La Stratosfera: Analisi della Dinamica e Variabilità

Autore: Neal Butchart
Met Office Hadley Centre (MOHC), Exeter, EX1 3PB, Regno Unito
Contatti: Neal Butchart (neal.butchart@metoffice.gov.uk)
Ricezione del manoscritto: 17 giugno 2022
Inizio discussione: 22 giugno 2022
Revisione: 27 agosto 2022
Accettazione: 7 ottobre 2022
Pubblicazione: 7 novembre 2022

Sommario
Questo articolo esamina la variabilità della stratosfera, che varia da scala intra-stagionale a interannuale, concentrandosi principalmente sulle dinamiche. Tale variabilità è causata in gran parte da onde provenienti dalla troposfera. Si manifesta attraverso cambiamenti nella forza del vortice polare durante l’inverno e mediante una oscillazione quasi-biennale dei venti equatoriali. Le teorie correnti su questa variabilità sono basate sulle interazioni tra le onde e i movimenti medi del flusso atmosferico, con contributi derivanti anche dalle interazioni a lunga distanza tra i tropici e le zone extra-tropicali. I modelli climatici e le previsioni stagionali sono sempre più efficaci nel simulare la variabilità osservata nella stratosfera polare, mostrando un successo crescente anche per le dinamiche tropicali. A differenza della troposfera, questi modelli offrono tempi di previsione più lunghi per le variazioni nella stratosfera. Nonostante rappresenti solo circa il 17% della massa dell’atmosfera, le variazioni nella stratosfera hanno un forte impatto sulle condizioni meteorologiche della troposfera, influenzando gli eventi estremi al suolo. Pertanto, la stratosfera rappresenta una risorsa preziosa per migliorare l’accuratezza delle previsioni meteorologiche. Tuttavia, non è ancora stata completamente definita una spiegazione dinamica del modo in cui tali influenze si propagano verso il basso.

1. Introduzione
La scoperta della stratosfera, o di un secondo strato dell’atmosfera terrestre, risale all’inizio del XX secolo, grazie agli studi indipendenti di Assmann e Teisserenc de Bort nel 1902. Utilizzando palloni aerostatici, i due scienziati osservarono che tra i 10 e i 17 km di altitudine l’atmosfera si mantiene a temperatura costante, contrariamente a quanto accade nelle zone più basse dove la temperatura diminuisce man mano che si sale in quota. Il termine “stratosfera”, che in francese significa “sfera degli strati”, fu proposto da Teisserenc de Bort, lo stesso che introdusse il termine “troposfera” per il livello più basso dell’atmosfera.

Oggi è noto che la stratosfera non è completamente isoterma e si estende fino a circa 50 km di altezza, con temperature che generalmente aumentano con l’altitudine. Sopra di essa, nella mesosfera, le temperature iniziano a diminuire, per poi aumentare nuovamente nella termosfera. Stratosfera, mesosfera e termosfera sono spesso raggruppate sotto la denominazione di “atmosfera media”, secondo la classificazione proposta da Andrews e collaboratori nel 1987. Queste zone racchiudono circa il 17% della massa dell’atmosfera terrestre, la maggior parte della quale si trova nella stratosfera, secondo quanto documentato da Baldwin e altri nel 2019. Questa analisi si concentra sulla dinamica e sulla variabilità indotta dinamicamente della stratosfera, esaminando anche il suo impatto sulla troposfera.

La stratosfera ospita lo strato di ozono (McElroy e Fogal, 2008), essenziale per proteggerci dalle nocive radiazioni ultraviolette (UV) (Boucher, 2010). Nel 1929, Dobson e collaboratori introdussero l’idea di una circolazione di massa su scala globale per spiegare le prime osservazioni sull’ozono. Questo concetto, attraverso vari miglioramenti, ha portato alla formulazione della circolazione di Brewer-Dobson (Butchart, 2014), una circolazione dinamicamente guidata (Sez. 2.2). Una delle sue implicazioni è che essa altera le temperature stagionali e zonali medie della stratosfera extratropicale, distanziandole dall’equilibrio radiativo. Invece, considerando intervalli stagionali e ampie scale spaziali, il clima della stratosfera può essere descritto come in equilibrio radiativo-dinamico (Sez. 2.2).

Nel 1949, Brewer propose un concetto simile di circolazione globale per spiegare la secchezza osservata nella stratosfera. Con bassissimi livelli di vapore acqueo, nella stratosfera si possono trascurare gli effetti dinamici del riscaldamento latente dovuti ai cambi di stato dell’acqua. L’assenza di riscaldamento latente e una forte stratificazione stabile, dovuta all’aumento delle temperature con l’altezza, distinguono la dinamica stratosferica da quella della troposfera, caratterizzata di solito da processi più umidi.

La variabilità dei venti e delle temperature nella stratosfera deriva principalmente da processi dinamici. Tuttavia, anche fluttuazioni nella radiazione solare, iniezioni temporanee di aerosol vulcanici e variazioni nella composizione atmosferica, come la diminuzione e il ripristino dell’ozono, contribuiscono alla variabilità su diverse scale temporali. Questo studio si concentra unicamente sulla variabilità di larga scala e di origine dinamica, evidenziando in particolare due fenomeni: i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW; Sez. 2.5), che si verificano prevalentemente nelle alte latitudini dell’emisfero settentrionale durante l’inverno, e l’oscillazione quasi-biennale (QBO; Sez. 3.1) osservata nei venti della stratosfera equatoriale. Analisi approfondite sulla QBO e sugli SSW sono disponibili nelle pubblicazioni di Baldwin et al. (2001, 2021, rispettivamente).

Il primo evento documentato di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) si verificò sopra Berlino nel gennaio del 1952, quando Scherhag registrò un incremento delle temperature stratosferiche di circa 30 K in soli due giorni. Le osservazioni degli anni successivi confermarono che tale fenomeno non era né isolato né circoscritto geograficamente, verificandosi infatti approssimativamente ogni due anni durante l’inverno boreale, e manifestandosi anche nelle medie temperature zonali (Baldwin et al., 2021). La nostra attuale comprensione degli SSW si fonda sulle ricerche innovative di Matsuno nel 1971, che identificò tre principali meccanismi dinamici alla base di questi eventi: la propagazione delle onde di Rossby dalla troposfera, la loro interazione con il flusso medio attraverso la rottura e la dissipazione delle onde, e la formazione di una circolazione di ribaltamento meridionale, che causa un rapido riscaldamento adiabatico, tipico degli SSW. Questi meccanismi inducono una deviazione della stratosfera extratropicale dall’equilibrio radiativo e spiegano le variazioni osservate nelle strutture latitudinali delle temperature e dei venti zonali medi (Sez. 2.2). Questa forza dinamica causa, a sua volta, una variabilità intrasstagionale e interannuale nella stratosfera.

La variabilità nella stratosfera tropicale, sia nella parte bassa che media, è prevalentemente influenzata dalla QBO, scoperta grazie a osservazioni raccolte negli anni ’50 (Ebdon e Veryard, 1961; Reed et al., 1961). La QBO rappresenta uno dei modelli più distintivi di variabilità naturale nell’atmosfera terrestre, non direttamente legato alle variazioni stagionali. È caratterizzata dall’alternanza di strati di venti che soffiano verso est e verso ovest, che scendono attraverso la stratosfera equatoriale circa ogni 28 mesi. Il modello originale, proposto da Lindzen e Holton nel 1968 e successivamente approfondito nel 1972, rimane un punto di riferimento. Questo modello contempla la propagazione verticale delle onde dalla troposfera e le loro interazioni con il flusso medio; in questo contesto, le onde coinvolte sono principalmente onde di Kelvin equatoriali e onde di gravità-Rossby, accompagnate da un ampio spettro di onde di gravità (Sez. 3.1).

Nonostante le onde dalla troposfera siano essenziali per gran parte della variabilità dinamica osservata nella stratosfera, le fluttuazioni nel flusso di queste onde non sono cruciali per generare tale variabilità. In effetti, la QBO emerge principalmente dall’interazione tra le onde e il flusso medio, piuttosto che da variazioni nelle sorgenti delle onde e nel loro filtraggio nella troposfera (Anstey et al., 2022b). Analogamente, Hardiman et al. (2020) hanno dimostrato che, su base mensile, le interazioni tra le onde e il flusso medio possono spiegare una notevole parte della variabilità su scala sub-stagionale e interannuale nella forza del vortice polare dell’emisfero nord. Anche le connessioni a distanza tra i tropici e le extratropici influenzano la variabilità in diverse regioni; per esempio, la forza del vortice polare dell’emisfero nord e la probabilità di un SSW sono influenzate dalla fase della QBO (Anstey e Shepherd, 2014).

Fino a poco tempo fa, si riteneva che l’influenza delle extratropici sui tropici fosse relativamente debole (O’Sullivan, 1997), ma le recenti interruzioni nei cicli regolari della QBO, causate da onde dalle extratropici (Newman et al., 2016; Osprey et al., 2016; Anstey et al., 2021), hanno spinto a una nuova valutazione (Sez. 4.2). I progressi degli ultimi vent’anni hanno dimostrato che la variabilità nella stratosfera può esercitare un’influenza significativa verso il basso sulla troposfera, sia nelle extratropici (Kidston et al., 2015) sia nei tropici (Haynes et al., 2021), e su vari range temporali. Questo ha profondamente modificato la concezione tradizionale che vedeva la stratosfera, a causa della sua massa relativamente piccola, come avente un ruolo dinamico passivo o marginale nel clima e nelle condizioni meteorologiche al suolo. Ora è comunemente accettato che l’interazione tra stratosfera e troposfera sia bidirezionale. Pertanto, una migliore comprensione della variabilità stratosferica, insieme a miglioramenti nella sua rappresentazione nei modelli globali (Gerber et al., 2012; Anstey et al., 2022a), potrebbe portare a previsioni climatiche più affidabili (Gerber e Manzini, 2016) e a previsioni meteorologiche superficiali più precise (Butler et al., 2016; Domeisen et al., 2020a) e degli eventi estremi (Domeisen e Butler, 2020).

La Figura 1 illustra il profilo della temperatura annuale media per le medie latitudini, basato sugli standard dell’atmosfera degli Stati Uniti. Il grafico mostra la temperatura espressa in Kelvin in funzione dell’altitudine, che varia dalla superficie terrestre fino a 100 km.

Dettagli del grafico:

  • Asse verticale: rappresenta l’altitudine in chilometri.
  • Asse orizzontale: mostra la temperatura in gradi Kelvin.
  • Sul lato destro, è presente una scala logaritmica che indica la pressione atmosferica in hPa (ettropascal), che diminuisce man mano che si sale in altitudine.

Divisioni atmosferiche indicate:

  • Troposfera: è lo strato più basso, dove la temperatura si abbassa man mano che si guadagna quota, fino alla tropopausa, situata tra i 10 e i 15 km di altezza.
  • Stratosfera: segue la tropopausa e si estende fino a circa 50 km di altezza alla stratopausa. Qui, la temperatura inizia ad aumentare con l’altitudine, principalmente a causa dell’assorbimento di radiazione ultravioletta da parte dello strato di ozono.
  • Mesosfera: situata oltre la stratopausa, vede una diminuzione della temperatura fino alla mesopausa, a circa 80 km di altezza.
  • Termosfera: inizia oltre la mesopausa e prosegue verso le altezze più estreme, non completamente mostrate nel grafico. In questo strato, la temperatura aumenta nuovamente.

Questo grafico è essenziale per comprendere le variazioni di temperatura e pressione nelle diverse sezioni dell’atmosfera e per analizzare fenomeni legati alla circolazione atmosferica e agli impatti dei cambiamenti nella composizione atmosferica sul clima e sulla meteorologia.

2. Stratosfera Extratropicale

2.1. Clima Medio Zonale A differenza della troposfera, la stratosfera non subisce l’effetto dell’inerzia termica degli oceani. In assenza di dinamiche, si avvicinerebbe all’equilibrio radiativo a tutte le latitudini, con una struttura termica e un ciclo annuale determinati dall’equilibrio tra il riscaldamento, causato dall’assorbimento delle radiazioni in arrivo (prevalentemente UV solari), e il raffreddamento, dovuto alle emissioni infrarosse (Shine, 1987). Il riscaldamento radiativo massimo si verifica al polo durante l’estate, mentre il raffreddamento massimo avviene al polo invernale. Durante gli equinozi, il riscaldamento massimo si sposta verso l’Equatore, con raffreddamento ai poli. Di conseguenza, il polo invernale risulta più freddo, mentre quello estivo più caldo. Questa differenza genera un gradiente di temperatura meridionale che, a sua volta, origina un vortice circolare esterno nell’emisfero invernale e un flusso verso ovest nell’emisfero estivo. Queste caratteristiche sono osservabili nel clima stratosferico medio zonale (Fig. 2), sebbene si notino significative deviazioni dallo stato determinato radiativamente, in particolare durante l’inverno (cfr. Fig. 2 con Fig. 6 e 8 in Shine, 1987).

Durante le notti polari, quando la radiazione solare è assente, la stratosfera ad alta latitudine osservata è notevolmente più calda di quanto ci si aspetterebbe se fosse influenzata solo dal raffreddamento radiativo, specialmente nell’emisfero nord (Shine, 1987). Di conseguenza, i getti polari notturni diretti verso est sono più deboli rispetto allo stato determinato radiativamente, con il getto dell’emisfero nord che raggiunge un picco di poco superiore a 40 m/s nella stratosfera superiore (Fig. 2a), rispetto ai circa 100 m/s dell’emisfero sud (SH; Fig. 2b), che si avvicina di più al valore di equilibrio radiativo (Shine, 1987).

Anche le differenze tra gli emisferi sono evidenti nel ciclo annuale delle temperature climatologiche e dei venti zonali a 10 hPa (Fig. 2c). L’ampiezza del ciclo annuale è maggiore nell’emisfero sud (SH) rispetto all’emisfero nord (NH), e la transizione dai venti est-orientati ai venti ovest-orientati nell’SH avviene due mesi più tardi rispetto al NH. Nonostante queste differenze, il ciclo annuale che caratterizza l’intera stratosfera extratropicale è essenzialmente un fenomeno determinato dalla radiazione, con un’ampiezza comparabile alla variabilità dinamica che si manifesta su scale intrasstagionali e interannuali.

La deviazione della stratosfera dall’equilibrio radiativo è causata da una circolazione meridionale media su scala emisferica, talvolta chiamata “circolazione diabatica”. Questa circolazione è caratterizzata da un movimento ascendente alla tropopausa tropicale e attraverso la stratosfera tropicale, e un movimento discendente nella stratosfera extratropicale, che portano rispettivamente a raffreddamento e riscaldamento adiabatico. Murgatroyd e Singleton furono i primi a tentare di calcolare questa circolazione nel 1961, anche se una piena comprensione teorica non fu raggiunta fino agli anni ’70 (Sez. 2.2). Nonostante ciò, la loro descrizione qualitativa della struttura della circolazione è in buon accordo con la comprensione attuale della dinamica stratosferica.

2.2 Dinamiche tra Onda Media e Flusso Parallelamente agli studi di Murgatroyd e Singleton nel 1961, Charney e Drazin dedussero teoricamente che la propagazione delle onde di Rossby verso l’alto nella stratosfera è possibile solo se i venti zonali medi sono orientati verso est rispetto alla velocità di fase dell’onda e solo se questi venti non sono eccessivamente forti. Tuttavia, anche quando queste condizioni sono soddisfatte, soltanto le onde di scala più grande riescono a propagarsi. Le onde a scala planetaria che possono effettivamente propagarsi sono principalmente generate dalla topografia di superficie e dai contrasti tra terra e mare (Held et al., 2002; Garfinkel et al., 2020b), con un contributo aggiuntivo derivante dai processi baroclinici (Tung e Lindzen, 1979; Boljka e Birner, 2020).

