012), utilizzando profili verticali globali di SF₆ osservati da un satellite, hanno superato il problema della limitata copertura dati di Engel et al., scoprendo però che i trend dell’età media zonalmente calcolati erano spatialmente eterogenei. Ciò non sorprende, dato il limitato periodo di osservazione disponibile da settembre 2002 a gennaio 2010. Stiller et al. sostengono che questa distribuzione eterogenea dei trend dell’età media sia coerente, almeno in parte, con l’aumento dell’upwelling tropicale previsto dai modelli e con i risultati di Engel et al. per le medie latitudini. Tale fenomeno potrebbe essere spiegato con l’ipotesi che l’intensificazione della circolazione di rovesciamento sia accompagnata dall’indebolimento delle barriere di mescolamento subtropicale, facilitando una maggiore ricircolazione dell’aria stratosferica e modificando così la forma degli spettri di età. Tuttavia, questa ipotesi contrasta con i risultati del modello di Li et al. (2012), che indicavano un indebolimento della ricircolazione, e non spiega la generale proiezione di una diminuzione dell’età media in quasi tutta la stratosfera né la correlazione tra i trend di upwelling tropicale e quelli dell’età media evidenziata dai modelli.

I trend positivi dell’età dell’aria identificati nelle medie latitudini settentrionali al di sopra dei 25 km, come riportato da Stiller et al. (2012) e Engel et al. (2009), trovano conferma nei trend dell’età derivati da ERA-Interim per il periodo 1989-2010, secondo quanto analizzato da Diallo et al. (2012). Questi ultimi, tuttavia, evidenziano che i trend positivi dell’età secondo ERA-Interim presentano una significatività statistica solo marginale. Analogamente, Monge-Sanz et al. (2013) hanno dedotto da ERA-Interim un leggero ma statisticamente significativo trend positivo dell’età nelle medie latitudini settentrionali al di sopra dei 24 km, per il periodo 1990-2009.

Per quanto riguarda la stratosfera inferiore, Diallo et al. (2012) hanno rilevato che i trend dell’età secondo ERA-Interim erano negativi e statisticamente significativi, in accordo con un’accelerazione del ramo superficiale della circolazione di Brewer-Dobson. Ciò contrasta, però, con il trend del -5% per decennio nell’upwelling tropicale a 70 hPa dedotto da ERA-Interim da Seviour et al. (2012), considerato inaffidabile a causa della sua incoerenza con il trend negativo della temperatura, presupponendo una risposta adiabatica alla variazione dell’upwelling a quel livello. Di conseguenza, si argomenta che i trend più affidabili derivati da ERA-Interim per la circolazione di Brewer-Dobson siano quelli ottenuti tramite le diagnostiche dell’età dell’aria di Diallo et al. (2012) o i risultati simili ma alternativi di Monge-Sanz et al. (2013), che tengono conto sia dei cambiamenti nella circolazione media residua sia nei processi di mescolamento e agitazione.

Diallo et al. (2012) concludono che i rami superficiale e profondo della circolazione di Brewer-Dobson abbiano seguito evoluzioni diverse nel periodo 1989-2010, sottolineando tuttavia la difficoltà di stimare trend a lungo termine affidabili con soli 22 anni di dati.

Nonostante l’assenza di un consenso unanime e l’affidabilità discutibile dei trend osservati nella circolazione media residua e dell’età dell’aria, sia dalle rianalisi che dal trasporto di traccianti osservati, sono emerse prove indirette di un rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson in altri parametri stratosferici. Per esempio, osservazioni da radiosondaggi indicano un raffreddamento della stratosfera inferiore tropicale dal 1979 al 2003, interpretato da Thompson e Solomon (2005) come probabile risposta adiabatica a un incremento dell’upwelling tropicale. In modo simile, Young et al. (2012) hanno osservato che i cambiamenti di temperatura stratosferica da satellite e radiosondaggi dal 1979 al 2005 erano coerenti con un rafforzamento della circolazione di Brewer-Dobson, a condizione di rimuovere gli effetti della variabilità interannuale. I contrastanti trend latitudinali di temperatura e ozono stratosferici recenti (1979-2006) sono stati interpretati in linea con un aumento su larga scala della circolazione di rovesciamento stratosferica di Brewer-Dobson, mentre la riduzione delle concentrazioni di vapore acqueo stratosferico dopo il 2001 è stata collegata a un intensificato upwelling tropicale. Tuttavia, una delle evidenze più innovative riguarda l’attenuazione dell’ampiezza dell’oscillazione quasi-biennale dei venti zonali nella stratosfera inferiore tropicale dal 1959 al 2006, suggerendo un trend di potenziamento dell’upwelling vicino alla tropopausa tropicale, secondo Kawatani e Hamilton (2013).

La Figura 11 ci mostra un’analisi interessante sull’età dell’aria nella stratosfera, misurata attraverso osservazioni di due gas traccianti diversi: l’esafluoruro di zolfo (SF₆) e l’anidride carbonica (CO₂). L’età media dell’aria è un concetto chiave per capire i processi di mescolamento e circolazione nella stratosfera, ovvero indica il tempo trascorso dall’aria a queste altezze prima di ricadere nella troposfera.

Il grafico è articolato così:

Sull’asse orizzontale troviamo gli anni, dal 1975 al 2010, che ci forniscono il contesto temporale per le misurazioni.
Sull’asse verticale abbiamo l’età dell’aria espressa in anni, che ci dà una stima della “giovinezza” o della “vecchiaia” dell’aria stratosferica nel tempo.
I simboli sul grafico, cerchi per SF₆ e triangoli per CO₂, rappresentano l’età dell’aria misurata in momenti diversi e a varie latitudini.
Il colore di ogni simbolo corrisponde alla latitudine delle misurazioni: i colori caldi per latitudini più alte e colori freddi per quelle più basse.

