Ruolo dei Processi Stratosferici nel Cambiamento Climatico: Progressi e Sfide

Ruolo dei Processi Stratosferici nel Cambiamento Climatico: Progressi e Sfide
Wenshou TIAN^1, Jinlong HUANG^1, Jiankai ZHANG^1, Fei XIE^2, Wuke WANG^3,4, e Yifeng PENG^1
^1College of Atmospheric Sciences, Università di Lanzhou, Lanzhou 730000, Cina
^2Scuola di Scienze dei Sistemi, Università Normale di Pechino, Pechino 100875, Cina
^3Dipartimento di Scienze Atmosferiche, Università di Geoscienze della Cina, Wuhan 430078, Cina
^4Centro per il Clima Severo e i Pericoli Idrogeologici, Wuhan 430078, Cina
(Ricevuto il 14 novembre 2022; revisionato l’8 febbraio 2023; accettato il 3 marzo 2023)

RIASSUNTO
In questa rassegna, invece di riassumere tutti i progressi e gli sviluppi compiuti nella ricerca stratosferica, vengono evidenziati i principali progressi e i nuovi sviluppi nel coupling stratosfera-troposfera e nelle interazioni chimica-stratosfera-clima, e si discutono alcune questioni eccezionali e grandi sfide. È stato raggiunto un consenso sul fatto che lo stato stratosferico è una fonte importante per migliorare la prevedibilità della troposfera su scale temporali sub-stagionali a stagionali (S2S) e oltre. Tuttavia, applicare i segnali stratosferici nei modelli di previsione operativi S2S rimane una sfida a causa delle carenze dei modelli e delle complessità dei meccanismi sottostanti al coupling stratosfera-troposfera. La chimica stratosferica, che controlla l’entità e la distribuzione di molti importanti agenti forzanti del clima, gioca un ruolo critico nel cambiamento climatico globale. Sono state trovate prove convincenti che il depauperamento e il recupero dell’ozono stratosferico hanno causato significativi cambiamenti climatici troposferici, e studi più recenti hanno rivelato che le variazioni dell’ozono stratosferico possono persino influenzare le temperature superficiali del mare e il ghiaccio marino. Anche gli impatti climatici degli aerosoli stratosferici e del vapore acqueo sono importanti. Sebbene i loro contributi quantitativi alla forzatura radiativa siano stati ragionevolmente ben quantificati, persistono ancora grandi incertezze sui loro impatti a lungo termine sul clima. I progressi e i nuovi livelli di comprensione presentati in questa rassegna suggeriscono che le interazioni dell’intera atmosfera devono essere considerate in futuro per una comprensione migliore e più approfondita del coupling stratosfera-troposfera e del suo ruolo nel cambiamento climatico.