Le osservazioni dei venti zonali medi climatologici (Fig. 2a e b) aiutano a spiegare perché la circolazione nella stratosfera estiva tende a essere relativamente simmetrica rispetto all’asse zonale e perché le deviazioni da questa simmetria sono più marcate nell’inverno dell’emisfero nord rispetto a quello dell’emisfero sud. In generale, le asimmetrie zonali sono dominate dalle prime due armoniche delle onde zonali, come mostrato negli esempi di mappe giornaliere dell’altezza geopotenziale a 10 hPa nella Fig. 3. Inoltre, come evidenziato nella figura, durante l’estate si notano meno asimmetrie zonali (Fig. 3b e c) e le ampiezze delle onde sono più deboli nell’emisfero sud rispetto a quelle dell’emisfero nord (cfr. Fig. 3a e d), a causa delle differenze nella topografia di superficie e nei contrasti terra-mare tra gli emisferi.

Charney e Drazin dimostrarono nel 1961 che le onde di Rossby stabili e non dissipate da loro esaminate non influenzavano il flusso medio. Parallelamente, Eliassen e Palm derivarono nel 1961 delle relazioni teoriche tra le onde di montagna (o gravitazionali) e il flusso medio, che costituiscono la base per un teorema di non accelerazione, noto come teorema di Eliassen-Palm. Questo teorema sostiene che, considerando un’ampiezza dell’onda al secondo ordine, le onde che sono costanti e non sottoposte a forze o dissipazioni esterne non alterano il flusso medio.

Questi principi teorici furono ulteriormente sviluppati durante gli anni ’60 e ’70 da studiosi come Dickinson, Matsuno e Boyd. In seguito, nel 1976 e nel 1978, Andrews e McIntyre introdussero una forma generalizzata dei teoremi di Eliassen-Palm e Charney-Drazin. Questa generalizzazione è espressa attraverso le equazioni del medio euleriano trasformato (TEM), che sono oggi largamente utilizzate per analizzare le interazioni tra onde e flusso medio. Questa sezione di studio è trattata dettagliatamente nella Sezione 8 del lavoro di Held del 2019. L’approccio generalizzato di Andrews e McIntyre è particolarmente importante perché è applicabile sia alle onde di gravità che a quelle di Rossby e può essere utilizzato sia nei tropici che nelle zone extratropicali.

La Figura 2 mostra la climatologia media zonale e mensile dal 1979 al 2020 basata sui dati di rianalisi ERA5.1 aggiornati ogni 6 ore (Hersbach et al., 2020) per la temperatura (in Kelvin, rappresentata dalle sfumature di colore) e i venti zonali (in metri al secondo, rappresentati dai contorni neri) a 10 hPa. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

  1. Gennaio (Pannello a):
    • In questo grafico, le variazioni di temperatura sono rappresentate dalle sfumature di colore, con i toni più caldi come il rosso e l’arancione che indicano temperature più alte, e i toni più freddi come il blu e il viola che rappresentano temperature più basse. I contorni neri mostrano la velocità dei venti zonali. I valori negativi, indicati dai contorni tratteggiati, suggeriscono venti che soffiano verso ovest, mentre i contorni pieni indicano venti verso est. Questa visualizzazione aiuta a capire la distribuzione delle temperature e la direzione dei venti durante il mese di gennaio.
  2. Luglio (Pannello b):
    • La mappa di luglio segue lo stesso schema di colorazione di gennaio, ma potresti notare differenze nella distribuzione delle temperature e delle direzioni del vento, che riflettono le variazioni stagionali. Questo pannello permette di confrontare direttamente le condizioni atmosferiche dell’estate boreale con quelle dell’inverno.
  3. Ciclo Annuale a 10 hPa (Pannello c):
    • Questo grafico longitudinale mostra come cambiano temperature e venti zonali attraverso l’anno, da gennaio a dicembre, lungo diverse latitudini, dal polo sud al polo nord. È possibile osservare le variazioni stagionali nell’atmosfera e come esse influenzano diversamente i poli e l’equatore.

Questa serie di grafici è estremamente utile per visualizzare le fluttuazioni stagionali e geografiche nella stratosfera, offrendo una panoramica chiara di come il clima e i venti si modifichino nel corso dell’anno a diverse latitudini. Queste informazioni sono cruciali per gli studi sulla dinamica atmosferica e per comprendere meglio i cambiamenti climatici a livello globale.

La Figura 3 presenta le altezze geopotenziali e i vettori dei venti orizzontali a 10 hPa, rappresentando specifici giorni sia per l’emisfero nord (NH) che per l’emisfero sud (SH). I dati sono estratti dall’analisi operativa giornaliera dell’UK Met Office per le 12Z. Ecco i dettagli per ciascun pannello:

  1. 14 Gennaio 2021 – Emisfero Nord (Pannello a) e Emisfero Sud (Pannello b):
    • Emisfero Nord: Questo grafico evidenzia un forte vortice polare tipico dell’inverno boreale, caratterizzato da basse altezze geopotenziali (colori freddi come il blu e il verde) e da intensi venti circolari. Il vortice è ben definito e mostra l’intensa attività dinamica tipica di questa stagione.
    • Emisfero Sud: Al contrario, l’emisfero sud mostra condizioni più stabili e uniformi, con altezze geopotenziali relativamente alte e venti più deboli. Questo riflette l’estate australe, periodo in cui l’atmosfera è meno turbolenta rispetto all’inverno.
  2. 16 Luglio 2020 – Emisfero Nord (Pannello c) e Emisfero Sud (Pannello d):
    • Emisfero Nord: Durante l’estate boreale, il grafico mostra altezze geopotenziali più elevate e venti più calmi e meno strutturati rispetto all’inverno, indicando una stratosfera tranquilla e poco dinamica.
    • Emisfero Sud: In contrasto, l’inverno australe è caratterizzato da un vortice polare robusto, simile a quello osservato nell’emisfero nord durante il suo inverno. Le altezze geopotenziali sono basse e i venti sono forti e ben definiti, circondando il polo.

Questi grafici illustrano con chiarezza come il comportamento della stratosfera varia drasticamente tra le stagioni e tra gli emisferi. I vortici polari emergono come caratteristiche dominanti nei rispettivi inverni di ciascun emisfero, influenzando significativamente la dinamica atmosferica a queste alte quote. Le mappe forniscono una visione diretta di come le condizioni atmosferiche cambiano in risposta alle variazioni stagionali, offrendo spunti visivi sulla circolazione atmosferica globale ad alta quota.

Andrews e McIntyre, nei loro studi del 1976 e 1978, hanno introdotto un approccio innovativo per analizzare la circolazione atmosferica attraverso quello che è noto come il medio euleriano trasformato (TEM). Hanno definito una circolazione meridionale media residua, che aggiusta i movimenti atmosferici verticali e meridionali per tenere conto di variabili come la densità dell’aria e i cambiamenti termici.

Hanno riformulato le equazioni che governano la dinamica termica e del momento medio in funzione della latitudine e della pressione logaritmica. Questo ha permesso loro di incorporare nel modello fenomeni come il riscaldamento diabatico, che include il calore trasmesso attraverso la radiazione, e di considerare come la densità dell’aria cambia con l’altitudine, assumendo una diminuzione esponenziale con un’altezza caratteristica di circa 7 km.

Queste equazioni considerano anche la velocità di rotazione della Terra e il suo raggio, che sono essenziali per comprendere il movimento atmosferico su scala globale. Un elemento centrale del loro modello è il vettore flusso di Eliassen-Palm, che aiuta a analizzare come il momento e il calore sono trasportati attraverso l’atmosfera. Questo vettore rappresenta in modo specifico l’interazione tra i movimenti zonali standard e le deviazioni, tenendo conto delle variazioni di latitudine e degli effetti della rotazione terrestre.

In definitiva, il lavoro di Andrews e McIntyre ha significativamente migliorato la nostra capacità di descrivere e comprendere le interazioni complesse tra le onde atmosferiche e i flussi medi, fornendo una base solida per ulteriori ricerche sulla dinamica atmosferica e il suo impatto sul clima globale.

Nelle loro ricerche del 1978, Andrews e McIntyre hanno mostrato che, in condizioni stabili, si può trascurare parte dell’equazione termodinamica originale. In questi casi, l’equazione si allinea a quella usata da Murgatroyd e Singleton nel 1961 per calcolare la circolazione indotta dal calore, detta diabatica. Dunkerton, nel 1978, ha utilizzato questa formula per stimare la circolazione meridionale media residua, trovando risultati che corrispondono strettamente a quelli ottenuti da Murgatroyd e Singleton.

Dunkerton ha inoltre concluso che non è tanto la circolazione meridionale media euleriana a influenzare la stratosfera, ma piuttosto la circolazione residua. Quest’ultima, che include contributi dinamici dai flussi di calore e impulso delle perturbazioni, è fondamentale per spostare la stratosfera dall’equilibrio radiativo. Gli studi di Haynes e colleghi del 1991 hanno approfondito i meccanismi dinamici dietro questo processo, stabilendo che la circolazione residua approssima il trasporto di tipo Lagrangiano e forma la componente advettiva della circolazione di Brewer-Dobson, che comprende anche una miscelazione bidirezionale.

Per quanto riguarda le equazioni TEM, le relazioni di non-accelerazione sviluppate da Eliassen e Palm si semplificano in un’espressione che annulla il termine di forzatura nella formula del momento zonale. Questo implica che la direzione e l’intensità della propagazione delle onde nel piano meridionale, in particolare per onde di piccola ampiezza, rappresentino il flusso di attività dell’onda. Il valore medio climatologico invernale di questo flusso è negativo in tutta la stratosfera, il che significa che contribuisce ad una accelerazione verso ovest (o una decelerazione verso est) del vortice polare circolare, come illustrato nella Figura 4.

Questo aiuta a comprendere perché i getti notturni polari, come mostrato in Figura 2a e b, sono meno intensi di quanto si potrebbe aspettare basandosi solo su considerazioni radiative, come discusso nella Sezione 2.1. Le frecce nella Figura 4 evidenziano che le onde di Rossby salgono dalla troposfera, ma quando entrano nella stratosfera tendono a deviare verso l’equatore. Questo fenomeno è principalmente dovuto alla variazione dell’indice di rifrazione con la latitudine, che è influenzato dal parametro di Coriolis, come mostrato nello studio di Matsuno del 1970. Questo indice determina la direzione di propagazione delle onde di Rossby nel piano latitudinale e verticale, con flussi d’onda che sono tipicamente più intensi nell’inverno boreale rispetto a quello australe, a causa del minor forzamento superficiale nell’emisfero sud.

Le onde di Rossby nella stratosfera sono spesso di natura transitoria e tendono a essere attenuate dal calore, ma la principale ragione per cui si osserva una decelerazione verso est (o un’accelerazione verso ovest) del flusso medio è la rottura delle onde, specialmente nelle regioni extratropicali. Queste onde, quando si propagano verticalmente e non incontrano uno strato critico, ovvero una regione dove la velocità di fase è vicina a quella del flusso medio e la propagazione è bloccata, possono raggiungere grandi ampiezze a causa della densità dell’aria che diminuisce con l’altezza, finendo per rompersi. Questo fenomeno di rottura si verifica anche quando le onde incontrano uno strato critico, sia in senso orizzontale che verticale.

Nella stratosfera, sia extratropicale che tropicale, la maggior parte delle onde di gravità tende a muoversi verso l’alto, con alcune che arrivano fino alla mesosfera. Lì, la loro rottura gioca un ruolo cruciale nel deviare la temperatura dall’equilibrio radiativo, come osservato da Leovy nel 1964. Invece, le onde di Rossby di solito vengono deviate verso l’equatore prima di raggiungere la mesosfera, con la rottura che avviene nella stratosfera, fenomeno ora comunemente analizzato in termini di vorticità potenziale.

2.3 Vorticità Potenziale

La vorticità potenziale (VP) nella stratosfera, simile alla temperatura potenziale, è considerata una grandezza quasi conservativa. La VP aumenta generalmente verso i poli, a causa della dipendenza dal parametro di Coriolis, e questi gradienti facilitano la propagazione delle onde di Rossby.

Un importante avanzamento nella nostra comprensione è avvenuto nel 1983, quando McIntyre e Palmer hanno analizzato le distribuzioni isentropiche della VP utilizzando nuove osservazioni satellitari. Hanno scoperto che i gradienti di VP nella stratosfera media non erano uniformi in tutte le latitudini. Invece, hanno identificato un “vortice principale” con gradienti di VP molto marcati ai suoi bordi, circondato da una “zona di surf” con gradienti più deboli. Oggi, questo vortice principale è conosciuto come “vortice polare”. Hanno osservato che le estensioni di VP che si dipartivano dal vortice principale erano la prima evidenza convincente della rottura delle grandi onde di Rossby di scala planetaria.

Le mappe di VP si rivelano utili per distinguere gli effetti reversibili, come la distorsione e lo spostamento del vortice polare causati dalla propagazione delle onde di Rossby, dagli effetti irreversibili della loro rottura. Quest’ultima è caratterizzata dall’estensione di VP dal vortice polare e dalla sua successiva miscelazione non lineare nella zona di surf, portando all’erosione del vortice e all’intensificarsi dei gradienti di VP ai suoi bordi. Quindi, sia processi reversibili che irreversibili influenzano la variabilità del vortice polare.

McIntyre e Palmer ipotizzavano che la rottura delle onde e l’erosione del vortice accadessero quasi continuamente durante l’inverno. Misurando la dimensione del vortice tramite l’area racchiusa dai contorni di VP costante sulle mappe isentropiche, Butchart e Remsberg nel 1986 confermarono questa ipotesi per l’inverno 1978/79. Successivi studi hanno esteso questa conferma a tutti gli inverni settentrionali dal 1964 al 1982. Con la rottura delle onde, il vortice si indebolisce durante l’inverno rispetto a uno scenario senza onde, dove la stratosfera si evolverebbe solo per effetti radiativi. Se le ampiezze delle onde diventano abbastanza grandi, il vortice può essere spostato dal polo o persino diviso in due, situazioni che corrispondono solitamente all’occorrenza di un riscaldamento stratosferico improvviso.

La Figura 4 visualizza dati climatologici relativi ai mesi di dicembre-febbraio per l’emisfero nord e di giugno-agosto per l’emisfero sud, utilizzando un modello di flusso di Eliassen-Palm. Questo modello mostra come le onde atmosferiche si muovono e interagiscono con la struttura generale dell’atmosfera.

  • Frecce: Le frecce nella figura indicano la direzione e l’intensità del trasporto atmosferico dovuto alle onde. Questo aiuta a capire come l’energia e il momento vengano distribuiti attraverso l’atmosfera in base ai cambiamenti stagionali.
  • Contorni: I contorni rappresentati nella figura illustrano le aree dove si verifica una accelerazione o una decelerazione del movimento atmosferico. I contorni continui segnalano zone di accelerazione, mentre quelli tratteggiati indicano zone di decelerazione. Questi contorni sono utili per visualizzare le regioni dove le onde hanno un impatto diretto sull’accelerazione o decelerazione dei venti atmosferici.

La figura specifica che l’equatore si trova sul lato sinistro di entrambi i pannelli, fornendo un orientamento essenziale per interpretare correttamente la mappa.

In generale, la Figura 4 fornisce un’illustrazione dettagliata di come le onde, come quelle di Rossby, si propagano attraverso l’atmosfera e come queste influenzano il flusso atmosferico globale durante i mesi invernali in entrambi gli emisferi. Le informazioni aiutano a comprendere le dinamiche complesse dell’atmosfera e l’effetto delle onde su larga scala sul clima terrestre.