Inoltre, la figura mette in evidenza due tipi di incertezza:

Le barre di errore più piccole riflettono la variazione di misurazione dell’età media dell’aria durante ogni singolo volo di palloni sonda, che si sono svolti tra i 24 e i 35 km di altitudine.
Le barre di errore più ampie prendono in considerazione l’incertezza complessiva, che include quanto una singola osservazione possa essere rappresentativa dell’intero profilo atmosferico.

Importante è il fatto che queste incertezze sono state integrate nel calcolo del trend di lungo termine, quindi le linee che vediamo riflettono una stima accurata dell’età dell’aria e non semplicemente fluttuazioni occasionali o anomalie.

La rilevanza di questa figura sta nella sua capacità di mostrarci non solo come le età misurate dai due gas si correlino tra loro, ma anche come queste si modifichino nel corso del tempo e in funzione delle latitudini. Tali informazioni sono essenziali per comprendere meglio i cambiamenti a lungo termine nella dinamica stratosferica e i loro potenziali impatti sul nostro clima.

La Figura 12 è uno strumento visivo che ci permette di esaminare come l’età dell’aria—il tempo che l’aria impiega a circolare dalla troposfera alla stratosfera—sia cambiata negli anni, dal 1989 al 2010. Utilizzando i dati ERA-Interim, i ricercatori hanno tracciato queste variazioni attraverso traiettorie diabatiche, che seguono i cambiamenti di temperatura e pressione dell’aria.

Nel grafico a sinistra, le latitudini sono disposte orizzontalmente, da -50 gradi a sud a +50 gradi a nord. Verticalmente, vediamo l’altitudine che sale fino a 45 km. Il colore di ciascun punto sul grafico ci dice se in quel particolare luogo l’aria si sta “ringiovanendo” o “invecchiando” con i toni blu che indicano un ringiovanimento e i toni rossi un invecchiamento, calcolato per decadi.

A destra, invece, è presentato il grado di affidabilità di queste tendenze attraverso un test statistico. Se un punto è colorato di blu, ci indica che il cambiamento osservato è statisticamente significativo—con un p-value minore di 0.05—suggerendo che ciò che vediamo non è frutto del caso ma indica una vera tendenza nel comportamento dell’atmosfera.Queste informazioni sono preziose per capire come il tempo di residenza dell’aria nella stratosfera stia cambiando, una conoscenza fondamentale per gli scienziati che studiano la distribuzione degli inquinanti atmosferici e l’ozono, nonché i più ampi meccanismi del riscaldamento globale e dei cambiamenti climatici.

6.2. Meccanismi per i Cambiamenti Secolari

Ricerche che hanno distinto gli effetti del riscaldamento della troposfera da quelli del raffreddamento della stratosfera hanno dimostrato convincentemente che le modifiche nella circolazione di Brewer-Dobson sono sostanzialmente una reazione al riscaldamento della troposfera, includendo anche i relativi cambiamenti della temperatura superficiale del mare (SST). Questi effetti non sono da attribuire direttamente all’incremento radiativo causato dall’aumento dei gas serra che raffredda la stratosfera. Poiché la circolazione di Brewer-Dobson è in gran parte guidata dalle onde, è possibile ricondurre direttamente la sua risposta al fenomeno del “drag” ondoso, che cambia in risposta ai mutamenti climatici. La teoria del controllo verso il basso ci insegna che sono rilevanti solo i cambiamenti nel “drag” ondoso vicino alle latitudini di inversione, mentre modifiche in altre aree generano solo circolazioni secondarie anomale, che a loro volta possono solamente modificare la struttura dell’ascesa o della discesa nei rispettivi rami della circolazione.

Le onde di diverso tipo, come le onde di Rossby o le onde di gravità, rispondono in maniera differente ai cambiamenti climatici. Tuttavia, applicando il principio di controllo verso il basso alle latitudini di inversione, è possibile quantificare in modo pratico il contributo della risposta di ciascun tipo di onda alla reazione complessiva della circolazione di Brewer-Dobson ai cambiamenti climatici.

Fin dai primi studi, si è concluso che sia le onde definite sia quelle non definite (ovvero le onde di galleggiamento non risolte) contribuiscono ad intensificare la circolazione di Brewer-Dobson nelle proiezioni climatiche future. La distinzione tra i tipi di onde che influenzano la circolazione e quelli che contribuiscono alla risposta climatica dipende fortemente dal modello utilizzato, e rimane incerto se esista una correlazione tra queste due dipendenze modello-specifiche.

In un’analisi comparativa tra diversi modelli, gli studi condotti da Butchart e collaboratori nel 2010 hanno rivelato un dato interessante: in media, il contributo in percentuale delle onde parametrizzate nella direzione dei trend di aumento dell’ascesa è significativamente superiore rispetto al loro contributo diretto all’ascesa stessa, in particolare a 70 hPa, dove si registra una percentuale del 59% contro il 30%. Questo divario diventa ancora più marcato durante l’inverno boreale, quando l’incidenza delle onde parametrizzate sulla risposta climatica assume un’importanza ancora maggiore, come evidenziato in vari studi [Li et al., 2008; Butchart et al., 2010a; Bunzel e Schmidt, 2013].