1. Introduzione
Beneficiando di quantità sempre maggiori di dati e di modelli climatici più complessi, significativi progressi sono stati realizzati negli ultimi decenni nella comprensione del clima della Terra, passato e futuro. Una serie di rapporti di valutazione sui cambiamenti climatici prodotti dal Panel Intergovernativo sui Cambiamenti Climatici (IPCC) conferma che l’aumento dei gas serra (GHG) e degli aerosol sono state le principali forzanti esterne dei cambiamenti climatici negli ultimi due secoli. Tuttavia, l’entità e l’importanza dei cambiamenti climatici osservati sono ancora oggetto di ampio dibattito, e la nostra comprensione fisica di molti componenti del sistema climatico e del loro ruolo nei cambiamenti climatici rimane incompleta (IPCC, 2001, 2014, 2021).
Tra i ruoli dei vari componenti del sistema climatico nei cambiamenti climatici, quello dei processi stratosferici è stato uno degli argomenti più discussi negli ultimi trent’anni. Nel 1992, è stato fondato un progetto chiamato Processi Stratosfera-Troposfera e il loro Ruolo nel Clima (SPARC) come progetto centrale del Programma di Ricerca sul Clima Mondiale. Questo progetto mira a comprendere come i processi chimici e fisici atmosferici nella stratosfera interagiscano con il sistema climatico della Terra. Dopo 30 anni dall’implementazione di questo progetto, l’importanza della stratosfera nella modulazione e regolazione della variabilità e delle tendenze climatiche è ora ampiamente riconosciuta, e alcuni grandi progressi sono stati raggiunti nonostante rimangano ancora grandi sfide (SPARC, 2022).
In una recente panoramica complessiva della ricerca di Baldwin et al. (2019), sono stati presentati i progressi nella comprensione della stratosfera e della mesosfera negli ultimi 100 anni, coprendo una vasta gamma di direzioni e aspetti in questo campo. Nel frattempo, altri articoli di revisione recenti hanno presentato descrizioni più dettagliate dei progressi fatti su alcuni argomenti o questioni specifiche (ad esempio, Kidston et al., 2015; Butler et al., 2019; Baldwin et al., 2021, Haynes et al., 2021; Butchart, 2022). Dopo 100 anni di ricerca, la nostra comprensione dei processi dinamici e chimici nella stratosfera è notevolmente avanzata. Inoltre, è ora ampiamente accettato che i processi stratosferici abbiano importanti impatti sul tempo atmosferico e sul clima troposferico su varie scale temporali, e i modelli climatici con una stratosfera ben risolta possono fornire previsioni climatiche più accurate.
Nonostante i significativi progressi nella comprensione dei processi stratosferici, il loro ruolo nei cambiamenti climatici rimane un tema di dibattito. Le vie, le scale temporali e i meccanismi sottostanti attraverso cui i processi stratosferici influenzano il tempo atmosferico e il clima troposferico devono ancora essere ulteriormente chiariti. In questa recensione, non intendiamo dettagliare tutti i progressi e i progressi compiuti nella ricerca stratosferica; piuttosto, ci concentreremo sul coupling tra la stratosfera e la troposfera e discuteremo come e in che misura i processi stratosferici modulino il tempo atmosferico troposferico o modellino la variabilità e le tendenze climatiche. Facendo ciò, intendiamo anche evidenziare questioni di interesse scientifico attuale nella ricerca stratosferica.
Nella sezione 2, vengono discussi gli impatti dei processi termodinamici e dinamici sul tempo atmosferico e sui cambiamenti climatici. Nella sezione 3, vengono presentati gli impatti dei processi chimici stratosferici sulla troposfera. Un riassunto e delle osservazioni conclusive sono dati nella sezione 4.

2. Ruolo dei processi termodinamici e dinamici
È ben noto che le variazioni nella circolazione stratosferica sono fortemente governate dai processi troposferici sottostanti. Tuttavia, la stratosfera è ben lungi dall’essere un semplice spettatore passivo delle influenze troposferiche. Infatti, esiste un accoppiamento bidirezionale tra la stratosfera e la troposfera. Le diverse variabilità della circolazione stratosferica e dello stato termico possono esercitare un’influenza sulla troposfera sottostante su diverse scale temporali. Pertanto, la conoscenza degli stati stratosferici è stata identificata come importante per migliorare la prevedibilità della troposfera su scale temporali sub-stagionali a stagionali (S2S) e oltre (ad esempio, Sigmond et al., 2013; Rao et al., 2019, 2020a, b; Domeisen et al., 2020a; Huang et al., 2021). Oltre al suo ruolo nella previsione S2S, la comunità scientifica ha raggiunto un consenso sul fatto che i processi stratosferici dovrebbero essere ben rappresentati nei modelli climatici per valutare accuratamente i cambiamenti climatici futuri (ad esempio, Baldwin et al., 2019), sottolineando così l’importanza di tali processi nella variabilità climatica.