2.4 Variabilità del vortice polare

La variabilità del getto polare notturno è massima alle alte latitudini durante l’inverno nell’emisfero nord (NH), ma si sposta verso le medie latitudini durante l’inverno nell’emisfero sud (SH) e non si estende fino alla stratosfera inferiore. Al contrario, la variabilità osservata durante la primavera nell’SH assomiglia più a quella dell’inverno NH, sebbene sia leggermente meno intensa, ma più marcata rispetto a quella vista nella primavera NH. Questo tipo di variabilità è tipicamente influenzato dalla forza delle onde di Rossby provenienti dalla troposfera. Il getto di mezzo inverno nell’SH è solitamente abbastanza forte da limitare la propagazione di queste onde, riducendo così la variabilità, e solo durante la primavera, quando il getto si indebolisce, raggiunge una forza comparabile a quella del getto di mezzo inverno nel NH. Invece, entro aprile nell’NH, spesso si è già avviata la transizione verso una circolazione estiva verso ovest che a sua volta limita la propagazione delle onde di Rossby.

Un altro metodo per analizzare la variabilità interannuale dei getti polari notturni utilizza le funzioni ortogonali empiriche (EOF). Dai dati di rianalisi che coprono il periodo 1980-1999, risulta che la prima EOF spiega l’87% della varianza nei venti zonali a 50 hPa nel NH, mentre le prime due EOF spiegano rispettivamente il 59% e il 35% della varianza nell’SH. Queste variazioni nella forza del getto sono rappresentate dalla prima modalità di variabilità, mentre la seconda modalità indica uno spostamento meridionale del getto. I due picchi nella struttura latitudinale della deviazione standard per il mese di luglio sono semplicemente una manifestazione del contributo maggiore della seconda EOF nell’SH rispetto al NH, risultante dalle fluttuazioni annuali nella posizione del picco massimo del getto.

La forza del getto notturno polare influisce sulla propagazione delle onde di Rossby dalla troposfera, il che può portare a variazioni significative nella forza del getto stesso. A causa delle interazioni tra le onde e il flusso medio, il getto diretto verso est può indebolirsi e persino invertire la sua direzione, riducendo così la propagazione delle onde dalla troposfera. Questo diminuisce l’effetto di decelerazione causato dalle onde, permettendo agli effetti radiativi di ristabilire la forza del getto. Di conseguenza, è possibile una maggiore propagazione delle onde, che inizia nuovamente a indebolire il getto, creando un ciclo di oscillazioni.

Tali oscillazioni stratosferiche sono state inizialmente osservate in esperimenti numerici idealizzati (Holton e Mass, 1976) e successivamente in un modello di circolazione generale (GCM), dove hanno mostrato un periodo di circa 100 giorni (Christiansen, 1999).

Tuttavia, stabilire il ruolo di queste oscillazioni nella variabilità osservata è più complicato. Hardiman et al. (2020) hanno scoperto che, analizzando i dati ERA-Interim relativi a 39 anni (Dee et al., 2011), una singola onda sinusoidale a ampiezza fissa con un periodo di 120 giorni si adattava bene alle variazioni dei venti zonali sub-stagionali dal ciclo stagionale medio nella stratosfera media (10 hPa, tra i 55° e i 65°N) dal novembre al marzo, calcolando una fase ottimale e un offset costante per ciascuno dei 39 anni considerati.

Una questione fondamentale ancora da risolvere riguarda quanto della variabilità osservata nel getto notturno polare sia dovuta a dinamiche interne, come se il flusso di onde dalla troposfera rimanesse costante, e quanto invece sia influenzata dalle variazioni del flusso di onde che si muovono verso l’alto alla tropopausa.

In contrasto, uno studio di Newman et al. (2001) ha evidenziato che la variabilità interannuale delle temperature nella bassa stratosfera artica durante la primavera è quasi interamente determinata dalla variabilità del flusso di calore turbolento vicino alla tropopausa nei mesi precedenti. Hanno scoperto che un forte flusso di calore turbolento a inizio anno porta a una stratosfera polare più calda a marzo, mentre un flusso più debole porta a condizioni più fredde. Questi risultati sono stati confermati osservando le temperature medie nel periodo dal 1 al 16 marzo a nord del 60°N a 50 hPa e correlandole con il flusso di calore turbolento medio tra i 45° e i 75°N a 100 hPa dal 15 gennaio al 28 febbraio.

Questo approccio è supportato da un quadro teorico basato sulla propagazione lineare delle onde e si è dimostrato solido indipendentemente dai periodi e dalle fasce di latitudine considerati per la media. Una dinamica simile è stata osservata anche per la bassa stratosfera antartica durante la primavera, dove il flusso di calore turbolento emergente dalla troposfera nei mesi precedenti ha mostrato un impatto simile.

Inoltre, studi successivi hanno confermato la robustezza di queste relazioni attraverso una varietà di simulazioni di modelli climatici, evidenziando come le variazioni nella forza delle onde planetarie influenzino significativamente le temperature stratosferiche di marzo in entrambi gli emisferi.

Nel corso della lunga stagione invernale, sia le temperature che i venti zonali a latitudini elevate nella stratosfera media mostrano notevoli variazioni giornaliere e interannuali in entrambi gli emisferi. Ad esempio, analizzando i dati dai 41 inverni dal 1979/80 al 2019/20, le deviazioni standard delle temperature e dei venti zonali a 60°N, misurate a 10 hPa da ottobre a marzo, risultano essere rispettivamente circa 7 K e 13 m/s. Questi valori sono simili alla variabilità interannuale osservata, come evidenziato dall’ombreggiatura grigia chiara nelle Figure 8a e b.

La variabilità interannuale più marcata nell’emisfero sud si verifica approssimativamente due mesi dopo rispetto all’emisfero nord. Durante il periodo giugno-novembre, le deviazioni standard delle temperature e dei venti zonali a 60°S, misurate a 10 hPa, sono di circa 4 K e 9 m/s, leggermente inferiori rispetto ai loro omologhi dell’emisfero nord. Durante questi sei mesi, la variabilità giornaliera non è costante, ma include fasi di maggiore stabilità, simili ai mesi estivi, quando l’influenza dinamica è minima o assente.

In alcuni momenti si verificano aumenti rapidi e significativi della temperatura e rallentamenti del getto polare notturno orientale, particolarmente nell’emisfero nord, come mostrato dalle curve viola nella Figura 8. Al contrario, non si osservano cali rapidi di temperatura o accelerazioni improvvise del getto, poiché le onde di Rossby che si propagano verso l’alto possono solo rallentare il getto. Piuttosto, si verifica un rinforzo del vortice polare e una riduzione delle temperature polari anomale su scale temporali più lunghe di smorzamento radiativo, come si può vedere negli eventi del 2008/09 rappresentati nella Figura 8a e b.

Gli eventi caratterizzati da un rapido aumento delle temperature polari e un cambio di direzione dei venti da est a ovest a 60° di latitudine, come accaduto nel gennaio 2009, sono generalmente classificati come “riscaldamenti stratosferici improvvisi”, termine confermato da studi come quelli di Butler e Gerber nel 2018.

La Figura 5 visualizza la vorticità potenziale su una superficie isentropica a 850 K, corrispondente a circa 10 hPa, per due date specifiche: il 17 gennaio 1979 (pannello a) e il 27 gennaio 1979 (pannello b). Le mappe sono state aggiornate utilizzando i dati derivati dall’ERA-Interim, che rappresenta una rianalisi dei dati meteo per migliorare la precisione e i dettagli delle osservazioni storiche.

Interpretazione delle Mappe:

  • Pannello (a) – 17 Gennaio 1979: Mostra la distribuzione della vorticità potenziale sulla superficie considerata. Le aree più scure indicano regioni con maggiore vorticità, che sono generalmente associate a dinamiche atmosferiche più intense e instabilità. Questa mappa fornisce una vista della distribuzione iniziale della vorticità potenziale a metà gennaio.
  • Pannello (b) – 27 Gennaio 1979: Dieci giorni dopo, si osservano cambiamenti significativi nella distribuzione della vorticità potenziale. La mappa mostra una maggiore frammentazione e complessità, con aree di alta vorticità che si spostano o si modificano nella forma. Questi cambiamenti possono riflettere l’evoluzione delle condizioni atmosferiche, inclusi i movimenti e le interazioni di diverse masse d’aria.

Contesto e Significato: Queste mappe sono particolarmente preziose perché illustrano come la stratosfera può cambiare in modo significativo in un breve periodo. Le variazioni di vorticità potenziale sono cruciali per comprendere i meccanismi alla base di fenomeni come i riscaldamenti stratosferici improvvisi e altre importanti dinamiche atmosferiche.

Rilevanza della Rianalisi: È importante notare che, secondo il testo, le osservazioni originali della stratosfera media erano scarse nel gennaio 1979. I dettagli aggiuntivi e la chiarezza delle mappe aggiornate sono il risultato della rianalisi dei dati, che utilizza tecnologie avanzate e dati aggregati per fornire rappresentazioni più dettagliate e accurate. Questo sottolinea l’importanza delle rianalisi nell’aumentare la nostra comprensione dei processi atmosferici storici e nel fornire una base più solida per la ricerca meteorologica e climatologica.

In conclusione, la Figura 5 non solo documenta specifiche condizioni atmosferiche, ma dimostra anche l’efficacia delle moderne tecniche di rianalisi nel migliorare la nostra comprensione degli eventi climatici passati.

La Figura 6 mostra due rappresentazioni dettagliate dell’area racchiusa dai contorni di vorticità potenziale sulla superficie isentropica a 850 K, circa 10 hPa, con particolare attenzione all’inverno dell’emisfero nord (NH).

  • Pannello (a) – Inverno NH 1978/79: Questa mappa visualizza come la vorticità potenziale si è comportata durante l’inverno del 1978/79. Ogni linea curva rappresenta un contorno di vorticità potenziale, e le aree tra queste linee mostrano come la vorticità potenziale variava da novembre a marzo. L’asse orizzontale indica il tempo, passando da novembre a marzo, e permette di osservare come la configurazione della vorticità cambia nel corso dei mesi. È interessante notare come le variazioni di vorticità si modifichino notevolmente nel corso dell’inverno, suggerendo l’influenza di dinamiche atmosferiche complesse.
  • Pannello (b) – Simulazione idealizzata dell’inverno NH: Questa parte della figura mostra una simulazione idealizzata della stessa stagione, ma in assenza delle onde di Rossby, elementi chiave nella dinamica atmosferica. Qui, l’asse orizzontale mostra una progressione giornaliera su 120 giorni, evidenziando una distribuzione molto più uniforme e meno variabile della vorticità potenziale. Questo contrasto rispetto al pannello (a) dimostra quanto le onde di Rossby influenzino la distribuzione della vorticità nella stratosfera, aggiungendo complessità e variazione che altrimenti non sarebbero presenti.

Analisi Comparativa: Confrontando i due pannelli, è evidente l’effetto delle onde di Rossby sulla configurazione e la variabilità della vorticità potenziale. Nel pannello (a), la presenza di dinamiche più complesse e variabili è chiara, mentre nel pannello (b) l’assenza di queste onde porta a una situazione molto più stabile e prevedibile.

Questa figura è fondamentale per comprendere l’impatto delle onde di Rossby sulla struttura della stratosfera e sulla variabilità del vortice polare, fornendo una visione chiara di come la dinamica atmosferica può essere modellata da questi fenomeni naturali. Illustra anche l’utilità delle simulazioni idealizzate per isolare e studiare gli effetti specifici di determinati processi atmosferici.

La Figura 7 illustra la deviazione standard interannuale della velocità media zonale del vento orientale per quattro mesi specifici: gennaio, aprile, luglio e ottobre. Questi dati sono tratti dalla rianalisi ERA5.1 per il periodo 1979-2020.

Analisi dei Pannelli:

  • Pannello (a) – Gennaio: In questo mese, la deviazione standard mostra significativa variabilità, specialmente alle basse latitudini. Questo è attribuito all’effetto dell’Oscillazione Quasi Biennale (QBO), un fenomeno che modula i venti equatoriali stratosferici. Le aree con maggiore variabilità indicano una maggiore instabilità o cambiamenti nei modelli di vento.
  • Pannello (b) – Aprile: La variabilità in aprile è meno pronunciata rispetto a gennaio, ma presenta ancora regioni di elevata deviazione standard, suggerendo fluttuazioni notevoli nei venti stratosferici. Anche in questo caso, le basse latitudini mostrano una variazione rilevante.
  • Pannello (c) – Luglio: Luglio mostra una variabilità generalmente più bassa rispetto agli altri mesi, con meno zone di alta deviazione standard. Questo potrebbe riflettere una stagione più stabile per i venti stratosferici durante i mesi estivi nell’emisfero nord.
  • Pannello (d) – Ottobre: In ottobre, la deviazione standard aumenta nuovamente, indicando una crescita nella variabilità dei venti zonali orientali. Questo aumento può segnalare i cambiamenti atmosferici che precedono la stagione invernale.

Contesto e Implicazioni: Le variazioni osservate nei diversi mesi sono cruciali per comprendere i pattern stagionali e la dinamica atmosferica globale. La notevole variabilità nelle basse latitudini, in particolare, evidenzia come fenomeni come la QBO influenzino non solo i venti equatoriali ma anche la variabilità climatica più ampia. La mappatura di questa variabilità aiuta i climatologi e i meteorologi a prevedere meglio le condizioni atmosferiche stagionali e a comprendere i meccanismi sottostanti che guidano le variazioni climatiche annuali.

In sintesi, la Figura 7 fornisce un’illustrazione dettagliata di come la variabilità dei venti zonali cambia nei diversi periodi dell’anno, offrendo una preziosa panoramica della dinamica atmosferica a diverse latitudini e in diverse stagioni, e sottolineando l’importanza di fenomeni globali come la QBO nella modulazione dei pattern climatici.

La Figura 8 visualizza le temperature giornaliere e i venti zonali registrati dai dati MERRA2 (Gelaro et al., 2017) per il periodo 1979-2020. La figura è divisa in quattro pannelli che mostrano sia le temperature che i venti zonali a 10 hPa per specifiche regioni e anni.

Analisi dei Pannelli:

  • Pannello (a) – Temperatura media a 10 hPa, 60°N-90°N, 2008/09: Questo grafico mostra la temperatura nella stratosfera alta dell’emisfero nord durante l’anno 2008/09. La linea nera rappresenta la media pluriennale delle temperature giornaliere, mentre le ombreggiature grigie indicano i percentili 30°/70° e 10°/90°, mostrando la variazione tipica delle temperature. La linea viola mostra i valori giornalieri specifici per l’anno 2008/09, permettendo di osservare come si discostano dalla media pluriennale.
  • Pannello (b) – Vento zonale a 10 hPa, 60°N, 2008/09: Simile al pannello (a), ma per i venti zonali. Mostra come la velocità del vento ha variato nel corso dell’anno rispetto alla media pluriennale, con le ombreggiature che rappresentano le variazioni tipiche e la linea viola che evidenzia le anomalie di quell’anno specifico.
  • Pannello (c) – Temperatura media a 10 hPa, 60°S-90°S, 2002: Focalizza sull’emisfero sud nel 2002, seguendo la stessa struttura del pannello (a) per visualizzare le temperature.
  • Pannello (d) – Vento zonale a 10 hPa, 60°S, 2002: Mostra i venti zonali nell’emisfero sud per il 2002, utilizzando lo stesso formato dei pannelli precedenti per presentare come i venti si confrontano con la media pluriennale e la variabilità stagionale.

Importanza della Figura: Queste visualizzazioni sono cruciali per comprendere la variabilità climatica e meteorologica su base giornaliera e stagionale. Le linee e le ombreggiature aiutano a identificare gli anni anomali e a confrontarli con il comportamento tipico, fornendo una prospettiva visiva dell’impatto delle variazioni climatiche annuali e interannuali. L’uso di percentili e medie pluriennali permette ai ricercatori e ai meteorologi di valutare la stabilità o l’instabilità del clima in determinati periodi e regioni, essenziale per la pianificazione e la risposta a condizioni meteorologiche estreme.