Il meccanismo che sta alla base della risposta del drag delle onde parametrizzate, in particolare quello relativo alle onde di gravità orografiche, ai cambiamenti climatici è molto più chiaro rispetto a quello delle onde risolte. Ciò deriva in parte dalle stesse parametrizzazioni che presuppongono una semplificazione nella propagazione verticale delle onde, un concetto fondamentale per comprendere il ruolo di queste onde nel sistema climatico [ad esempio, Li et al., 2008; Butchart et al., 2010a; Okamoto et al., 2011]. È importante notare che i trend relativi alla forza complessiva della circolazione di Brewer-Dobson sono influenzati esclusivamente dalle variazioni nel drag delle onde nelle vicinanze delle cosiddette latitudini di inversione, generalmente localizzate nelle zone dei getti subtropicali. La maggior parte delle parametrizzazioni per le onde di gravità orografiche prevede un deposito di momento nella stratosfera inferiore, in corrispondenza del taglio verticale del vento verso ovest situato sulla parte superiore di questi getti, particolarmente nell’emisfero settentrionale. Sotto l’influenza dei cambiamenti climatici, un’accelerazione verso est e una maggiore penetrazione ascendente dei getti causano alle onde di gravità parametrizzate di infrangersi più in alto nell’atmosfera, creando così un trend di aumento del drag al di sopra dei 70 hPa. Questo incremento del drag parametrizzato oltre i 70 hPa favorisce, di conseguenza, un’intensificazione dell’ascesa tropicale a quel livello, influenzando significativamente la dinamica atmosferica.

La Figura 13 si divide in due grafici, (a) e (b), che illustrano le proiezioni fatte da vari modelli di Chimica Climatica (CCMs) sull’interazione tra le onde di gravità orografiche e l’atmosfera nel 21° secolo.

(a) Il primo grafico dettaglia i profili verticali del trascinamento medio annuo causato dalle onde di gravità orografiche. Queste sono misurate in metri al secondo al giorno (1ms^-1day^-1), calcolate alla “latitudine di turnaround” al nord per i 70 hPa, dove la velocità verticale w* è zero. La latitudine di turnaround coincide con la fascia di latitudine del getto subtropicale. Qui, le curve colorate rappresentano diversi CCMs per l’anno 2000, basate sulla media delle quattro stagioni annuali, derivanti da un fit lineare delle serie temporali annuali.

(b) Il secondo grafico mostra il cambiamento percentuale nel trascinamento per decennio, calcolato ancora con un fit lineare. L’asse orizzontale mostra la variazione percentuale del trascinamento (), mentre l’asse verticale presenta la pressione atmosferica in hPa. Valori più bassi di pressione corrispondono a quote più elevate.

In entrambi i grafici, l’asse delle y è inverso, seguendo la convenzione dei grafici meteorologici, dove una pressione più bassa equivale a un’altitudine superiore. Questi profili sono essenziali per comprendere come il trascinamento delle onde di gravità possa influenzare processi atmosferici critici come la circolazione di Brewer-Dobson, fondamentale per il trasporto di ozono e altri composti chimici stratosferici. Le informazioni fornite dalla Figura 13 sono quindi cruciali per anticipare le implicazioni che queste dinamiche potrebbero avere sui pattern climatici e meteorologici futuri.

Analizzando il comportamento delle onde atmosferiche risolte, ci troviamo di fronte a una realtà complessa. Queste onde, che si propagano sia orizzontalmente che verticalmente, sono intimamente legate al clima della troposfera, ben più di quanto non lo siano le fonti utilizzate nelle parametrizzazioni. Ad oggi, non c’è un accordo unanime sul meccanismo che porta all’incremento del drag stratosferico causato da queste onde, specialmente quelle di Rossby su scala planetaria e sinottica. Diversi studi, utilizzando modelli di circolazione generale (GCM), hanno esaminato le variazioni nelle caratteristiche di generazione e propagazione di queste onde. Tuttavia, i risultati ottenuti non sono stati definitivi.

Da un lato, gli esiti di un modello GCM semplificato sembrano offrire una visione più chiara. L’introduzione di un riscaldamento troposferico ha portato a un incremento della baroclinicità nella troposfera subtropicale, favorendo così la generazione di un maggior numero di onde sinottiche e planetarie. Questo ha comportato un aumento del flusso di attività ondosa verso la stratosfera, in particolare nella zona delle latitudini di inversione. Tuttavia, Shepherd e McLandress nel 2011 hanno sottolineato come l’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson, osservata in questo modello semplificato, fosse notevolmente inferiore (circa del 25%) rispetto a quella evidenziata in modelli più complessi e dettagliati. Hanno inoltre argomentato che il cambiamento del gradiente di temperatura meridionale, imposto da Eichelberger e Hartmann nel 2005 nella troposfera subtropicale, era più drastico di quanto comunemente previsto dai modelli climatici.

Altre ricerche, come quella condotta da Deckert e Dameris nel 2008, hanno identificato un meccanismo specifico capace di spiegare un rinforzo localizzato dell’ascesa tropicale, quale risposta al riscaldamento troposferico e ai cambiamenti della temperatura superficiale del mare (SST). Tuttavia, data l’assenza di variazioni nel drag delle onde nelle immediate vicinanze delle latitudini di inversione, il meccanismo proposto da Deckert e Dameris non può contribuire direttamente all’intensificazione generale della circolazione di Brewer-Dobson.

Shepherd e McLandress nel loro studio del 2011 hanno esaminato da vicino come il drag delle onde risolte influenzi la circolazione atmosferica nelle zone cruciali delle latitudini di inversione. Approfondendo un’analisi precedente, hanno suddiviso le onde presenti nelle simulazioni del XXI secolo di un modello di circolazione chimica globale in due categorie principali: onde stazionarie e onde transienti. Queste ultime sono state poi distinte ulteriormente in componenti su scala planetaria e su scala sinottica. La risposta dei getti subtropicali orientali ai cambiamenti climatici, come osservato nelle proiezioni analizzate, includeva un intensificarsi e un innalzamento di questi getti. Questo cambiamento ha portato a uno spostamento verso l’alto e verso l’equatore del livello critico per la rottura delle onde di Rossby, fenomeno confermato anche da analisi multimodello come quella di Hardiman et al. del 2013.