2.1. Impatti su Scale Temporali Sinottiche e S2S
La più grande variabilità dinamica su scale temporali S2S si verifica nella stratosfera polare dove esiste il vortice polare stratosferico (SPV). L’SPV si forma principalmente attraverso il raffreddamento radiativo. Più specificamente, il forte contrasto nelle temperature dell’aria stratosferica tra i poli e le basse latitudini porta alla formazione di un vortice circumpolare in entrambi gli emisferi. L’SPV nell’emisfero nord mostra una variabilità maggiore rispetto al suo corrispettivo nell’emisfero sud, a causa di una forzatura ondulatoria più forte che è strettamente legata a catene montuose più grandi e a un maggiore contrasto terra-mare nell’emisfero nord (ad esempio, Held et al., 2002; Rao e Ren, 2020). La forza e la posizione dell’SPV sono largamente influenzate dalle onde di Rossby su scala planetaria, che si propagano verticalmente nella stratosfera polare e si frantumano (Charney e Drazin, 1961; Matsuno, 1971). In casi estremi, gli effetti della frantumazione delle onde planetarie portano a un indebolimento drammatico dell’SPV con una inversione dei venti climatologici occidentali, un fenomeno ben noto come riscaldamento stratosferico improvviso (SSW); Schoeberl, 1978; Quiroz, 1986; Baldwin et al., 2021). Gli SSW si verificano più frequentemente nell’emisfero nord rispetto a quello sud; per esempio, si verificano circa sei volte per decennio nell’emisfero nord (ad esempio, Charlton e Polvani, 2007; Hu et al., 2014; Butler et al., 2015), con più eventi a gennaio e febbraio, mentre solo un evento maggiore (nel settembre 2002) è stato osservato dall’era dei satelliti moderni nell’emisfero sud (Krüger et al., 2005). Da notare che all’inizio di settembre 2019 si è verificato un evento simile nell’emisfero sud, ma non ha soddisfatto i criteri stabiliti per un SSW maggiore (Rao et al., 2020b).

Come forma più drammatica di variabilità dell’SPV (vortice polare stratosferico), gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) hanno impatti importanti sul tempo atmosferico e sul clima troposferico, particolarmente nell’emisfero nord. Le anomalie stratosferiche associate agli SSW si estendono verso il basso fino alla stratosfera più bassa, dove durano in media da uno a due mesi, e di conseguenza raggiungono la superficie, influenzando il tempo atmosferico troposferico (Baldwin e Dunkerton, 2001; Hitchcock e Simpson, 2014; Karpechko et al., 2017; Zhang et al., 2019b). Compositi del Modo Annuale Nordico (NAM), come presentato in studi precedenti (ad esempio, Baldwin e Dunkerton 2001, Hitchcock e Simpson, 2014; Rao et al., 2019; Liang et al., 2022b; Lu et al., 2022), rimangono l’approccio comune per diagnosticare il coupling tra stratosfera e troposfera a seguito degli SSW. Qui, aggiorniamo questi risultati compositi con 46 eventi SSW basati sui dati di rianalisi ERA5, come mostrato in Fig. 1. La risposta troposferica canonica agli SSW è una fase negativa del NAM, corrispondente a uno spostamento equatoriale delle tracce delle tempeste, intense irruzioni di aria fredda e forti nevicate su gran parte dell’emisfero nord temperato (Baldwin e Dunkerton, 2001; Charlton e Polvani, 2007; Kolstad et al., 2010; Wang e Chen, 2010; Yu et al., 2015, 2018; Kretschmer et al., 2018; Huang e Tian, 2019; Rao et al., 2019; Domeisen e Butler, 2020; Huang et al., 2021).

Nonostante ci siano prove corroboranti che l’SPV possa influenzare il tempo atmosferico troposferico, i meccanismi dinamici attraverso cui le anomalie di circolazione associate agli SSW inducono cambiamenti nel tempo atmosferico superficiale sono ancora oggetto di indagine. Sono stati proposti diversi meccanismi nella letteratura, ma non è stato raggiunto un consenso. Alcuni studi hanno sostenuto che gli SSW influenzano principalmente il tempo atmosferico troposferico modulando l’Oscillazione Artica o l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) nella troposfera (Baldwin e Dunkerton, 2001; Charlton e Polvani, 2007; Scaife et al., 2016; Baldwin et al., 2021), mentre altri hanno riportato che gli SSW possono indurre cambiamenti nei regimi del tempo atmosferico troposferico, come il blocco troposferico e i getti spinti dalle onde (ad esempio, Maycock et al., 2020; Huang et al., 2017), così come il trasporto emisferico di masse d’aria fredde alle medie-alte latitudini (Huang et al., 2021), e quindi cambiamenti nei modelli meteorologici. Inoltre, studi precedenti hanno collegato i cambiamenti di massa o pressione alla superficie con le variazioni dell’SPV (ad esempio, Yu et al., 2014; Yu e Ren, 2019; Zhang e Tian, 2019).