2.5 Riscaldamenti stratosferici improvvisi

Dal 1952, quando Scherhag osservò per la prima volta un riscaldamento stratosferico di metà inverno (vedi Introduzione), numerosi studi hanno segnalato eventi simili di riscaldamento anomalo, come documentato da vari ricercatori (Keegan, 1962; Scherhag, 1960; Craig e Hering, 1959; Palmer, 1959; Teweles, 1958; Teweles e Finger, 1958). Entro i primi anni ’60, questi fenomeni erano conosciuti come “riscaldamenti stratosferici improvvisi” (Reed et al., 1963), una terminologia che rimane preferibile anche oggi (Butler et al., 2015).

Originariamente, gli episodi di riscaldamento stratosferico erano classificati in due tipologie: i riscaldamenti di metà inverno e i riscaldamenti finali. Questi ultimi riflettono la variabilità annuale nella sequenza e nella struttura verticale del passaggio primaverile dalla circolazione est-ovest nella stratosfera delle medie e alte latitudini (Matthias et al., 2021).

Successivamente, negli anni ’60, i riscaldamenti sono stati ulteriormente differenziati in “minori” e “maggiori” (Butler et al., 2015). Un riscaldamento è definito “minore” quando si registra un aumento significativo della temperatura (almeno 25 K in una settimana o meno) a un qualsiasi livello della stratosfera in qualsiasi area dell’emisfero invernale, senza però raggiungere i criteri di un riscaldamento maggiore. Un riscaldamento “maggiore” si verifica quando, a 10 hPa o meno, la temperatura media aumenta verso il polo dai 60° di latitudine, accompagnata da un’inversione della circolazione atmosferica, passando da venti medi orientali a venti occidentali nella stessa area. Questi criteri per distinguere tra riscaldamenti maggiori e minori sono ancora validi oggi, e gli eventi di riscaldamenti maggiori sono evidenziati nelle Figure 8b e d come i momenti in cui i venti zonali scendono al di sotto della linea del vento zero. Tale situazione si è verificata una sola volta nell’emisfero sud (nel 2002), marcando l’unico riscaldamento maggiore osservato nell’emisfero sud dal 1979 e, di fatto, da quando sono iniziati i registri.

Durante l’inverno nell’emisfero nord, la tonalità di grigio più chiara nella Figura 8b mostra che i venti occidentali prevalgono meno del 10% degli anni. Tuttavia, poiché i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) possono manifestarsi in qualsiasi momento dell’inverno, in realtà si osservano riscaldamenti maggiori circa ogni due anni, anche se la frequenza specifica di questi eventi varia a seconda del decennio (Domeisen, 2019). Le ragioni di queste variazioni non sono ancora completamente chiare.

Le ricerche iniziali sugli SSW hanno contribuito allo sviluppo della teoria TEM, che esplora le interazioni tra onde e flusso medio (Sez. 2.2). È ormai riconosciuto che l’indebolimento e l’inversione del getto polare notturno, che avvengono durante i riscaldamenti, sono causati da valori anormalmente elevati di ∇·F nell’equazione (3). Generalmente, ciò avviene a seguito dell’amplificazione e della rifrazione delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto e verso il polo, depositando la loro energia principalmente attraverso la rottura delle onde in modo non lineare (Sez. 2.3). Una conseguenza importante di ∇·F non nullo è l’induzione di una circolazione meridionale media residua, con una discesa adiabatica che produce il riscaldamento osservato nella stratosfera polare (Haynes et al., 1991).

Il primo modello teorico sugli SSW, basato sulla propagazione delle onde planetarie dalla troposfera, fu proposto da Matsuno nel 1971. In questo modello, gli SSW sono classificati come riscaldamenti del primo o del secondo numero d’onda zonale, a seconda dell’onda predominante (O’Neill e Taylor, 1979). I riscaldamenti con numeri d’onda più alti non si verificano perché solo le onde di Rossby di grande scala possono ascendere nella stratosfera, come stabilito dal teorema di Charney e Drazin (1961) (Sez. 2.2). Questo principio fornisce una distinzione dinamica tra i riscaldamenti maggiori e minori: l’inversione del flusso a 10 hPa impedisce la propagazione ulteriore delle onde verso l’alto dopo un riscaldamento maggiore. Di conseguenza, a un riscaldamento maggiore segue un forte raffreddamento radiativo che fa abbassare le temperature polari, sebbene a un ritmo più lento rispetto all’aumento precedente. Gli SSW sono spesso seguiti da un periodo in cui il vortice polare rimane relativamente freddo e calmo, come mostrato dalle curve dell’inverno 2008/09 nelle Figure 8a e b.

Un elemento meno noto del meccanismo che sta dietro ai riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) è la causa che porta all’amplificazione delle onde. La scarsa frequenza degli SSW nell’emisfero sud offre una prova convincente dell’importanza del flusso ondoso proveniente dalla troposfera, dato che le caratteristiche topografiche e il contrasto tra terra e mare dell’emisfero sud non riescono a generare una forzatura ondosa planetaria abbastanza intensa per SSW frequenti, al contrario di quanto avviene nell’emisfero nord. Tuttavia, anche nell’emisfero nord, per innescare un SSW sono indispensabili flussi di onde verso l’alto nettamente superiori ai valori climatologici, come si osserva, ad esempio, nella Figura 4.

Studi precedenti hanno suggerito che questi flussi anomali possono derivare da fenomeni di blocco atmosferico (per esempio, Quiroz, 1986; Martius et al., 2009) e/o da altri eventi precursori nella troposfera (per esempio, Taguchi e Hartmann, 2006; Cohen e Jones, 2011). Altri lavori hanno invece messo in luce l’importanza delle condizioni preesistenti nella stratosfera. Palmer nel 1981 propose che uno degli SSW del 1979 potrebbe essere stato favorito da una stratosfera già predisposta a un’efficace propagazione verso l’alto delle onde di Rossby e gravitazionali (Albers e Birner, 2014; Hitchcock e Haynes, 2016).

Un’ulteriore ipotesi, avanzata per la prima volta da Plumb nel 1981, sostiene che le interazioni tra onde e flusso medio all’interno della stratosfera possano causare una crescita risonante delle ampiezze delle onde di Rossby (Matthewman e Esler, 2011). È molto probabile che sia le condizioni nella stratosfera sia gli eventi precursori nella troposfera giochino un ruolo cruciale nella generazione degli SSW. Infatti, si stima che solo circa un terzo degli SSW sia preceduto da flussi anomali di onde planetarie provenienti dalla parte bassa della troposfera (Birner e Albers, 2017).

Nonostante le incertezze sul meccanismo esatto che porta alla generazione dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), è noto che i parametri geometrici del vortice associati a questi riscaldamenti giocano un ruolo cruciale (Albers e Birner, 2014). Per questo motivo, la classificazione matematica tradizionale degli SSW, basata sul numero d’onda dominante, viene spesso arricchita da classificazioni più orientate alla fisica, che considerano la morfologia del vortice polare. Quest’ultima viene analizzata attraverso le mappe della distribuzione isentropica del potenziale vorticoso (PV) (Waugh, 1997).

Charlton e Polvani (2007) furono pionieri in questo approccio, distinguendo gli SSW in eventi di “(vortice) spostamento”, dove si osserva un chiaro allontanamento del vortice polare dal polo, e in eventi di “(vortice) divisione”, in cui il vortice si frammenta in due entità separate di dimensioni simili. Esempi di tali riscaldamenti, con spostamento e divisione del vortice, sono visibili rispettivamente nelle Figure 9b e 9c. Sebbene non esista un collegamento diretto e semplice tra i parametri geometrici del vortice e una decomposizione di Fourier dei campi (Waugh, 1997), generalmente i riscaldamenti con numero d’onda uno portano a uno spostamento del vortice, mentre il numero d’onda due è necessario per la divisione del vortice.

Classificare gli SSW secondo che siano eventi di divisione o spostamento del vortice si è dimostrato efficace per tracciare la natura e la tempistica degli impatti a livello superficiale causati dagli SSW (Hall et al., 2021a). Pertanto, una migliore comprensione della generazione degli SSW può fornire preziose indicazioni sui loro effetti in superficie, come discusso nella Sezione 6.3.

3. La Stratosfera Tropicale

Nella stratosfera tropicale, le variazioni sono caratterizzate da distinti picchi di densità spettrale, osservabili nel periodogramma dei venti zonali mediati mensilmente e zonalmente all’equatore (Figura 10, Pascoe et al., 2005). Il primo picco, che si verifica ogni sei mesi, corrisponde all'”oscillazione semestrale (SAO)”, un fenomeno prevalentemente mesosferico che si estende fino alla stratosfera superiore. Questa oscillazione è principalmente il risultato del trasporto di momento zonale da parte di onde equatoriali e di gravità che si propagano verticalmente, insieme all’avvezione meridionale trans-equatoriale del momento medio, che lega la SAO al ciclo stagionale (Kawatani et al., 2020).

Il secondo picco rappresenta il ciclo annuale e si manifesta in tutta l’estensione della stratosfera. Tuttavia, l’ampiezza di questo ciclo è molto inferiore rispetto a quella dell’SAO nella stratosfera superiore o del QBO nella stratosfera inferiore e media, almeno per i venti zonali medi zonali (Figura 10). Per quanto riguarda la temperatura zonale media, il ciclo annuale emerge come il pattern predominante alla tropopausa tropicale. Questo ciclo è motivato dalle variazioni nell’ascesa adiabatica (che comporta un raffreddamento), derivanti dal ciclo stagionale nella circolazione diabatica (Brewer-Dobson) (Yulaeva et al., 1994). Poiché tali variazioni stagionali sono conseguenza delle differenze interemisferiche nella dinamica delle onde extratropicali invernali (Sez. 2.2), il ciclo annuale nella temperatura della tropopausa tropicale è guidato dinamicamente (ad esempio, Jucker e Gerber, 2017), a differenza del ciclo annuale dei venti e delle temperature extratropicali (Sez. 2.1), che è determinato da fattori radiativi.

Il terzo picco di densità spettrale, illustrato nella Figura 10, è più ampio rispetto a quelli dell’SAO e del ciclo annuale, indicando una varietà di frequenze o periodi che vanno dai 22 ai 40 mesi, con una media di 28,5 mesi per il periodo 1958-2001. Questo picco è anche il segnale principale di variabilità nei venti zonali equatoriali nelle parti inferiore e media della stratosfera e è il risultato del QBO.

la figura 9 illustra diversi stati del vortice polare nell’emisfero nord:

  • (a) Stato stabile del vortice: Questo pannello mostra un vortice polare nella sua forma più comune. È centrato precisamente sul Polo Nord, indicato dalla croce nera, e presenta una forma compatta e ben organizzata. Le linee che vediamo rappresentano il movimento coerente e concentrato del vortice, indicando che è in uno stato stabile e ordinato.
  • (b) Vortice spostato: In questa immagine, il vortice si è mosso dalla sua posizione originale al Polo Nord. La croce nera, che segna il polo, non si trova più al centro del vortice. Questo spostamento suggerisce che forze esterne hanno influenzato e spostato il vortice, alterando la sua posizione abituale e la sua struttura.
  • (c) Vortice diviso: Qui vediamo che il vortice originale si è diviso in due parti separate, ciascuna con il proprio centro di rotazione. La croce nera al Polo Nord ora si trova tra questi due nuovi centri. Questa divisione del vortice può essere causata da condizioni atmosferiche particolari e indica un significativo cambiamento nella dinamica del vortice.

Ognuna di queste immagini mostra una condizione diversa del vortice polare, che può avere importanti conseguenze per il clima e le condizioni meteorologiche, specialmente nelle regioni polari e nelle latitudini più elevate. Questi cambiamenti nel vortice possono influenzare la distribuzione del freddo e del calore sulla Terra, oltre a modificare i modelli di circolazione dell’aria globale.

La Figura 10 mostra un’analisi delle tendenze nei venti equatoriali, basata su dati raccolti per 44 anni, dal 1958 al 2001.

In questa immagine, vengono visualizzati diversi modelli di vento, rappresentati attraverso varie linee che formano anelli concentrici. Ogni anello rappresenta l’intensità dei venti e la frequenza con cui questi pattern si sono ripetuti nel corso degli anni.

  • Parte superiore della figura: Le cifre lungo la parte superiore indicano quanti cicli di un particolare modello di vento si sono verificati in 44 anni. Un numero più alto significa che quel particolare modello è stato più frequente.
  • Parte inferiore della figura: Qui troviamo indicati i periodi, misurati in anni. Mostra quanto spesso ritornano gli stessi modelli di vento, con alcuni che si ripetono ogni pochi mesi e altri che possono impiegare più anni a manifestarsi nuovamente.
  • Verticale a sinistra: Questo asse mostra la pressione atmosferica, che va dalle altezze più elevate, vicino alla stratosfera, fino quasi al livello del mare. Questo ci dice a quale altezza si verificano i diversi modelli di vento.
  • I contorni: Le linee curve mostrano dove i venti sono più intensi. Più sono vicine tra loro, più forte è il vento in quella regione.
  • Punti salienti della figura:
    • QBO (Oscillazione Quasi-Biennale): Indica un modello di vento che cambia circa ogni due anni, influenzando principalmente la parte inferiore della stratosfera.
    • Ciclo Annuale: Questo indica che c’è un modello di vento che si ripete ogni anno, influenzando la regione equatoriale in modo consistente.
    • SAO (Oscillazione Semiannuale): Mostra che ci sono cambiamenti nei venti che si verificano circa due volte all’anno.

Questa analisi ci aiuta a capire meglio come i venti equatoriali cambiano nel tempo, fornendo informazioni preziose sulla dinamica atmosferica che può influenzare il clima globale.

3.1 L’Oscillazione Quasi-Biennale

La scoperta delle inversioni quasi-periodiche dei venti dominanti all’Equatore, che oscillano da est a ovest e ritorno ogni circa 28 mesi nella stratosfera inferiore e media, è attribuita indipendentemente a Ebdon e Veryard nel 1961 e a Reed e collaboratori nello stesso anno. Queste oscillazioni, che interessano anche la temperatura e l’ozono, sono state presto riconosciute come “oscillazione quasi-biennale” o QBO, come definito da Angell e Korshover nel 1964. Originariamente, questa scoperta si basava sui dati raccolti da una sola stazione vicino all’Equatore, ma fenomeni simili sono stati osservati anche nelle medie zonali.

Il segnale della QBO, centrato sull’Equatore, ha una larghezza latitudinale di circa 12 gradi. L’immagine più rappresentativa della QBO è quella di un diagramma di Hovmöller, che illustra strati alternati di venti diretti verso est e verso ovest, come mostrato nella Figura 11. In questa rappresentazione, le transizioni ripetute dei venti zonali medi all’Equatore iniziano nella stratosfera superiore e si propagano verso il basso, proseguendo fino al 2016. Questi cicli irregolari e continui, osservati ininterrottamente dal 1950, hanno subito una interruzione inaspettata nel 2016. Ulteriori studi, come quelli di Newman et al. e di Osprey et al. dello stesso anno, hanno documentato questo evento. Una seconda interruzione è stata registrata nel 2019/2020 sopra Singapore, come dettagliato da Anstey e colleghi nel 2021, sebbene questo fenomeno non fosse così evidente nel modello del vento zonale medio mostrato nella Figura 11.

Dopo la scoperta dell’oscillazione quasi-biennale (QBO), sono state avanzate varie teorie per spiegare il fenomeno. Tuttavia, alcuni aspetti cruciali come la propagazione della QBO verso il basso dalla stratosfera superiore alla media senza perdere intensità, e la super rotazione atmosferica all’Equatore durante la fase di venti est-orientati, rimanevano difficili da spiegare. In particolare, non era chiaro come potesse avvenire senza un trasporto verticale di momento angolare tramite le onde equatoriali.

Nel 1968, Lindzen e Holton furono i primi a esplorare queste dinamiche. Proposero che un ampio spettro di onde di gravità, emergendo dalla troposfera, potesse causare un’accelerazione del flusso medio verso est nelle regioni con un gradiente verticale di vento orientato verso est, e un’accelerazione verso ovest dove il gradiente era orientato verso ovest. Inoltre, spiegarono che a causa di un filtraggio selettivo operato dal flusso medio, solo le onde con una fase verso ovest potevano muoversi attraverso forti correnti est-orientate, e viceversa per quelle con una fase verso est, causando così una discesa graduale delle zone di taglio.