Shepherd e McLandress hanno sostenuto che questo spostamento del livello critico facilita una maggiore penetrazione dell’attività ondosa nella stratosfera subtropicale inferiore. Ciò è particolarmente rilevante dato che la regione di rottura delle onde, o il livello critico, si trova proprio vicino alle latitudini di inversione, rendendo questo processo un motore significativo per l’intensificazione della circolazione di Brewer-Dobson. Hanno chiamato questo processo “controllo del livello critico sulla rottura delle onde subtropicali”. È interessante notare che, secondo i loro ritrovamenti, solo le onde transienti hanno un ruolo cruciale in questo meccanismo, dato che i cambiamenti nel drag delle onde planetarie stazionarie si manifestano prevalentemente a medie e alte latitudini, piuttosto che nei subtropici.

Questo meccanismo proposto offre una spiegazione convincente e, se verificato attraverso l’analisi di altri modelli, potrebbe indicare che la risposta del drag delle onde, sia risolte che parametrizzate, ai cambiamenti climatici è guidata da un principio comune: lo spostamento verso l’alto della rottura delle onde causato dall’accelerazione verso est e dall’innalzamento dei getti subtropicali. Questa comprensione unificata apre la strada a nuove prospettive sulla dinamica della circolazione atmosferica in risposta ai cambiamenti climatici.

7. Conseguenze di un Cambiamento della Circolazione di Brewer-Dobson

7.1 Recupero dell’Ozono Modulato

La circolazione di Brewer-Dobson, sviluppatasi in parte dall’osservazione della distribuzione dell’ozono stratosferico, rivela come cambiamenti a lungo termine e fluttuazioni annuali influenzino significativamente la distribuzione dell’ozono. Scoperte chiave, come quella di Rind et al. nel 1990, hanno messo in luce come il cambiamento climatico possa accelerare questa circolazione, suggerendo un aumento del trasporto di ozono verso le medie latitudini. La ricerca di Mahfouf et al. nel 1994 ha ulteriormente indagato questo fenomeno, osservando un aumento dell’ozono in colonna alle medie latitudini in un modello climatico con livelli di CO2 raddoppiati, sebbene resti incerto se tale incremento derivi dalla risposta della circolazione, dall’effetto delle temperature più fredde che rallentano la distruzione fotochimica dell’ozono, o da una combinazione di entrambi.

Interessante notare come i processi di risposta della circolazione e della temperatura non siano completamente indipendenti, influenzandosi reciprocamente attraverso meccanismi di riscaldamento o raffreddamento adiabatico. Tuttavia, studi successivi hanno suggerito che, per una prima approssimazione, gli effetti diretti della temperatura e quelli della circolazione possono essere considerati additivi, permettendo una separazione concettuale degli impatti su l’ozono.

Al di sopra dei 10 hPa, l’ozono è principalmente sotto controllo fotochimico, con la zona sottostante influenzata da trasporto e reazioni chimiche. L’effetto della temperatura assume quindi un ruolo predominante nella stratosfera media e alta, mentre i cambiamenti nel trasporto influenzano maggiormente la stratosfera inferiore.

La proiezione di Shepherd nel 2008 e di Li et al. nel 2009 su come la circolazione di Brewer-Dobson accelerata dal cambiamento climatico influenzi il recupero dell’ozono ha confermato l’importanza di tale dinamica. Entrambi gli studi hanno rilevato un aumento uniforme dell’ozono stratosferico superiore, in linea con le aspettative di una risposta fotochimica al raffreddamento globale. In contrasto, la diminuzione dell’ozono nella stratosfera inferiore nei tropici e l’aumento negli extratropici evidenziano un trasporto polare rafforzato, segno di una circolazione di Brewer-Dobson più rapida.

L’influenza delle variazioni di circolazione e temperatura, indotte dai gas serra, sul recupero dell’ozono è stata esaminata attraverso un coordinato insieme di simulazioni multi-modello. Questa analisi, portata avanti da Austin et al. e Oman et al. nel 2010, in linea con le precedenti scoperte di Shepherd e Li et al., evidenzia un duplice effetto: nella stratosfera superiore, l’impatto principale dei gas serra si manifesta tramite una diminuzione radiativa delle temperature, mentre nella stratosfera inferiore si nota soprattutto un’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson.

Oman et al. hanno particolarmente sottolineato come, analizzando l’insieme delle simulazioni, i cambiamenti dell’ozono nella stratosfera inferiore tropicale, dal 1960 al 2100, mostrino una forte correlazione con le variazioni dell’upwelling tropicale. Questo suggerisce che le riduzioni dell’ozono a queste latitudini sono prevalentemente dovute all’intensificarsi dell’upwelling nella stratosfera inferiore. Di conseguenza, si prevede che l’ozono totale in colonna nei tropici non ritorni ai livelli del 1960 entro la fine del secolo nella maggior parte dei modelli.

Al contrario, sia l’ozono stratosferico inferiore sia quello totale in colonna, nelle latitudini medie e alte, mostrano un incremento nel corso del 21° secolo, principalmente a causa dell’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson. Questo fenomeno dovrebbe portare l’ozono in queste regioni a ristabilirsi ai livelli del 1960 ben prima della conclusione del secolo, a un ritmo notevolmente superiore rispetto a quello che si avrebbe solamente per il declino delle sostanze che riducono l’ozono.

In aggiunta, Austin et al. hanno rilevato un’asimmetria emisferica nell’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson che farebbe tornare l’ozono in colonna ai livelli del 1980 circa dieci anni prima negli extratropici settentrionali rispetto alle medie latitudini meridionali. Tuttavia, è interessante notare che questa accelerata circolazione di Brewer-Dobson non sembra influenzare il recupero dell’ozono in Antartide, almeno in media annuale. Questo potrebbe essere dovuto all’effetto che il recupero dell’ozono antartico ha sulla stessa circolazione di Brewer-Dobson, inducendo una riduzione del downwelling alle latitudini polari e limitando l’incremento indotto dai gas serra al downwelling nelle medie latitudini.