Altri meccanismi sono stati dimostrati essere importanti per il coupling dinamico tra la stratosfera e la troposfera, come le modulazioni troposferiche delle anomalie di vorticità potenziale stratosferica (ad esempio, Hoskins et al., 1985; Hartley et al., 1998), il principio di “controllo verso il basso” (ad esempio, Haynes et al., 1991), l’influenza stratosferica sull’instabilità baroclinica troposferica (ad esempio, Wittman et al., 2007), e la riflessione stratosferica delle onde planetarie che si propagano verticalmente dalla troposfera (ad esempio, Perlwitz e Harnik, 2003). Tuttavia, nessuno dei meccanismi sopra menzionati è sempre attivo nel coupling tra la stratosfera polare e la troposfera.

Gli impatti del SPV (vortice polare stratosferico) sul tempo atmosferico e sul clima troposferico sono ormai ben riconosciuti, e quindi la comunità di previsione ha suggerito che gli SSW (riscaldamenti stratosferici improvvisi) forniscono informazioni utili per migliorare la capacità di previsione del tempo atmosferico superficiale nell’emisfero nord su scale temporali S2S (ad esempio, Sigmond et al., 2013; Rao et al., 2019, 2020a, b; Domeisen et al., 2020a; Huang et al., 2021), e anche su scale temporali sinottiche (Huang et al., 2022). Per una discussione approfondita su come la nostra comprensione migliorata dello stato della stratosfera e i suoi legami dinamici con la troposfera abbiano contribuito a migliorare la prevedibilità della troposfera su scale temporali S2S, si rimanda alla recensione di Butler et al. (2019). Tuttavia, applicare questa competenza nei modelli di previsione, inclusi i modelli S2S e operativi, rimane una sfida, in parte a causa della complessità dei meccanismi fisici responsabili degli impatti degli SSW sul tempo atmosferico superficiale nelle extratropici settentrionali (vedi discussione sopra). Un’altra ragione è che una previsione robusta della stratosfera su scale temporali sub-stagionali non è ancora stata raggiunta (ad esempio, Domeisen et al., 2020b). Più di recente, è stato avviato il progetto SNAPSI (Stratospheric Nudging And Predictable Surface Impacts) dalla comunità SPARC (Hitchcock et al., 2022), che mira a migliorare ulteriormente la nostra comprensione del ruolo delle perturbazioni dell’SPV nella prevedibilità superficiale dei modelli S2S.

La dinamica dell’SPV e le sue influenze corrispondenti sulla troposfera sono state intensamente investigate per diversi decenni, e sebbene qui non si rivedano tutti gli sviluppi, mettiamo in evidenza le sfide rilevanti che è importante affrontare in futuro. Per una recensione dettagliata della dinamica dell’SPV e delle sue influenze troposferiche, si rimanda alle recenti recensioni di, ad esempio, Kidston et al. (2015), Baldwin et al. (2019, 2021), Butler et al. (2019) e Butchart (2022).

Nella stratosfera tropicale inferiore, esiste una caratteristica dominante nel campo dei venti zonali chiamata Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), scoperta negli anni ’60 e ’70 (Reed et al., 1961; Angell e Korshover, 1964; Belmont e Dartt, 1968). La QBO è caratterizzata da una regolare mitigazione verso il basso dei flussi orientali e occidentali su un periodo di circa 28 mesi (ad esempio, Ebdon, 1960; Ebdon e Veryard, 1961; Baldwin et al., 2001; Tian et al., 2006), e sono state osservate due interruzioni della QBO rispettivamente nel 2015/16 e nel 2019/20 (ad esempio, Osprey et al., 2016; Anstey et al., 2022). Finora, la QBO è stata teoricamente ben compresa; la transizione dei venti equatoriali è il risultato della propagazione verso l’alto delle onde atmosferiche troposferiche (ad esempio, onde di gravità, onde miste Rossby-gravità e onde Kelvin) nei tropici nella stratosfera, che depositano momento nel flusso medio stratosferico e a loro volta guidano la transizione est-ovest (Lindzen e Holton, 1968; Wallace e Kousky, 1968; Holton e Lindzen, 1972). Anche se la QBO è un fenomeno stratosferico tropicale, le sue influenze non sono confinate alla stratosfera tropicale, ma si estendono fino alle alte latitudini. Gray et al. (2018) hanno riassunto tre possibili vie attraverso le quali la QBO influisce sulla troposfera sottostante, come mostrato nella Fig. 2.