Questo modello fu successivamente supportato da esperimenti numerici idealizzati condotti dagli stessi Lindzen e Holton.

Più avanti, nel 1972, Holton e Lindzen introdussero un’altra prospettiva, considerando il trasporto verticale di momento angolare da parte di onde planetarie di grande scala, come le onde Kelvin e Rossby-gravity, che si muovevano verso l’alto. Queste onde erano termicamente e meccanicamente smorzate, ma il modello numerico che ne risultava riuscì a riprodurre realisticamente la QBO.

Nonostante ciò, ricerche più recenti, come quella di Dunkerton nel 1997, indicano che le grandi onde osservate non bastano a spiegare completamente le accelerazioni registrate nella QBO. È probabile che una combinazione di onde Kelvin e Rossby-gravity equatoriali insieme a onde di gravità di piccola scala sia responsabile delle alternanze di accelerazione verso est e verso ovest. Tuttavia, affinché le zone di taglio si spostino verso il basso, le forze generate dalle onde devono superare gli effetti dell’ascensione verticale media causata dalla circolazione meridionale residua o diabatica, specialmente nella parte inferiore della stratosfera, come sottolineato da Match e Fueglistaler nel 2020.

L’interazione reciproca tra il flusso atmosferico medio e i flussi verticali di momento ondoso è riconosciuta come il motore principale della QBO. Tuttavia, rimangono significative sfide nel dettagliare le specifiche delle onde coinvolte. Le onde di gravità di piccola scala, ad esempio, sono particolarmente difficili da rilevare (Hertzog, 2020), rendendo incerta la precisa distribuzione dei vari tipi di onde che influenzano la QBO. Anche la stima del flusso di momento ondoso a partire dalle osservazioni disponibili si rivela problematica, dato che dipende da molteplici presupposti (Vincent e Alexander, 2020). Inoltre, non si comprende a fondo l’importanza relativa dei diversi meccanismi di dissipazione delle onde, come l’ammortamento o la rottura d’onda a livelli critici quando la velocità della fase è simile a quella del vento (Anstey et al., 2022b).

In realtà, la QBO non è propriamente un’onda, ma piuttosto una successione di regimi di venti alternati est-ovest che si muovono verso il basso. Di conseguenza, i cicli non sono sinusoidi perfette e mostrano variabilità da un ciclo all’altro (Pascoe et al., 2005). Spesso, si osserva che la discesa delle zone di taglio verticale verso ovest si arresta intorno ai 30 hPa, mentre i venti orientati verso est tendono a persistere più a lungo nella stratosfera inferiore (Fig. 11). La variabilità osservata deriva probabilmente dalle fluttuazioni nelle fonti delle onde tropicali, principalmente convezioni, che sono ancora poco comprese (Schirber, 2015).

Una teoria proposta da Dunkerton nel 1983 suggeriva che le onde di Rossby, che si propagano lateralmente dall’emisfero nord durante l’inverno, potessero influenzare la forza della QBO nella sua fase est-orientata. Tuttavia, le simulazioni idealizzate non hanno confermato questa ipotesi (O’Sullivan, 1997). Fino al 2016, si riteneva che le onde di Rossby provenienti dalle regioni extratropicali avessero un impatto limitato sulla QBO. Dopo il 2016, il trasporto orizzontale del momento ondoso dalle regioni invernali è stato collegato all’inizio delle interruzioni nei cicli della QBO nel 2016 e nel 2019, riacuendo l’interesse sul ruolo delle zone extratropicali nella modulazione della variabilità della stratosfera tropicale (vedi Sez. 4.2).

Si pensa che l’allineamento tra le fasi della QBO e il ciclo annuale sia influenzato dal ciclo annuale di risalita tropicale nella parte inferiore della stratosfera equatoriale, che contrasta il movimento discendente della QBO. Questo fenomeno è stato documentato in studi come quelli di Hampson e Haynes nel 2004 e Rajendran e colleghi nel 2018.

Inoltre, a causa dell’equilibrio del vento termico, si osserva un segnale della QBO anche nelle temperature equatoriali, con anomalie calde e fredde associate rispettivamente ai venti verticali direzionati verso est e verso ovest. Questo equilibrio è mantenuto da una circolazione meridionale residua secondaria che comporta una risalita all’Equatore nelle zone con venti verticali verso ovest e una discesa nelle aree con venti verticali verso est, come illustrato nella Figura 12.

Plumb e Bell nel 1982 hanno osservato che l’avvezione verticale legata a questa circolazione secondaria potrebbe contribuire ad alcune delle asimmetrie nelle fasi osservate, per esempio, ritardando la discesa della zona di taglio verticale verso ovest e accelerando quella verso est. Questa circolazione secondaria aiuta anche a concentrare le accelerazioni più forti verso est vicino all’Equatore, una caratteristica confermata dalle osservazioni che mostrano una fase direzionata verso est più stretta rispetto a quella verso ovest.

Le avvezioni verticali causate da questa circolazione secondaria, insieme alle anomalie di temperatura associate alla QBO, sono le principali responsabili di un’oscillazione di periodo simile anche nell’ozono. Questo fenomeno fu osservato per la prima volta nei dati subtropicali da Funk e Garnham nel 1962. All’Equatore, il trasporto è il processo predominante nella stratosfera inferiore, e le anomalie dell’ozono e dei venti della QBO sono generalmente sincronizzate. Al di sopra di circa 15 hPa, diventano più significativi gli effetti della chimica dell’ozono legata alla temperatura, e le anomalie dell’ozono invertono il segno.

Queste anomalie di ozono, a loro volta, influenzano la variabilità dinamica. Ad esempio, nei modelli simulati, i feedback diabatici legati all’ozono prolungano il periodo della QBO e intensificano il segnale della QBO sia in temperatura sia nei venti zonali nella stratosfera inferiore e media. Tuttavia, senza una comprensione più approfondita del ruolo esatto dei processi chimici nella QBO dell’ozono, persiste un’incertezza sulla potenza di questi feedback, rendendo questo campo un’area di ricerca molto attiva, come evidenziato da Zhang e colleghi nel 2021.

La Figura 11 mostra una rappresentazione visiva dettagliata dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) utilizzando un diagramma di Hovmöller. Il grafico traccia i venti zonali equatoriali mediati mensilmente da 2° Sud a 2° Nord, basandosi sui dati ERA5 dal 1979 al 2021.

Aspetti chiave della figura:

  • Asse Verticale: L’asse verticale mostra la pressione atmosferica in hPa, che va da 100 hPa vicino al suolo fino a 1 hPa nella stratosfera alta. Una pressione più bassa indica un’altitudine maggiore.
  • Asse Orizzontale: L’asse orizzontale copre gli anni dal 1979 al 2021, permettendo di vedere come i venti si sono modificati nel tempo.
  • Colori nel Grafico: I colori variano dal blu al rosso, indicando la direzione e l’intensità dei venti. Il blu rappresenta i venti che soffiano verso ovest, mentre il rosso indica quelli verso est. Un colore più intenso segnala venti più forti.

Le bande di colore che si alternano nel grafico rappresentano i cicli della QBO, che si manifestano con inversioni regolari della direzione del vento circa ogni 28 mesi. Ogni striscia verticale di colore che si muove dal basso verso l’alto rappresenta un ciclo completo della QBO. Questi cicli si notano per il loro movimento progressivo verso il basso, illustrando come i venti cambino nel corso del tempo dalla stratosfera superiore verso quella inferiore.

Significato del Grafico: Questo diagramma è essenziale per gli studiosi del clima e della meteorologia, poiché fornisce una chiara visualizzazione di come i venti equatoriali oscillino nel tempo, offrendo spunti preziosi sull’influenza di questi fenomeni sulla dinamica atmosferica globale.

La Figura 12 è un diagramma schematico che illustra come le anomalie di temperatura influenzano la circolazione dell’aria nella stratosfera equatoriale, in particolare durante i cicli dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO).

Dettagli chiave della figura:

  • Le due parti (a) e (b): Ciascuna rappresenta differenti condizioni di flusso dell’aria durante i cicli della QBO.
    • Parte (a): Mostra le condizioni quando i venti zonali prevalenti soffiano verso ovest.
    • Parte (b): Illustra le condizioni durante la fase in cui i venti prevalenti soffiano verso est.
  • Frecce grigie: Indicano la direzione della circolazione meridionale residua secondaria. Queste frecce mostrano come l’aria calda e fredda si muova nell’ambiente equatoriale, influenzando i pattern di temperatura.
  • Colori e dimensione del testo: Le zone dove le temperature sono superiori alla media sono colorate di rosso e indicate con la parola “warm” (caldo), mentre le zone più fredde della media sono in blu e indicate con “cool” (freddo). La dimensione del testo dà un’indicazione qualitativa dell’intensità di queste anomalie.
  • Contorni:
    • Contorni solidi: Rappresentano i venti zonali che soffiano verso est.
    • Contorni tratteggiati: Rappresentano i venti zonali che soffiano verso ovest.
    • I contorni sono posizionati a intervalli di 10 m/s, iniziando da ±5 m/s.

Interpretazione del comportamento della circolazione:

  • Durante la fase di vento verso ovest (a): L’aria calda tende a convergere verso l’equatore mentre l’aria fredda si allontana, creando un ciclo che favorisce il raffreddamento e il riscaldamento nelle regioni designate.
  • Durante la fase di vento verso est (b): Si osserva un pattern opposto rispetto alla parte (a), con l’aria calda che si sposta verso i subtropici e l’aria fredda che si muove verso l’equatore. Questo contribuisce a modelli di riscaldamento e raffreddamento corrispondenti.

Questi schemi aiutano a comprendere come la temperatura e la circolazione dell’aria interagiscono per formare i cicli complessi della QBO nella stratosfera equatoriale, evidenziando l’importante ruolo delle anomalie termiche e dei movimenti verticali e orizzontali dell’aria.

4 Accoppiamento Tropicale-Estratropicale

Un processo che collega i tropici agli estratropici nella stratosfera è la circolazione meridionale residua (Equazione 1). Le onde planetarie estratropicali pilotano la circolazione diabatica (Sez. 2.2), fondamentale per il ciclo annuale delle temperature alla tropopausa tropicale. In modo analogo, la componente verticale della circolazione meridionale secondaria dell’QBO provoca riscaldamenti e raffreddamenti adiabatici nella stratosfera subtropicale, inducendo oscillazioni periodiche simili nelle temperature di questa regione fino a circa 45° di latitudine (Randel et al., 1999). Nei subtropici, la circolazione secondaria provoca discesa (ascesa) dove, all’Equatore, avviene il contrario, e di conseguenza, l’anomalia termica dell’QBO cambia segno al di là dei circa 15°. Questa variazione di temperatura subtropicale dovuta all’QBO è prevalentemente limitata all’emisfero invernale a causa delle modulazioni del ciclo stagionale (Pahlavan et al., 2021a). Altri meccanismi attraverso i quali la variabilità tropicale, in particolare quella dell’QBO, influisce sulla stratosfera estratropicale sono meno studiati (Anstey e Shepherd, 2014). Questi effetti si propagano anche nella troposfera (Sez. 6.3) e verso la mesosfera, e sono comunemente denominati “teleconnessioni dell’QBO” (Anstey et al., 2022b).

4.1 Teleconnessioni QBO

Angell e Korshover, nel 1964, hanno documentato per primi l’influenza dell’QBO sulla stratosfera delle alte latitudini, notando un segnale dell’QBO nelle temperature e nell’ozono polari di entrambi gli emisferi. Approfondendo con osservazioni dal 1962 al 1977, Holton e Tan nel 1980 hanno osservato che la potenza del vortice polare invernale nell’emisfero nord è ben correlata con la fase dell’QBO all’equatore: un vortice più caldo e debole si verifica con i venti equatoriali diretti verso ovest a 50 hPa, mentre un vortice più freddo e forte coincide con i venti orientali. Da ciò deriva l’effetto Holton–Tan (HT), che suggerisce come gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso siano più probabili quando i venti dell’QBO soffiano verso ovest a 50 hPa piuttosto che verso est (Baldwin et al., 2021).

Holton e Tan hanno anche notato un segnale dell’QBO nei venti zonali dell’emisfero sud durante la primavera. L’effetto HT in entrambi gli emisferi è illustrato nella Figura 13, la cui comparazione con la deviazione standard interannuale dei venti zonali mensili evidenzia quanto le teleconnessioni QBO influenzino la variabilità del vortice polare. Nonostante le numerose ricerche sull’effetto HT, la comprensione dei meccanismi di fondo della teleconnessione QBO con il vortice polare rimane incompleta (Anstey e Shepherd, 2014). Holton e Tan hanno osservato che durante la fase di venti verso ovest, la linea del vento zonale zero si estende più verso i poli rispetto alla fase di venti orientali, favorirendo il confinamento delle onde planetarie estratropicali verso latitudini più alte e, di conseguenza, un vortice più caldo e debole. Questo fenomeno è noto come il “meccanismo Holton–Tan”. In contrasto, Garfinkel e colleghi nel 2012 hanno proposto che un maggiore rifratto delle onde planetarie polari sia dovuto a modifiche nell’indice di rifrazione delle onde di Rossby causate dalla circolazione meridionale secondaria dell’QBO nei subtropici. Poiché l’attività delle onde planetarie estratropicali è ulteriormente influenzata dalla forza del vortice, ciò ha complicato la distinzione tra questi due meccanismi come spiegazioni dell’effetto HT (Anstey et al., 2022b).

Recentemente, Yamazaki e colleghi (2020) hanno suggerito un percorso alternativo attraverso la troposfera per l’inverno boreale. Secondo la loro teoria, un’anomalia nella convezione causata dall’effetto dell’QBO sulla troposfera tropicale (vedi Sez. 6.2) innesca un treno di onde di Rossby nelle medie latitudini troposferiche, influenzando così la propagazione verso l’alto delle onde planetarie verso il vortice polare.

Studi su modelli indicano che l’effetto HT è generalmente sensibile alle condizioni del vortice polare (Anstey e Shepherd, 2014). Tuttavia, alcuni modelli mostrano che le teleconnessioni dell’QBO possono essere alterate anche da bias nella circolazione (Karpechko et al., 2021). Una possibile spiegazione per le variazioni osservate durante la stagione e le differenze tra i due emisferi nella risposta dell’QBO estratropicale è la dipendenza dalla forza del vortice: nell’emisfero nord, l’effetto HT è particolarmente marcato in dicembre e gennaio (Zhang et al., 2019), mentre nell’emisfero sud il vortice polare invernale è molto più intenso (Sez. 2.1) e la risposta è più netta vicino al periodo del riscaldamento finale (Baldwin e Dunkerton, 1998). Le interazioni osservate tra le teleconnessioni stratosferiche dell’QBO e fenomeni come il ciclo solare (Naito e Hirota, 1997) e l’El Niño-Oscillazione Meridionale (ENSO; Garfinkel e Hartmann, 2007) complicano ulteriormente l’identificazione delle cause di queste differenze, dato che sia l’QBO che la variabilità del vortice polare sono influenzate, separatamente, da questi modelli di variabilità a lungo termine. Infine, resta incerto a quale altitudine dell’QBO si manifesti l’influenza più significativa sugli estratropici (Anstey et al., 2022b).

4.2 Interruzioni della QBO

Nel febbraio 2016, un inaspettato strato superficiale di venti verso ovest cominciò a formarsi all’equatore durante la fase in declino dei venti verso est della QBO. Questo evento, inizialmente sorprendente, portò nei mesi successivi a una pausa apparente dell’usuale oscillazione dei venti equatoriali, suscitando preoccupazioni tra i ricercatori che temevano l’entrata della QBO in una cosiddetta “spirale mortale” e la sua possibile scomparsa. Tuttavia, si è poi visto che la situazione non degenerò in questo modo; infatti, entro la fine del 2016, il normale ciclo dei venti equatoriali era già ripreso, sebbene con una sequenza di fasi leggermente diversa da quella prevista in assenza di tale interruzione.