La Figura 14 presenta in modo chiaro i cambiamenti previsti per il periodo 1960-2100 nelle variabili atmosferiche su un’ampia fascia equatoriale estesa da 25 gradi Sud a 25 gradi Nord. Il grafico a dispersione traccia due specifiche metriche atmosferiche:

w∗ a 70 hPa: Questo valore sembra rappresentare una forma di velocità verticale o un parametro connesso alla dinamica dell’atmosfera a un livello che corrisponde alla pressione di 70 hPa, un’altitudine significativa per lo studio della convezione e del movimento verticale dell’aria.
Ozono a 50 hPa: Rappresenta la concentrazione di ozono misurata a un livello leggermente più alto, presso i 50 hPa, un’altitudine critica per il monitoraggio della distribuzione di ozono nell’atmosfera.

Sul grafico, ciascun punto colorato corrisponde a uno dei 12 modelli di circolazione chimica (CCMs) menzionati nelle pubblicazioni di riferimento. Questi modelli aiutano a capire come varie forze influenzano la circolazione e la composizione dell’atmosfera. La linea nera che interseca i punti rappresenta il fit lineare dei dati, suggerendo una correlazione diretta tra l’aumento della velocità verticale a 70 hPa e la diminuzione della concentrazione di ozono a 50 hPa.

La relazione esatta tra queste due variabili e la dinamica sottostante richiedono un’analisi dettagliata dei documenti citati, poiché la comprensione profonda delle cause e delle dinamiche di tali correlazioni è cruciale per interpretare correttamente i risultati.

Un’interpretazione plausibile potrebbe essere che un incremento nel movimento verticale dell’aria a livelli superiori conduca al trasporto di ozono verso altitudini maggiori o in aree più distanti, risultando in una riduzione della sua concentrazione all’altitudine di 50 hPa.

La figura, adattata da uno studio di Oman et al. del 2010, funge da strumento per visualizzare e quantificare le previsioni dei cambiamenti nella circolazione atmosferica e nelle concentrazioni di ozono basate sui modelli climatici, delineando come tali fattori possano rispondere nel lungo termine ai cambiamenti climatici e ad altri processi di vasta portata che interessano l’atmosfera.

7.2 Rimozione Più Rapida dei CFC

Le sostanze che impoveriscono l’ozono, o più specificamente i clorofluorocarburi (CFC), insieme ad alcuni gas serra come il protossido di azoto (N₂O), risultano inerti nella troposfera ma sono soggetti a distruzione nella stratosfera, ad esempio, attraverso la fotodegradazione. Di conseguenza, i tassi di rimozione dall’atmosfera e le relative durate di vita atmosferica istantanee (cioè, il carico atmosferico della sostanza diviso per il tasso di rimozione; vedi, per esempio, Prinn et al. [1999, sezione 1.4]) sono prevalentemente determinati dal tempo necessario affinché l’intera aria troposferica (circa il 90% dell’atmosfera) abbia attraversato la stratosfera almeno una volta. Questo processo dipende in gran parte dalla velocità della circolazione stratosferica di Brewer-Dobson. Le varie durate di vita nascono quindi dalle differenze nella distribuzione spaziale e temporale, e nelle intensità, dei “pozzi” stratosferici delle singole specie. Butchart e Scaife [2001] hanno definito questo fenomeno come “efficienza della fotodegradazione stratosferica delle specie”, sottolineando una dipendenza aggiuntiva dalla forza e struttura della circolazione di Brewer-Dobson. Ad esempio, dato che la fotodegradazione dipende in genere dall’altitudine, è necessario che l’aria sia trasportata sopra una certa altitudine, a seconda della specie (ovvero, che la circolazione di ribaltamento sia sufficientemente profonda), prima che avvenga una fotodegradazione significativa [ad esempio, Douglass et al., 2008, Figura 1].

Rind et al. [1990] furono, con grande probabilità, i primi a stabilire un collegamento tra una più rapida rimozione dei CFC dall’atmosfera e un’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson a causa del cambiamento climatico. Utilizzando un modello semplificato stratosfera-troposfera a due compartimenti, Butchart e Scaife [2001] hanno stimato che, con un incremento del 3% per decennio dell’upwelling tropicale, tale rimozione accelerata porterebbe i livelli di CFC a ritornare ai livelli altrimenti attesi nel 2050 e nel 2080, rispettivamente 5 e 10 anni prima (Figura 15). Nell’elaborare questa stima, Butchart e Scaife [2001] hanno presupposto che l’efficienza della fotodegradazione stratosferica dei CFC non venisse influenzata né dal cambiamento climatico né dal recupero dell’ozono stratosferico.

Gli studi avanzati effettuati con i modelli di circolazione chimica (CCM) che tengono conto sia degli effetti di una circolazione più veloce sia dei cambiamenti nell’efficienza della fotodegradazione indicano che, in risposta al cambiamento climatico, si prevede un aumento delle velocità di perdita stratosferica dei CFC. Questo comporterà una diminuzione corrispondente delle loro durate di vita. Nonostante nelle simulazioni la frazione di rilascio dei CFC — la porzione della concentrazione di CFC fotolizzata da quando il pacchetto d’aria ha fatto ingresso per la prima volta nella stratosfera — diminuisca nell’intera stratosfera inferiore e media a causa di tempi di residenza più brevi, questo effetto è più che compensato dall’impatto diretto dell’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson. Quest’ultima aumenta il flusso di aria troposferica che circola attraverso la stratosfera. Tuttavia, Douglass et al. hanno evidenziato una significativa variabilità tra i modelli nella stretta relazione tra il rilascio frazionale dei CFC e la velocità della circolazione di Brewer-Dobson, o più precisamente, l’età media dell’aria. Di conseguenza, l’equilibrio tra gli effetti della riduzione del rilascio frazionale e una circolazione più veloce può variare considerevolmente tra i vari modelli.