Il comportamento anomalo osservato nel 2016 fu senza precedenti rispetto ai cicli QBO precedenti e non poteva essere spiegato dal modello canonico della QBO, che si basa solamente sul trasporto verticale di momento. Al contrario, si è attribuito l’inaspettato incremento dei venti verso ovest vicino ai 40 hPa a un potenziato flusso di energia proveniente dall’emisfero nord. Questa fu la prima volta che si osservò come la stratosfera extratropicale potesse influenzare direttamente la variabilità della stratosfera tropicale, piuttosto che farlo indirettamente attraverso la circolazione generale.

Un ulteriore conferma di questa diretta influenza si ebbe con una nuova interruzione sorprendente della QBO nel dicembre 2019, quando, in quel caso, le onde di Rossby che influenzarono l’evento provenivano dall’emisfero sud.

Una spiegazione dinamica delle interruzioni della QBO è ancora in una fase iniziale. Anche se diverse ricerche hanno investigato il ruolo di vari tipi di onde, identificando le onde miste di Rossby-gravità tropicali come fattori chiave nelle accelerazioni anomale verso ovest (Lin et al., 2019; Kang et al., 2020; Kang e Chun, 2021), altri studi (Hitchcock et al., 2018) hanno enfatizzato l’importanza dei meccanismi di retroazione. Nonostante ciò, vi è un consenso sul fatto che durante i cicli interrotti ci sia stata una significativa influenza extratropicale sulla variabilità della stratosfera tropicale. Questa diretta influenza delle onde extratropicali suggerisce che il modello attuale, secondo cui i venti zonali tropicali conservano una memoria annuale (l’effetto “volano” delle basse latitudini; Scott e Haynes, 1998), e che questo contribuisca alla variabilità interannuale, potrebbe non essere così accurato come si pensava precedentemente. Questa visione potrebbe quindi necessitare di una revisione, una volta che si comprenda meglio le dinamiche delle interruzioni della QBO.

La figura rappresenta due grafici in forma di sezioni trasversali che collegano latitudine e altezza atmosferica. Ogni grafico correla le differenze nelle velocità medie dei venti zonali (venti che soffiano da est verso ovest o viceversa) in base a due condizioni specifiche all’equatore: quando i venti sono più forti verso est o verso ovest.

  • Pannello (a): Illustra le condizioni di gennaio nell’emisfero nord. L’asse verticale mostra la pressione atmosferica, che diminuisce man mano che ci si sposta verso l’alto nella stratosfera. L’asse orizzontale indica la latitudine, partendo dall’equatore fino a 80° nord.
  • Pannello (b): Mostra le condizioni di novembre nell’emisfero sud, con un asse delle latitudini che si estende dall’equatore fino a 80° sud.

I contorni sul grafico rappresentano le differenze nella velocità dei venti, con intervalli di 2 m/s per valori tra -20 e +20 m/s. Valori estremi hanno un intervallo di contorno di 10 m/s. I contorni tratteggiati indicano valori negativi di differenza, suggerendo un’inversione o una diminuzione della velocità del vento rispetto alla norma. Le aree ombreggiate evidenziano dove queste differenze sono statisticamente significative, mostrando una forte deviazione dal comportamento medio del vento attribuibile all’effetto Holton-Tan, un fenomeno che lega le variazioni del vento all’equatore con cambiamenti nei venti polari.

In sostanza, questi grafici aiutano a visualizzare come l’oscillazione dei venti equatoriali, nota come QBO, possa influenzare la circolazione dei venti a latitudini molto più alte, dimostrando un collegamento dinamico tra i tropici e le regioni polari.

5 Modelli e Predittibilità

5.1 Modelli che analizzano la stratosfera

I pionieri nello studio della dinamica stratosferica tramite un modello di circolazione generale (GCM) furono Manabe e Hunt nel 1968, anche se utilizzarono un modello limitato all’emisfero e con una simulazione di durata inferiore a un anno. Inizialmente, molti GCM trascuravano la stratosfera, giustificando questa scelta con la sua minore massa, circa il 17% del totale atmosferico, e la necessità di ottimizzare le risorse computazionali disponibili. Quando i GCM iniziarono a includere la stratosfera (come nei lavori di Kasahara e Sasamori nel 1974 e di Fels e colleghi nel 1980), le lunghe simulazioni della sua variabilità rimanevano impraticabili a causa dei limiti delle tecnologie di calcolo dell’epoca.

Con l’avvento dei supercomputer nei primi anni ’80, divenne possibile realizzare simulazioni pluriennali della stratosfera, come dimostrano gli studi di Rind e colleghi nel 1988, Boville nel 1995, Hamilton nel 1995, Manzini e Bengtsson nel 1996, e Butchart e Austin nel 1998. Queste simulazioni mostravano una stratosfera più vicina all’equilibrio radiativo rispetto a quanto osservato, con notevoli anomalie di freddo alle alte latitudini, particolarmente durante l’inverno e la primavera dell’emisfero sud—il cosiddetto “problema del polo freddo”—e la quasi totale assenza del QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) nella stratosfera tropicale, come riportato da Pawson e colleghi nel 2000.

I problemi nelle simulazioni stratosferiche sono cruciali perché, come evidenziato da Boville nel 1984, la circolazione troposferica simulata risulta essere più sensibile alla stratosfera di quanto non suggerisca la sua limitata massa atmosferica. Questo è evidenziato anche nella sezione 6.3. Inoltre, quando Farman e i suoi colleghi scoprono nel 1985 il buco nell’ozono sopra l’Antartide, le prime versioni dei modelli che integravano la chimica (i cosiddetti modelli clima-chimica o CCM) per analizzare i cambiamenti nell’ozono erano limitate dai bias di temperatura nella stratosfera, come discusso da Austin e colleghi nel 2003. Infine, i miglioramenti nella rappresentazione della stratosfera nei modelli di previsione meteorologica numerica si sono rivelati fondamentali per un’assimilazione più accurata delle misure di radianza satellitare, spesso focalizzate proprio su questa regione dell’atmosfera, come sottolineato da English e colleghi nel 2000 e Polavarapu e colleghi nel 2005.

Il problema del polo freddo deriva da una circolazione diabatica (vedi Sez. 2.1) che si è rivelata troppo debole a causa delle insufficienti forze di trascinamento delle onde, legate alla mancanza di onde di gravità (McLandress, 1998). Si è scoperto che aumentare la risoluzione del modello allevia parzialmente il problema (Hamilton et al., 1999), ma è stata ancor più determinante l’introduzione delle parametrizzazioni delle onde di gravità non orografiche (NOGWs), che hanno compensato la mancanza di forze derivanti dalle onde di scala inferiore (Manzini et al., 1997; Scaife et al., 2002). Nonostante la loro semplicità e la scarsa correlazione con le osservazioni (Plougonven et al., 2020), questi approcci hanno permesso ai modelli di simulare efficacemente il getto polare notturno in entrambi gli emisferi, anche se si rendono necessari ulteriori miglioramenti nella variabilità dei getti (Butchart et al., 2011; Ayarzagüena et al., 2020; Hall et al., 2021b). Per esempio, sebbene gli ultimi modelli climatici di punta simulino con una certa accuratezza la frequenza degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSWs) (Baldwin et al., 2021), tendono ancora a sottovalutare gli eventi di scissione rispetto a quelli di spostamento del vortice (Hall et al., 2021b).

Quando Scaife et al. (2000) testarono per la prima volta le parametrizzazioni NOGW nei loro modelli di circolazione generale (GCM), scoprirono che una oscillazione simile al QBO, con venti discendenti verso est e verso ovest, appariva nella stratosfera tropicale. Prima di questa scoperta, il QBO era generalmente assente dai GCM o appariva molto debole (Cariolle et al., 1993). Takahashi (1996) era riuscito a ottenere un’oscillazione di ampiezza realistica senza l’uso di trascinamento parametrizzato NOGW, semplicemente aumentando la risoluzione verticale fino a circa 500 metri e riducendo notevolmente la diffusione su scala sub-grid. Fenomeni spontanei simili al QBO sono stati ottenuti anche in altri GCM semplificati senza parametrizzazione NOGW, incrementando la risoluzione verticale (Horinouchi e Yoden, 1998; Hamilton et al., 1999).

Oggi, tuttavia, i modelli climatici e di previsione stagionale che riescono a simulare un QBO quasi sempre implementano parametrizzazioni delle NOGWs (Butchart et al., 2018; Bushell et al., 2022; Richter et al., 2022; Stockdale et al., 2022). Nonostante il numero di questi modelli sia cresciuto notevolmente dal lavoro pionieristico di Scaife et al. (2002), la qualità dei QBO simulati non ha mostrato grandi miglioramenti in media (Richter et al., 2020).

Una delle caratteristiche del QBO che i modelli simulano generalmente bene è il periodo medio (vedi Fig. 14a), solitamente ottenuto attraverso la taratura del trascinamento parametrizzato delle onde di gravità non orografiche (NOGW), che è poco vincolato (Bushell et al., 2022; Garfinkel et al., 2022). È tuttavia più complesso ottenere la corretta struttura verticale: i modelli tendono infatti a sottostimare costantemente l’intensità dell’oscillazione nella stratosfera inferiore (Richter et al., 2020; Bushell et al., 2022), nonostante riescano mediamente a simulare ampiezze realistiche nella stratosfera media (cfr. Fig. 14b e d). Persistono anche difficoltà nel riprodurre la corretta asimmetria di fase (Schenzinger et al., 2017), con la fase est che nei modelli risulta tipicamente troppo intensa (Fig. 14c), mentre nelle simulazioni inizializzate è complicato mantenere la robustezza della fase ovest (Stockdale et al., 2022). In generale, i modelli tendono a non rappresentare adeguatamente la variabilità da un ciclo all’altro (Bushell et al., 2022).

I problemi nella simulazione del QBO sono prevalentemente attribuiti alle incertezze nella parametrizzazione delle NOGWs (Bushell et al., 2022). L’ottimizzazione di queste parametrizzazioni rappresenta un campo di ricerca molto attivo, e i progressi recenti hanno incluso approcci più radicati nella fisica per modellare le fonti delle NOGWs (Richter et al., 2010; Lott e Guez, 2013; Bushell et al., 2015). Anche le onde equatoriali definite contribuiscono alla dinamica del QBO, in particolare le onde di Kelvin durante la fase est (Pahlavan et al., 2021b). Esiste tuttavia una notevole variabilità tra i modelli per quanto riguarda queste onde, legata tanto alle fonti convettive quanto a risoluzione e pregiudizi nei venti medi, con una correlazione specifica tra la forza delle onde definite e la risoluzione verticale dei modelli (Holt et al., 2022). Ridurre queste incertezze, sia nelle onde parametrizzate che in quelle definite, dovrebbe portare a miglioramenti nelle simulazioni del QBO (Anstey et al., 2022b). Ciò influenzerà anche la rappresentazione delle teleconnessioni extratropicali del QBO nei modelli, che sono sensibili ai bias nel QBO (Anstey et al., 2022c), oltre che alla circolazione stratosferica generale (Karpechko et al., 2021).

5.2 Prevedibilità della Stratosfera

La previsione delle variazioni stratosferiche può essere effettuata attraverso metodi statistici empirici o, come discusso in questo contesto, attraverso l’uso dinamico di modelli numerici. Gli studi pionieristici di Miyakoda et al. (1970) hanno introdotto lo sviluppo di previsioni numeriche della stratosfera. Tuttavia, la loro simulazione GCM di 14 giorni per marzo del 1965 non riuscì a prevedere il riscaldamento stratosferico improvviso verificatosi in quel periodo. Il primo riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) di febbraio 1979 fu invece simulato con successo e fu anche il primo ad essere osservato dallo spazio (Palmer, 1981a, b), grazie all’impiego di nuove sonde operative per la temperatura della stratosfera (Miller et al., 1980). La simulazione riuscita del SSW del 1979, realizzata da Butchart et al. (1982), era stata avviata cinque giorni prima del picco del riscaldamento, ma si basava su condizioni al contorno prescritte alla tropopausa.

Studi successivi hanno dimostrato che questo SSW era prevedibile fino a 10 e 5 giorni prima, rispettivamente secondo Simmons e Strüfing (1983) e Mechoso et al. (1985). Con l’aumento di casi studio su altri SSW (Mukougawa e Hirooka, 2004; Allen et al., 2006; Tripathi et al., 2016; Rao et al., 2018), si è raggiunto un consenso: in generale, gli SSW possono essere previsti con un anticipo di 1 a 2 settimane (Domeisen et al., 2020b). Tale accuratezza predittiva è più probabile nei modelli che presentano una rappresentazione migliore della stratosfera (Allen et al., 2006; Marshall e Scaife, 2010; Song et al., 2020). Tuttavia, l’abilità predittiva varia tra i diversi SSW (Taguchi, 2016; Karpechko, 2018; Rao et al., 2019) a causa delle differenze nei meccanismi di generazione e nella fenomenologia degli eventi di divisione e spostamento del vortice (Sez. 2.5).

Queste variazioni influenzano la prevedibilità, che può derivare principalmente dalla stratosfera o dalla troposfera (Sun et al., 2012). La prevedibilità legata alla troposfera è influenzata dai bias del modello che impattano le onde planetarie e dipende dai loro tempi di propagazione (Noguchi et al., 2016). Invece, quella legata alla stratosfera dipende più probabilmente dalle condizioni di base della stratosfera prima di un SSW (de la Cámara et al., 2017). Generalmente, prevedere una divisione del vortice risulta più difficile rispetto allo spostamento di uno (Taguchi, 2018a; Song et al., 2020).

La stratosfera extratropicale mostra una prevedibilità superiore rispetto alla troposfera, nonostante la prevedibilità di eventi estremi del vortice, come il riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) o l’intensificazione del vortice polare, rimanga limitata a causa delle incertezze sulle condizioni iniziali e degli errori di modello (Tripathi et al., 2015). Tuttavia, i sistemi di previsione evidenziano un legame tra un’alta capacità predittiva nella stratosfera e una simile capacità nella troposfera (Domeisen et al., 2020b). La maggior parte di questi sistemi tende a prevedere con maggiore precisione l’intensificazione del vortice polare e i riscaldamenti finali piuttosto che gli SSW (Ichimaru et al., 2016; Domeisen et al., 2020b). Durante l’inverno e la primavera nell’emisfero nord, la competenza predittiva deterministica è generalmente limitata a un periodo da 1 a 2 settimane (Domeisen et al., 2020b).

Nell’emisfero sud, le perturbazioni al vortice polare durante l’inverno tendono a persistere fino alla primavera, a causa di una minore variabilità stagionale dovuta a una più debole influenza delle onde planetarie (Byrne e Shepherd, 2018). Di conseguenza, la stratosfera di quest’emisfero è prevedibile su scale temporali più estese, come dimostrato dallo studio di Seviour et al. (2014), che ha rilevato una notevole affidabilità nella previsione della forza del vortice polare stratosferico antartico in primavera, con un anticipo medio di un mese (Fig. 15).

Durante l’inverno boreale, si è anche scoperto che la stratosfera extratropicale può essere prevista in senso probabilistico su scale temporali stagionali, ben oltre i limiti delle previsioni deterministiche (Scaife et al., 2016; Taguchi, 2018b; Portal et al., 2022). Scaife et al. (2016) hanno notato che, nelle previsioni stagionali capaci di riprodurre accuratamente le frequenze climatologiche degli SSW e degli eventi di forte vortice polare (SPV), la proporzione dei membri dell’ensemble che prevedevano tali eventi variava annualmente (Fig. 16). Nei periodi in cui si osservava un SSW (o SPV), la percentuale di membri dell’ensemble che prevedevano l’evento aumentava mediamente del 12%, indicando una potenziale affidabilità delle previsioni probabilistiche su scala stagionale, con un livello di significatività superiore al 95% (Scaife et al., 2016). I fattori più influenti in questa capacità predittiva probabilistica sono il fenomeno ENSO e il QBO. Tuttavia, in media, i sistemi di previsione stagionale più avanzati tendono a sovrastimare l’effetto delle onde anomale generate dall’ENSO sul vortice polare, mentre sottovalutano l’impatto del QBO sulla modulazione della forza del vortice, almeno durante un periodo in cui la variabilità interannuale del vortice polare era significativamente influenzata dal QBO (Portal et al., 2022).

La precisione delle previsioni del QBO è molto alta nella stratosfera inferiore e media su scale temporali da sub-stagionali a stagionali (Lim et al., 2019b; Coy et al., 2022). Anche fino a un anno, le previsioni sulla progressione delle fasi del QBO rimangono altamente affidabili (Coy et al., 2020), sebbene le previsioni inizializzate tendano generalmente a non mantenere ampiezze del QBO adeguate (Stockdale et al., 2022). Questa limitazione è spesso attribuita alle difficoltà di tutti i modelli nel prevedere lo sviluppo di una fase verso ovest sufficientemente robusta, il che è correlato a una rappresentazione complessiva del QBO nei modelli non ottimale (Coy et al., 2022; Stockdale et al., 2022). Oltre i 12 mesi, i sistemi di previsione su scala decennale hanno mostrato di possedere una capacità predittiva fino a 4 anni per la fase del QBO (Pohlmann et al., 2013; Scaife et al., 2014), e si vede la possibilità di estendere ulteriormente questa capacità migliorando la rappresentazione e la previsione della variabilità dell’ozono nei modelli (Pohlmann et al., 2019). L’incremento della precisione nella previsione degli eventi ENSO offre anche la possibilità di allungare i tempi di anticipo per previsioni affidabili del QBO, dato che è stato osservato che eventi ENSO intensi possono sincronizzare la fase del QBO tra i membri dell’ensemble in simulazioni non inizializzate (Christiansen et al., 2016; Serva et al., 2020).

Sfruttare le previsioni affidabili del QBO su più anni è attualmente ostacolato da carenze nelle ampiezze e nella struttura verticale dei QBO previsti (Pohlmann et al., 2019). Ricerche che coinvolgono più modelli indicano che difetti simili sono già evidenti su scale temporali stagionali e annuali e contribuiscono sicuramente alla scarsa capacità di prevedere le teleconnessioni extratropicali invernali del QBO oltre il primo mese (Stockdale et al., 2022). Le due recenti interruzioni del QBO (Sez. 4.2) introducono ulteriori dubbi sulla robustezza del QBO come fonte di prevedibilità, poiché il segnale prevedibile si è perso durante ogni interruzione prima di riemergere qualche mese dopo, ma con un significativo spostamento di fase rispetto a quello atteso (Anstey et al., 2021). Nessuna delle interruzioni è stata prevista dalle previsioni stagionali operative (Osprey et al., 2016; Anstey et al., 2021), sebbene per l’evento del 2016 Watanabe et al. (2018) abbiano rilevato una certa affidabilità delle previsioni con un anticipo di circa un mese. La prevedibilità su questa scala temporale è coerente con gli eventi scatenati dalle extratropici (Sez. 4.2), ma è notevolmente ridotta rispetto ai periodi associati al ciclo quasi regolare e continuo del QBO.

Figura 14: Analisi Comparativa del QBO nei Modelli Climatici

Questa figura illustra i risultati di una valutazione approfondita delle simulazioni del QBO nei modelli climatici che hanno partecipato alle fasi 5 e 6 del Progetto di Interconfronto di Modelli Accoppiati (CMIP). Viene presentata una serie di metriche chiave distribuite in quattro pannelli:

  1. (a) Periodo Dominante del QBO: Ogni barra rappresenta la durata media del ciclo del QBO per i modelli partecipanti, con i modelli CMIP5 visualizzati nelle prime cinque barre e i modelli CMIP6 nelle successive quindici. I triangoli sovrapposti indicano la gamma dei periodi osservati, mentre i risultati del reanalysis ERA-Interim sono presentati a confronto sulla destra, fungendo da benchmark.
  2. (b) Amplitude del QBO a 10 hPa: Le barre in questo pannello mostrano l’ampiezza delle oscillazioni del QBO misurate a un’altitudine di 10 hPa. Questa metrica è essenziale per valutare l’intensità con cui il fenomeno viene rappresentato nei diversi modelli. La robustezza dei risultati è ulteriormente confermata dai simboli “+” che indicano misure diagnostiche aggiuntive.
  3. (c) Rapporto tra le Amplitudini Westerly (verso est) ed Easterly (verso ovest) a 10 hPa: Questo grafico evidenzia il rapporto tra le fasi del QBO che si muovono verso est e quelle verso ovest, riflettendo la capacità dei modelli di simulare correttamente l’asimmetria tra le due direzioni del ciclo.
  4. (d) Amplitude del QBO a 50 hPa: Analogamente al pannello (b), ma a una quota di 50 hPa, questo grafico mostra come l’ampiezza del QBO vari tra i diversi modelli a un’altezza superiore, fornendo una visione verticale della variabilità del fenomeno.

In sintesi, questi pannelli offrono una visione comprensiva di come i modelli CMIP5 e CMIP6 riproducano il QBO, confrontando le loro prestazioni con i dati di ERA-Interim. L’analisi evidenzia differenze significative tra i modelli e sottolinea aree di potenziale miglioramento nella simulazione di uno dei fenomeni più importanti per la dinamica climatica globale.

6 Influenza sulla troposfera

6.1 Medie e alte latitudini Quando nel 1952 Scherhag scoprì per la prima volta gli SSW (Sudden Stratospheric Warmings), mise in evidenza anche le prove che questi fenomeni potessero influenzare la superficie terrestre. Più di un decennio dopo, quando scoprì il QBO (Oscillazione Quasi-Biennale), Ebdon (1975) trovò delle evidenze che suggerivano un suo ruolo nel modellare la circolazione troposferica nell’emisfero nord. I primi risultati dei modelli che collegavano i cambiamenti nella circolazione troposferica alle variazioni del vortice polare stratosferico furono pubblicati da Boville nel 1984, mentre progressi teorici successivi (Hoskins et al., 1985; Haynes e Shepherd, 1989; Haynes et al., 1991) supportarono ulteriormente l’idea di un’influenza diretta verso il basso. Tuttavia, fino alla fine del XX secolo, prevaleva l’opinione che l’interazione tra troposfera e stratosfera fosse principalmente unidirezionale, con la stratosfera che reagiva agli impulsi provenienti dal basso.

Un importante cambiamento di paradigma a favore di un’interazione bidirezionale emergé dalle analisi del Modo Annuale del Nord e del Modo Annuale del Sud (NAM e SAM; Thompson e Wallace, 2000). Questi modelli rappresentano i principali schemi di variabilità della circolazione extratropicale e dominano le variazioni su scala intrastagionale fino a interdecennale. Una manifestazione dei modi annulari nella troposfera si osserva nelle variazioni della posizione del jet stream. Nella stratosfera, il tratto distintivo è rappresentato dalle variazioni nell’intensità del vortice polare (Kidston et al., 2015). È stato osservato che i modi annulari nella stratosfera e nella troposfera sono interconnessi, dove un indebolimento del vortice polare è correlato a uno spostamento verso l’equatore del jet stream e viceversa (Kidston et al., 2015).

La scoperta che le anomalie del Modo Annuale del Nord (NAM) si propagano dallo stratosfero fino alla superficie terrestre è generalmente attribuita a Baldwin e Dunkerton (1999), sebbene altri studi avessero già osservato anomalie nella circolazione stratosferica che si estendevano fino all’alta troposfera in precedenza (Boville, 1984; Kodera et al., 1990; Perlwitz e Graf, 1995; Kuroda e Kodera, 1998; Thompson e Wallace, 1998). Analogamente, la discesa delle anomalie del Modo Annuale del Sud (SAM) dallo stratosfero alla superficie è stata documentata per la prima volta da Thompson e Solomon (2002), in correlazione con i cambiamenti climatici nell’emisfero sud.

Le anomalie dei modi annulari tendono a persistere più a lungo nello stratosfero, ma nei mesi in cui il vortice polare è particolarmente attivo (gennaio-febbraio nell’emisfero nord e novembre-dicembre nell’emisfero sud) e fortemente connesso con la troposfera, anche i tempi nella troposfera tendono ad allungarsi (Kidston et al., 2015; Gerber e Martineau, 2018). Durante questi periodi, le anomalie stratosferiche dei modi annulari sono spesso seguite da anomalie simili nella troposfera, che talvolta possono durare fino a due mesi nell’emisfero nord e ancora di più nell’emisfero sud (Thompson et al., 2005). Un leggero ritardo nell’apparizione delle anomalie troposferiche concomitanti suggerisce che queste potrebbero propagarsi verso il basso (Baldwin e Dunkerton, 2001), una dinamica confermata da studi di modellazione che dimostrano un’influenza fisica concreta dello stratosfero sul comportamento della troposfera e della superficie (Kidston et al., 2015).

D’altra parte, è importante notare che i modi annulari derivati dalle Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF) non rappresentano necessariamente modelli fisici di variabilità e la formulazione di una teoria dinamica per la loro propagazione verso il basso è ancora oggetto di studio. Considerando la massa relativamente esigua dello stratosfero, il suo impatto sulla troposfera deriva presumibilmente dalla sensibilità della dinamica troposferica ai cambiamenti nello stratosfero, rafforzata dai feedback degli eddy, che sono cruciali per amplificare la risposta troposferica e contribuire alla sua durata.

Un’altra interpretazione degli effetti dello stratosfero sul getto dell’Atlantico suggerisce che la marcata risposta deriva da un cambio di regime tra tre posizioni preferenziali del getto, anziché da un semplice movimento latitudinale (Maycock et al., 2020; Goss et al., 2021). Tra i meccanismi suggeriti per comunicare gli effetti dinamici dallo stratosfero alla troposfera figurano l’inversione non locale del vortice potenziale (Charlton et al., 2005), l’effetto indotto da una circolazione meridionale secondaria (Song e Robinson, 2004), e le conseguenze delle onde che, propagandosi verso l’alto, o sono riflesse verso il basso o alterano le proprietà rifrattive dello stratosfero inferiore attraverso le interazioni onde-corrente media (Perlwitz e Harnik, 2004). Nonostante ciò, nessuno di questi meccanismi dinamici proposti riesce a spiegare tutti gli aspetti dell’influenza verso il basso dello stratosfero.

Un fattore che complica ulteriormente la situazione è la grande varietà degli eventi stratosferici anomali, che non sempre si estendono nella troposfera o fino alla superficie (Karpechko et al., 2017). Nell’emisfero nord, questa diversità è principalmente legata ai vari tipi di riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSWs) (Sez. 2.5), con un impatto sulla superficie osservabile solo in circa due terzi degli eventi (Domeisen, 2019; Hall et al., 2021a). Le caratteristiche che influenzano la trasmissione verso il basso di un SSW rimangono poco chiare, e non è ancora possibile prevedere all’inizio di un evento se questo avrà un effetto superficiale evidente (Baldwin et al., 2021). Quando l’influenza verso il basso si verifica, gli effetti superficiali degli eventi di divisione del vortice appaiono in media una settimana prima rispetto agli eventi di spostamento, almeno secondo i dati di rianalisi (Seviour et al., 2016; Hall et al., 2021a). D’altra parte, studi di modello da Maycock e Hitchcock (2015) indicano che non vi è una dipendenza significativa dal tipo di SSW e suggeriscono che mancano le prove sufficienti per differenziare gli effetti tra eventi di divisione e spostamento.

Dagli ultimi studi sulle anomalie dei modi annulari discendenti, emerge chiaramente un legame tra gli episodi di clima estremo in superficie e l’intensità del vortice polare (Kidston et al., 2015; Domeisen e Butler, 2020), nonché con la fase del QBO a causa delle sue connessioni remote con il vortice polare (Sez. 4.1). Eventi climatici estremi influenzati in modo significativo dallo stratosfero sono stati dettagliatamente analizzati da Domeisen e Butler (2020), mostrando una vasta gamma di manifestazioni con alcune connessioni stratosferiche più consolidate di altre. La connessione è particolarmente marcata e stabile nell’Atlantico settentrionale (Charlton-Perez et al., 2018), dove un indebolimento del vortice polare o un evento di riscaldamento stratosferico improvviso è spesso collegato a ondate di freddo in Europa e nell’est degli Stati Uniti (King et al., 2019), nonché a irruzioni di aria fredda sull’Atlantico nord-orientale (Afargan-Gerstman et al., 2020).

Invece, un vortice polare artico particolarmente forte, tipico delle fasi orientali del QBO (Sez. 4.1), è correlato a venti superficiali intensi e cicloni più potenti, aumentando il rischio di tempeste e piogge intense nel nord-ovest dell’Europa (Kidston et al., 2015).

Nell’emisfero sud, un indebolimento del vortice polare e un indice SAM negativo nella bassa stratosfera di solito comportano estremi di caldo e secco in Australia (Lim et al., 2019a, 2021), condizioni più fresche e umide nel sud dell’America del Sud (Lim et al., 2018) e temperature più alte in Antartide, tranne che nella Penisola di Palmer, dove sono più probabili condizioni fredde e asciutte (Thompson et al., 2005; Lim et al., 2018). Un indice SAM positivo, invece, tende a portare notevoli abbassamenti di temperatura in Antartide e in gran parte dell’Australia, riscaldamento nella Penisola di Palmer, e condizioni calde e asciutte nel sud dell’America del Sud, Nuova Zelanda e Tasmania, mentre Australia e Sudafrica sono più soggetti a condizioni di umidità anomale (Gillett et al., 2006; Garreaud, 2018).

La figura illustra le anomalie medie del vento zonale a 10 hPa e 60°S durante i mesi di settembre a novembre, utilizzando diversi set di dati per analizzare la forza del vortice polare nell’emisfero sud.

  1. Curva solida rossa: Questa rappresenta le anomalie rilevate dai dati ERA-Interim, che fungono da osservazioni effettive per il periodo considerato. ERA-Interim è un dataset riconosciuto che offre una ricostruzione affidabile delle condizioni meteorologiche globali.
  2. Punti neri: Indicano le previsioni retrospettive, o “hindcasts”, che sono state inizializzate intorno al 1° agosto. Queste previsioni sono basate su modelli che utilizzano dati storici per simulare il comportamento futuro dell’atmosfera.
  3. Curva tratteggiata rossa: Mostra la media di queste previsioni ensemble, che aggrega i risultati di molteplici simulazioni per fornire una stima più robusta e meno soggetta a fluttuazioni casuali rispetto a singole previsioni.

Il grafico evidenzia anche una correlazione interannuale di 0.73, mostrata nella parte superiore. Questo valore indica un alto grado di concordanza tra le previsioni ensemble e i dati ERA-Interim, suggerendo che il modello utilizzato per le previsioni è abbastanza accurato nel replicare le variazioni osservate del vento zonale.

Questa analisi è cruciale per la comprensione delle dinamiche del vortice polare e dei loro effetti potenziali sul clima delle regioni a latitudini elevate, offrendo uno strumento prezioso per la valutazione e il miglioramento delle previsioni climatiche e meteorologiche.

La figura in esame illustra l’evoluzione delle previsioni dell’insieme per il vento zonale stratosferico a 10 hPa e 60°N durante due distinti periodi invernali, ognuno rappresentato da 24 membri dell’insieme.