Un limite di questi calcoli CCM risiede nel fatto che al limite inferiore sono specificate le concentrazioni dei CFC piuttosto che le loro emissioni. Ciò significa che cambiamenti nei tassi di perdita stratosferica non influenzano il carico atmosferico dei CFC nelle simulazioni. Questo perché, con le condizioni al contorno basate sulla concentrazione, eventuali variazioni nei tassi di perdita dei CFC a causa di cambiamenti stratosferici sono compensate da un flusso superficiale artificiale di CFC, il quale mantiene il carico troposferico in linea con le condizioni al contorno specificate. Di conseguenza, Douglass et al. concludono che l’effetto di una circolazione di Brewer-Dobson più rapida sul declino dei CFC nell’atmosfera può essere pienamente valutato nei CCM solo se si utilizzano condizioni al contorno basate sulle emissioni (flusso) per le specie a lunga vita. D’altro canto, la maggior parte delle recenti proiezioni di ozono effettuate con CCM applica condizioni al contorno basate sulla concentrazione, escludendo quindi l’influenza di una più rapida eliminazione dei CFC, indipendentemente dall’importanza di tale influenza.

La Figura 15 ci offre uno sguardo sul futuro delle concentrazioni di due noti inquinanti atmosferici, il CFC-11 e il CFC-12, con previsioni che si estendono dal 1990 fino al 2090. Questi composti, una volta comunemente usati in applicazioni come refrigeranti e propellenti, sono stati gradualmente messi al bando per la loro nocività nei confronti dello strato di ozono.

Le curve continue sul grafico delineano le quantità prospettiche di CFC-11 e CFC-12 calcolate sulla base della loro vita media attualmente stimata: 45 anni per il CFC-11 e 100 anni per il CFC-12. Le traiettorie di queste curve rispecchiano un picco seguito da un declino lento e costante, un riflesso visivo dell’efficacia di accordi internazionali come il Protocollo di Montreal nel contenere le emissioni di CFC.

Interessante è il contrasto presentato dalla curva tratteggiata, che riflette le stesse quantità di CFC ma con una vita media ridotta per accomodare un incremento ipotizzato del 3% per decennio nel trasporto di massa verso l’alto alla quota di 68 hPa. Tale aumento potrebbe essere una conseguenza dei cambiamenti nella circolazione atmosferica, forse legati al riscaldamento globale o ad altre fluttuazioni del clima.

Ciò che la figura suggerisce è una diretta dipendenza del destino atmosferico dei CFC dalle dinamiche del trasporto aereo: se il movimento verso l’alto si intensifica, i CFC vengono rimossi più velocemente, come illustrato dalla discesa più rapida della curva tratteggiata rispetto a quelle continue. In sostanza, ciò suggerirebbe che una circolazione atmosferica più vigorosa potrebbe favorire un’epurazione più efficace dell’atmosfera da questi gas.

L’immagine, tratta da uno studio del 2001 di Butchart e Scaife, ci invita a considerare come le variazioni delle dinamiche stratosferiche possano influenzare la permanenza dei gas serra e degli inquinanti atmosferici, inserendo un ulteriore fattore nella complessa equazione del nostro impatto sul pianeta.

7.3. Scambio Globale tra Stratosfera e Troposfera

Il capitolo 7.3, dedicato allo scambio globale tra stratosfera e troposfera, mette in luce un progresso cruciale nella comprensione di questo fenomeno: il lavoro di Holton e collaboratori nel 1995. Questa importante analisi ha segnato un cambio di rotta rispetto agli approcci precedenti, che si focalizzavano su processi a scala ridotta o sinottici vicino alla tropopausa. Gettelman e altri, nel 2011, hanno offerto una dettagliata panoramica di questi processi. Tuttavia, è emersa una nuova comprensione: lo scambio di massa tra stratosfera e troposfera, su base stagionale e annuale, sembra essere principalmente guidato dalla circolazione di Brewer-Dobson, considerando una prospettiva globale. Di conseguenza, la reazione dello scambio stratosfera-troposfera ai cambiamenti climatici dipenderà dall’adattamento della circolazione di Brewer-Dobson a tali cambiamenti.

Una delle conseguenze più significative di questo scambio è il trasferimento di ozono dalla stratosfera alla troposfera, essenziale per l’apporto di ozono nell’intera troposfera. Questo ozono intensifica l’effetto serra e contribuisce alla decomposizione chimica del metano e di altri idrocarburi nell’atmosfera. Studi di modellazione condotti da Collins e altri nel 2003 e da Zeng e Pyle nello stesso anno hanno osservato un incremento di questo flusso di ozono in risposta ai cambiamenti climatici, attribuendo tale aumento all’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson. Tuttavia, nessuno dei modelli ha rappresentato adeguatamente la circolazione stratosferica né ha considerato i livelli effettivi di ozono stratosferico, basandosi invece su valori prestabiliti. In modo simile, uno studio multimodello condotto da Stevenson e altri nel 2006 ha confermato l’aumento del flusso di ozono a seguito dei cambiamenti climatici, pur non rappresentando correttamente né la circolazione né l’evoluzione dell’ozono stratosferico. D’altra parte, Hegglin e Shepherd nel 2009, utilizzando un modello che risolveva la circolazione stratosferica e determinava autonomamente i livelli di ozono stratosferico, hanno fornito stime quantitative dell’aumento del flusso di ozono dalla stratosfera alla troposfera, confermando l’implicazione dei cambiamenti climatici (come illustrato nella Figura 16).

Il lavoro di Hegglin e Shepherd nel 2009 ha rivelato una tendenza a lungo termine nettamente più marcata per l’Emisfero Settentrionale rispetto a quella dell’Emisfero Meridionale, come illustrato dalle linee rosse e blu nella Figura 16. Questa distinzione tiene conto delle fluttuazioni decennali legate alla riduzione e successiva ripresa dell’ozono, rispecchiando l’asimmetria tra gli emisferi nella reazione della circolazione di Brewer-Dobson ai cambiamenti climatici, già discussa nella sezione 6.1. Hegglin e Shepherd hanno osservato che, in entrambi gli emisferi, l’incremento del flusso di ozono a lungo termine, scaturito dall’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson, è influenzato dalla dinamica di diminuzione e recupero dell’ozono. Questo fenomeno si manifesta con una deviazione delle linee bianche rispetto alle linee rosse e blu nella Figura 16, per ulteriori dettagli si rimanda al lavoro degli autori.

Nell’Emisfero Meridionale, in particolare, l’impatto della riduzione dell’ozono prima del 2000 ha avuto effetti ben più significativi rispetto a quelli dovuti all’accelerazione della circolazione di Brewer-Dobson, evidenziando una predominanza degli effetti negativi. Al contrario, nel corso del XXI secolo, l’aumento prospettato del flusso di ozono è attribuibile all’effetto congiunto del recupero dell’ozono stratosferico e dell’intensificarsi della circolazione di Brewer-Dobson, un segnale positivo della risposta del sistema climatico globale alle variazioni in atto.

La Figura 16 esamina in dettaglio l’andamento a lungo termine del flusso di ozono dalla stratosfera alla troposfera, un fenomeno monitorato attraverso tre simulazioni di modelli di circolazione chimica che risolvono la stratosfera, indicate dalle linee grigie per entrambi gli emisferi, Nord (NH) e Sud (SH). La linea bianca che si sovrappone al tracciato delle singole simulazioni rappresenta la media mobile su un periodo di cinque anni, fornendo una visione più chiara della tendenza generale al di là delle fluttuazioni annuali.

Focalizzando l’attenzione sulle linee rosse e blu, queste ultime delineano un adattamento lineare ai dati medi decennali che escludono le fluttuazioni a breve termine legate agli effetti della deplezione dell’ozono causata dalle attività umane e il conseguente recupero. Queste linee di tendenza mostrano una diminuzione percentuale annua del flusso di ozono, calcolata a 2,6% per decennio per il NH e a 0,8% per decennio per il SH, offrendo una visione sintetica ma esaustiva del tasso di decrescita di questo flusso cruciale per l’equilibrio dell’atmosfera.

Ciò che emerge chiaramente dalla figura, originariamente pubblicata nello studio del 2009 di Hegglin e Shepherd, è una tendenza secolare di lungo periodo di calo del trasporto di ozono tra stratosfera e troposfera. Una diminuzione più pronunciata nell’emisfero settentrionale potrebbe essere indicativa di differenze nei pattern di circolazione atmosferica, di variazioni nelle fonti di inquinamento, o di specifiche dinamiche stratosferiche.

In ultima analisi, questo grafico ci fornisce non solo una comprensione storica, ma anche un’anticipazione futura del comportamento del flusso di ozono, con rilevanti implicazioni per temi come la qualità dell’aria, il clima e la salute pubblica, sottolineando l’importanza dell’ozono in differenti strati dell’atmosfera e il suo ruolo critico nella protezione dai raggi ultravioletti.

Osservazioni Conclusive

La circolazione di Brewer-Dobson si distingue come uno dei rarissimi fenomeni di scala globale osservabili nell’atmosfera terrestre al di sotto dei 50 km di quota. Questa circolazione assume un ruolo di primo piano, esercitando un’ampia influenza sulla stratosfera. Tra le sue funzioni chiave troviamo la regolazione dell’equilibrio termodinamico della stratosfera, la determinazione delle durate di vita dei CFC e di alcuni gas serra, l’influenza sulla temperatura della tropopausa tropicale, la gestione dell’ingresso di vapore acqueo nella stratosfera, l’impatto sul periodo dell’oscillazione quasi-biennale tropicale e il trasporto e la ridistribuzione nella stratosfera di aerosol, detriti vulcanici e radioattivi, nonché di tracciatori chimici quali l’ozono.

Data la vastità dell’argomento, è evidente l’impossibilità di trattare ogni aspetto della circolazione di Brewer-Dobson in un’unica sintesi. Pertanto, questa disamina si è concentrata primariamente sui metodi impiegati per diagnosticare la circolazione di Brewer-Dobson attraverso le osservazioni e i modelli di chimica-clima e clima, esplorando la comprensione attuale dei meccanismi propulsori e la reazione della circolazione ai cambiamenti climatici. Tra gli obiettivi figura la ricerca di un punto di incontro tra le solide proiezioni dei modelli e le sfide nell’ottenere evidenze a supporto tramite le misurazioni e le osservazioni attualmente disponibili.

L’abbinamento, nel tardo ventesimo secolo, di progressi teorici, come la formulazione Euleriana trasformata, e l’avvento di set di dati stratosferici globali, coerenti e di alta qualità, ha gettato le basi per la conoscenza e la comprensione attuale della circolazione di Brewer-Dobson. Ancor più rilevante, l’integrazione di questi due sviluppi fondamentali nell’ultimo decennio ha consentito, per la prima volta, uno studio quantitativo della circolazione di Brewer-Dobson, dei suoi meccanismi propulsori e della sua risposta ai cambiamenti climatici, segnando il passaggio da una conoscenza principalmente concettuale e qualitativa a una comprensione quantitativa.

Questa transizione verso un approccio più quantitativo spiega il mutamento di focus osservato negli studi recenti sulla circolazione di Brewer-Dobson: l’attenzione si è spostata dalle diagnostiche di trasporto, tradizionalmente dedotte dai tracciatori materiali, verso diagnostiche meteorologiche basate su venti e temperature o tracciatori teorici simulati, come l’età dell’aria. Come evidenziato nelle sezioni 5.1 e 6.1, infatti, i tentativi di ottenere informazioni quantitative sulla circolazione media di massa stratosferica a partire dalle osservazioni di specie traccianti hanno incontrato notevoli difficoltà.