Dettagli principali della figura:

  • Linee Nere Multiple: Ognuna di queste linee rappresenta il percorso giornaliero del vento zonale per un singolo membro dell’insieme durante gli inverni specificati. Le diverse traiettorie riflettono la variazione tra i membri dell’insieme nella previsione dell’intensità del vento zonale.
  • Linea Orizzontale a 0 m/s: Questa soglia indica il punto in cui si verificano eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), caratterizzati da un’inversione o un forte rallentamento dei venti zonali che può influenzare il clima a latitudini medie e alte.
  • Linea Orizzontale a 48 m/s: Questa soglia corrisponde agli eventi di vortice polare stratosferico (SPV), che si manifestano con venti zonali particolarmente forti e indicano un vortice polare consolidato e attivo.

Osservazioni chiave dalla figura:

  • L’ampia varietà nelle traiettorie dei venti zonali riflette una sostanziale incertezza nelle previsioni del comportamento dei venti per ogni inverno considerato. La variabilità tra i membri dell’insieme mostra quanto possano differire le previsioni future basate su differenti set iniziali di dati e modelli.
  • La diversità nei profili di attraversamento delle linee di soglia tra i due inverni suggerisce che la probabilità di eventi SSW e SPV può variare significativamente da un inverno all’altro. Nel primo inverno, molte più traiettorie superano la soglia di 0 m/s rispetto al secondo, indicando una maggiore probabilità di eventi SSW in quel periodo.

Implicazioni per la previsione:

Questa analisi dimostra il valore delle previsioni basate su insiemi nel fornire una stima del rischio di eventi dinamici significativi come gli SSW o gli SPV, estendendo la capacità di previsione oltre il limite tradizionale di poche settimane. Tale approccio può essere estremamente utile per prevedere e gestire gli impatti dei cambiamenti nella dinamica stratosferica sul clima delle regioni settentrionali, offrendo strumenti preziosi per la pianificazione a lungo termine e la mitigazione dei rischi associati alle variazioni climatiche.

La Figura 17 rappresenta un diagramma di tipo “dripping paint” (gocciolamento di vernice) e utilizza una rappresentazione composita di un indice NAM (Northern Annular Mode) non dimensionale per illustrare la discesa delle anomalie del NAM dalla stratosfera verso la troposfera. Questo metodo grafico è impiegato per esaminare la dinamica associata sia a eventi di vortice polare debole sia a quelli di vortice polare forte.

Dettagli principali della figura:

  • (a) Eventi di vortice debole: Questo pannello rappresenta 18 episodi di vortice polare debole, come i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSWs), evidenziati con sfumature di giallo e rosso. Le anomalie negative dell’indice NAM, che corrispondono a un indebolimento del vortice polare, sono rappresentate dai colori più caldi. Questi eventi sono identificati quando l’indice a 10 hPa scende al di sotto del valore di -3.0.
  • (b) Eventi di vortice forte: Il secondo pannello mostra 30 episodi di vortice polare forte, visualizzati in tonalità di blu. Le anomalie positive dell’indice NAM, che indicano un vortice polare robusto e ben definito, sono colorate in blu. Questi eventi si verificano quando l’indice a 10 hPa supera il valore di +1.5.

Caratteristiche Comuni:

  • Linea orizzontale: La linea orizzontale in entrambi i pannelli indica l’ubicazione approssimativa della tropopausa extratropicale, che demarca il confine tra la stratosfera superiore e la troposfera inferiore.
  • Intensità delle anomalie: Le anomalie sono visualizzate con gradazioni di colore che variano a intervalli di 0.25 e sono delineate da contorni bianchi a intervalli di 0.5. Questo aiuta a distinguere la profondità e l’intensità delle anomalie dell’indice NAM attraverso diverse quote atmosferiche.

Implicazioni e utilità del diagramma:

Il diagramma “dripping paint” è particolarmente efficace per mostrare come eventi significativi nella stratosfera, che alterano la forza del vortice polare, possano influenzare i processi meteorologici nella troposfera. Monitorare la propagazione verticale di queste anomalie fornisce una comprensione più profonda del legame tra la dinamica stratosferica e le condizioni meteorologiche al suolo, inclusi gli impatti potenziali sul clima e sul tempo nelle regioni a latitudini medio-alte. Queste informazioni sono cruciali per migliorare la previsione del tempo e per comprendere i cambiamenti climatici globali.

6.2 Basse latitudini

Recentemente, lo studio di Haynes et al. (2021) ha esaminato l’effetto della stratosfera sulla troposfera tropicale. Di conseguenza, ci concentreremo qui solo sugli sviluppi dinamici più rilevanti. Le prime evidenze di una possibile interazione tra la stratosfera e la troposfera tropicale sono emerse quando Gray (1984) ha osservato una correlazione tra la frequenza degli uragani nell’Atlantico e le fase del QBO. Già in precedenza, tuttavia, Angell et al. (1969) avevano ipotizzato che il QBO potesse influenzare la frequenza dei tifoni nel Pacifico. Studi più recenti, come quelli di Ho et al. (2009) e Camargo e Sobel (2010), hanno messo in dubbio la solidità di queste correlazioni e una spiegazione dinamica chiara è ancora assente.

A differenza delle dinamiche delle latitudini più alte, quelle tropicali sono particolarmente influenzate dalla minore intensità del parametro di Coriolis. Questo comporta che, diversamente da quanto avviene nelle regioni extratropicali, le scale verticali derivate dalla dinamica di equilibrio sono troppo limitate per poter chiarire un’eventuale connessione tra la stratosfera e la troposfera. Le ipotesi correnti su un possibile collegamento tropicale tra stratosfera e troposfera si basano sull’idea che le variazioni nella tropopausa e nella bassa stratosfera influenzino l’intero comportamento della troposfera tropicale. In particolare, la variabilità in stratosfera è guidata dal QBO, e circa 3 km sopra la tropopausa, i flussi di vento est-ovest alternati iniziano a perdere forza significativamente e non si estendono fino alla troposfera. Le variazioni nella temperatura QBO si estendono un poco più in basso, con un segnale che può essere rilevato fino a circa 15 gradi da entrambi i lati dell’equatore vicino alla tropopausa, anche se queste variazioni sono modeste (circa 0,5 K) rispetto al ciclo annuale dominante. Le anomalie di temperatura e circolazione create a questo livello hanno un impatto verso il basso sulla convezione tropicale, legando così il QBO alla troposfera tropicale. Le variazioni spaziali nella convezione aiutano a spiegare perché il segnale del QBO nella troposfera non sia più uniformemente distribuito come nella stratosfera. Ad oggi, però, nessuno dei meccanismi fisici proposti è riuscito a spiegare completamente le ampie variazioni geografiche dell’effetto del QBO sulla troposfera tropicale.

L’influenza del QBO sulla convezione tropicale è principalmente ciò che lo collega all’oscillazione Madden-Julian (MJO), un fattore dominante nella variabilità intrasstagionale della troposfera tropicale. Durante l’inverno nell’emisfero nord, quasi il 40% delle variazioni annuali nell’ampiezza dell’MJO sono legate al QBO. In particolare, l’MJO risulta più forte e persistente, fino a 10 giorni in più, quando il QBO è in fase verso ovest nella bassa stratosfera. Al contrario, una fase verso est del QBO durante l’inverno favorisce un MJO più debole del normale.

La comprensione della relazione tra il QBO e l’MJO è ancora in una fase iniziale, e molto resta da fare per sviluppare un meccanismo operativo efficace. Tuttavia, questa relazione è particolarmente importante perché suggerisce un percorso di collegamento tra la stratosfera e la troposfera extratropicale attraverso le connessioni a distanza dell’MJO con le alte latitudini. Le implicazioni di questa interazione sono state esplorate in dettaglio nel lavoro di Martin et al. (2021), e quindi non verranno ulteriormente discusse qui.

Anche la troposfera tropicale e l’MJO sono influenzati dagli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW). Un meccanismo proposto suggerisce che durante un SSW, l’intensificazione della circolazione meridionale (circuito di Brewer-Dobson) raffredda la bassa stratosfera e la tropopausa tropicali. Le anomalie che ne derivano influenzano la convezione tropicale in modo simile alle variazioni causate dalla circolazione secondaria del QBO. Inoltre, durante un SSW, intrusioni di potenziale vorticoso a livello di tropopausa dai subtropici possono impattare la parte alta della troposfera tropicale, creando un percorso alternativo dai subtropici alla troposfera tropicale.

Le ripercussioni dell’influenza della stratosfera sulla troposfera tropicale si manifestano con un’intensificazione dell’attività convettiva e delle precipitazioni nella parte occidentale del Pacifico tropicale e una diminuzione nella parte centrale e orientale equatoriale del Pacifico, soprattutto quando il QBO è diretto verso ovest nella bassa stratosfera. Inoltre, durante gli SSW, la convezione equatoriale è più intensa a sud dell’Equatore e ridotta a nord, in particolare durante gli eventi di scissione del vortice. In questo contesto, i cicloni tropicali tendono a intensificarsi, mentre l’intensità e le precipitazioni dei monsoni sono sensibili alla fase del QBO. Ad esempio, il monsone invernale dell’Asia orientale è generalmente più debole quando il QBO è in fase verso ovest rispetto a quando è in fase verso est.

6.3 Migliorare le previsioni troposferiche

Le potenti influenze della stratosfera e i suoi lunghi tempi di previsione sono due motivi fondamentali per cui essa è cruciale nelle previsioni troposferiche, come discusso in dettaglio da Scaife et al. (2022). I modelli climatici che meglio risolvono le dinamiche stratosferiche tendono a produrre simulazioni più accurate del clima superficiale e previsioni più affidabili per i periodi sub-stagionali e stagionali, grazie soprattutto a condizioni iniziali più precise e a una migliore rappresentazione della variabilità stratosferica.

Nelle regioni extratropicali, la capacità di predizione migliora significativamente dopo gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), e in aprile si possono ottenere dettagli predittivi addizionali analizzando la struttura verticale del riscaldamento finale. Nei tropici, la prevedibilità dell’oscillazione Madden-Julian (MJO) è sensibilmente influenzata dal QBO, mostrando quanto profondamente interconnessi siano questi fenomeni atmosferici.

La stratosfera gioca un ruolo altrettanto importante per le previsioni extratropicali perché fornisce vie attraverso cui possiamo accedere a fonti di abilità predittiva estesa, che includono fenomeni come El Niño (ENSO), la copertura nevosa in Eurasia e il ghiaccio marino nell’Artico. Questi fattori, insieme agli effetti del ciclo solare e delle eruzioni vulcaniche, anche se non dettagliatamente esplorati qui, dimostrano come la stratosfera sia interconnessa con eventi di grande portata.

Per una comprensione più approfondita e indipendente del ruolo della stratosfera nelle previsioni a lungo termine, il lavoro di Scaife et al. (2022) offre una prospettiva aggiornata e dettagliata.

La figura mostra come migliorano le previsioni delle anomalie dell’altezza geopotenziale nel polo sud, oltre i 60°S, quando si aumenta la risoluzione verticale del modello di previsione sopra i 100 hPa. Questo studio è stato condotto su serie di previsioni di 30 giorni iniziate a metà novembre per gli anni dal 1979 al 2008.

Nel grafico, l’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica in hPa, che diminuisce all’aumentare dell’altitudine, partendo da 1000 hPa vicino al suolo fino a 10 hPa nella stratosfera alta. L’asse orizzontale mostra il tempo in giorni, dal terzo al ventottesimo giorno di previsione.

Le linee chiare indicano i contorni di miglioramento percentuale nelle capacità di previsione, mentre le aree colorate illustrano i livelli specifici di miglioramento, con il giallo che rappresenta i miglioramenti più significativi, fino al 50% o più. Questo miglioramento si evidenzia particolarmente nelle previsioni da tre a quattro settimane dopo l’inizio.

Il grafico evidenzia come un incremento nella risoluzione del modello porti a previsioni più precise dell’altezza geopotenziale nella troposfera, con un miglioramento medio del 5% in alcune parti del periodo analizzato. Importante notare che la scala dei colori usata per rappresentare il miglioramento è non lineare, come indicato nella legenda.

Questa analisi è tratta da uno studio pubblicato da Roff et al. nel 2011 e include i diritti dell’American Geophysical Union.

7 Questioni irrisolte

La variabilità dinamica della stratosfera è abbastanza compresa attraverso la teoria dell’interazione onda-flusso medio, ma le stesse osservazioni continuano a riservare sorprese agli scienziati, proprio come accadde con le scoperte degli SSW e del QBO. Per esempio, nel 2002 si è registrato per la prima volta uno SSW nell’emisfero sud, e negli anni 2016 e 2019 i cicli quasi regolari di venti est-ovest del QBO sono stati inaspettatamente interrotti. Queste anomalie hanno spinto a riconsiderare quanto profondamente la stratosfera extratropicale possa influenzare i tropici, nonostante il modello teorico di base rimanga valido.

Tuttavia, tali interruzioni e l’evento dello SSW nell’emisfero sud suggeriscono che il periodo di osservazione attuale, che copre solo 27 cicli del QBO fino al 2016, potrebbe non essere sufficientemente lungo per catturare l’intera gamma di variabilità dinamica stratosferica. Di conseguenza, resta incerto se eventi così rari o estremi siano parte della variabilità naturale o se siano segnali dell’impatto delle attività umane sulla stratosfera.

Un’altra questione aperta riguarda la variabilità pluriennale del vortice polare nei modelli climatici, che necessita di ulteriori osservazioni per essere pienamente compresa. Studi hanno mostrato che potrebbero esistere meccanismi dinamici interni capaci di generare variazioni a bassa frequenza nel vortice polare, anche senza l’intervento di forze esterne. Inoltre, l’esistenza di questa variabilità a bassa frequenza è supportata da variazioni decennali nella frequenza degli SSW osservate nei dati meteorologici di superficie. Resta da vedere se queste evidenze siano effettivamente sintomi di una variabilità stratosferica intrinseca o se derivino dalle variazioni nei collegamenti tra stratosfera e troposfera su scale di tempo interdecennali.

La nostra comprensione dell’effetto della variabilità stratosferica e del suo impatto verso il basso non è ancora abbastanza profonda da determinare con certezza quali fenomeni avranno un impatto significativo sulla superficie terrestre. Allo stesso modo, il legame tra la stratosfera tropicale e quella extratropicale rimane un mistero non completamente risolto. I modelli attuali hanno difficoltà a simulare queste connessioni a lunga distanza, sia verso la troposfera che tra diverse regioni geografiche. Approfondire la nostra comprensione di questi meccanismi aiuterà a migliorare i modelli climatici, rendendoli più capaci di prevedere eventi estremi e altri fenomeni meteorologici significativi che dipendono dalla variabilità stratosferica.

Un altro problema significativo è rappresentato dalla risposta della variabilità stratosferica ai cambiamenti climatici e dai conseguenti feedback sul clima della troposfera. Nelle regioni extratropicali, la reazione prevista è incerta a causa di effetti opposti quasi bilanciati, tra cui il raffreddamento radiativo dovuto all’aumento della CO2 e il riscaldamento adiabatico causato da una più rapida circolazione di Brewer-Dobson. Nei tropici, invece, sembra probabile un indebolimento del QBO, ma rimangono molte incertezze su come cambierà il periodo del QBO. Queste incertezze sono legate alla rappresentazione insufficiente delle onde di gravità a piccola scala nei modelli, dovuta alla mancanza di dati osservativi dettagliati.

Infine, è ben noto da oltre cinquant’anni che la stratosfera è particolarmente sensibile agli effetti delle attività umane, con particolare riguardo per la salute dello strato di ozono. Sebbene il Protocollo di Montreal sia stato creato per proteggere questo strato vitale, altre attività umane, come gli incendi boschivi, le proposte di geoingegneria, il turismo spaziale e i voli ricreativi ad alta quota, potrebbero alterare significativamente la stratosfera, influenzando così il clima e il meteo a livello superficiale. Questi cambiamenti potrebbero aumentare il rischio di eventi meteorologici estremi, evidenziando la necessità di proseguire con la ricerca e il monitoraggio della stratosfera e di sviluppare nuovi accordi internazionali per regolamentare le attività umane che impattano la variabilità stratosferica, senza portare benefici significativi alla società.

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

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