Un aspetto critico nell’analisi della circolazione di Brewer-Dobson è la scarsa disponibilità di misure di tracciatori adatti. I metodi attuali per l’assimilazione dei dati dai tracciatori disponibili non sono sviluppati quanto le analisi meteorologiche, come per esempio ERA-Interim. Garcia e colleghi, nel 2011, hanno sottolineato che l’utilizzo congiunto delle osservazioni dei tracciatori e dei modelli numerici potrebbe, in futuro, migliorare significativamente l’utilizzo quantitativo di queste osservazioni. È fondamentale evidenziare che alcune delle conseguenze più rilevanti dei cambiamenti antropogenici sulla circolazione di Brewer-Dobson, quali gli effetti sul recupero dell’ozono, sulla durata dei CFC e sullo scambio di massa tra stratosfera e troposfera, sono intrinsecamente legati al trasporto di tracciatori chimici.

Il consenso generale raggiunto negli ultimi dieci anni sulla risposta della circolazione di Brewer-Dobson ai cambiamenti climatici futuri rappresenta, senza dubbio, il risultato più significativo della ricerca in questo ambito. A seconda degli scenari di emissione dei gas serra presi in considerazione, le proiezioni dei modelli indicano un aumento del 2.0–3.2% per decennio del flusso di massa ascendente netto nella parte inferiore della stratosfera tropicale. Questo aumento è ora considerato una misura standard della forza complessiva della circolazione di Brewer-Dobson, o almeno della sua componente più profonda, come discusso nella sezione 4.3. Questo intensificarsi dell’ascesa è pienamente coerente con le proiezioni relative al tracciante teorico dell’età dell’aria, che suggeriscono che, in un clima in cambiamento, l’aria stratosferica sarà in media più giovane. Ciò significa che il tempo medio necessario perché l’aria raggiunga una certa posizione dopo l’ingresso nella stratosfera sarà ridotto. Oltre a ciò, nella stratosfera inferiore subtropicale, l’apparente ringiovanimento dell’età media dell’aria è probabilmente il risultato sia di un’accelerazione della circolazione residua media, sia di un minore mescolamento o ricircolazione dell’aria stratosferica tra i tropici e le medie latitudini. Le risposte di questi processi al cambiamento climatico sembrano essere strettamente correlate, evidenziando una complessa dinamica stratosferica influenzata dalle variazioni climatiche.

L’accelerazione del 2.0–3.2% per decennio della circolazione di Brewer-Dobson emerge come un dato coerente attraverso diversi modelli. Tuttavia, quando si tratta di individuare specificamente il ruolo dei vari tipi di onde, come le onde di Rossby e le onde di gravità, nel promuovere questa accelerazione, gli studi incontrano maggiori difficoltà, con risultati che variano notevolmente a seconda del modello utilizzato. Questa variabilità non sembra essere direttamente legata alle differenze nelle formulazioni dei modelli, rappresentando così un punto debole significativo nella nostra attuale comprensione della circolazione di Brewer-Dobson. Di conseguenza, è fondamentale migliorare i vincoli osservativi sia sulla circolazione stessa che sui flussi di momento delle onde, con particolare attenzione a quelli prodotti dalle onde di galleggiabilità di piccola scala, per avanzare nella nostra comprensione di questo fenomeno.

Un’altra carenza nella conoscenza attuale riguarda la mancanza di una comprensione approfondita su come la forza di trascinamento delle onde, che alimenta la circolazione, cambi in risposta ai cambiamenti climatici. Anche se i meccanismi per le onde di galleggiabilità di piccola scala sono relativamente ben compresi, ciò potrebbe derivare più dalle semplificazioni e analogie degli schemi di parametrizzazione usati nei modelli che non da una solida base teorica, nonostante le parametrizzazioni per le onde di gravità di origine orografica siano effettivamente basate sui principi della fluidodinamica. Attualmente manca un consenso su come trattare le onde risolte, anche se l’idea che il controllo del livello critico possa influenzare la rottura delle onde di Rossby sembra promettente; tuttavia, saranno necessari ulteriori studi approfonditi per consolidare questa ipotesi come spiegazione delle variazioni delle forze di trascinamento dovute alle onde planetarie transitorie e sinottiche.

Emergono inoltre prove del fatto che le modifiche nella circolazione di Brewer-Dobson giochino un ruolo significativo anche nel collegamento dinamico tra stratosfera e troposfera, con conseguenze rilevanti per il clima di superficie e le condizioni meteorologiche. Le influenze della circolazione di Brewer-Dobson e la sua reazione ai cambiamenti climatici, quindi, non si limitano alla stratosfera ma permeano con elevata probabilità l’intera atmosfera terrestre fino a circa 50 km di altitudine.

DiAlessandro

3.4 Barriere di Mescolamento e Trasporto

3.5. Età Media dell’Aria

4. Meccanismi di Guida e Latitudini di Inversione

4.1. Guida Ondulatoria e Pompaggio Giroscopico

4.2. Il Principio del Controllo Discendente

4.3. Le Latitudini di Inversione e il Sollevamento Tropicale

5. Diagnosi della circolazione di Brewer-Dobson

5.1 Osservazioni

5.2. Modelli

La Circolazione di Brewer-Dobson in un Clima in Cambiamento

Risposta al Cambiamento Climatico

6.2. Meccanismi per i Cambiamenti Secolari

7. Conseguenze di un Cambiamento della Circolazione di Brewer-Dobson

7.1 Recupero dell’Ozono Modulato

7.2 Rimozione Più Rapida dei CFC

Osservazioni Conclusive

Di Alessandro

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