Uno degli impatti della QBO nei tropici è la sua modulazione dell’Oscillazione Madden-Julian (MJO), che è il modo dominante di variabilità intrastagionale nella troposfera tropicale e ha un’influenza importante sul clima e sul tempo atmosferico globale. Gli studi hanno trovato una solida connessione QBO-MJO, ad esempio, la MJO è molto più forte e persiste circa 10 giorni in più nella fase orientale della QBO rispetto a quella occidentale (Yoo e Son, 2016; Son et al., 2017). Inoltre, la capacità di previsione S2S per la MJO è migliorata di una settimana durante la fase orientale della QBO rispetto alla fase occidentale (Marshall et al., 2017; Lim et al., 2019). Nonostante la robustezza della connessione QBO-MJO, non c’è consenso sui meccanismi responsabili degli impatti della QBO sulla MJO (ad esempio, Martin et al., 2021).Sono stati proposti diversi meccanismi per spiegare i collegamenti, come gli effetti della stratificazione della temperatura correlata alla QBO, gli effetti radiativi, e i suoi impatti sulla propagazione delle onde (ad esempio, Son et al., 2017; Abhik et al., 2019; Densmore et al., 2019; Sakaeda et al., 2020), ma la loro importanza relativa e robustezza sono ancora oggetto di indagine. Oltre ai suoi impatti sulla MJO, la QBO ha dimostrato di influenzare la convezione profonda e la precipitazione tropicale attraverso la sua influenza sulle temperature della tropopausa tropicale o sulla stabilità statica, come dimostrato da studi osservativi e di modellazione (Giorgetta et al., 1999; Collimore et al., 2003; Garfinkel e Hartmann, 2011; Nie e Sobel, 2015; Gray et al., 2018; Rao et al., 2020a, b, c; Huangfu et al., 2021; Wang et al., 2021; Anstey et al., 2022).

La QBO può anche indurre una circolazione meridionale alle latitudini subtropicali, che può influenzare il gradiente di temperatura orizzontale e il taglio del vento verticale vicino al getto subtropicale troposferico. Il gradiente di temperatura orizzontale modificato/il taglio del vento verticale può ulteriormente influenzare il ciclo di vita delle onde a scala sinottica e planetaria nelle medie latitudini nella troposfera, che così aiuta a estendere l’influenza della QBO fino alla superficie (Ruti et al., 2006; Garfinkel e Hartmann, 2011; Gray et al., 2018).

La QBO può anche modulare la forza dello SPV, particolarmente nell’emisfero nord (ad esempio, Chen e Wei, 2009; Garfinkel et al., 2012; Zhang et al., 2019a, 2020b; Rao et al., 2020a), e successivamente influenzare la circolazione troposferica e i modelli meteorologici superficiali. Lo SPV tende ad essere più freddo e forte durante la QBO occidentale, ma più caldo e più disturbato durante la QBO orientale; questo è noto come l’effetto Holton–Tan (Holton e Tan, 1980, 1982), ovvero durante la QBO orientale, le onde planetarie che si propagano verticalmente dalla troposfera extratropicale in inverno sono deviate dalla regione subtropicale e reindirizzate verso la stratosfera polare dove si rompono e a loro volta indeboliscono il vortice polare, e viceversa per la QBO occidentale. Alcuni studi hanno indicato che l’effetto Holton–Tan è stato indebolito durante il periodo 1977–97 (ad esempio, Lu et al., 2008, 2014), mentre si prevede che si rafforzi in futuro secondo i risultati dei modelli CMIP5/6 (Rao et al., 2020c), suggerendo che l’effetto Holton–Tan non è stato costante nel tempo. Inoltre, la QBO è stata segnalata per avere impatti sull’attività delle onde planetarie stazionarie in inverno nell’emisfero nord e, successivamente, sul clima dell’Asia orientale (ad esempio, Chen e Li, 2007; Ma et al., 2021). Per un riassunto dettagliato degli impatti della QBO sulla troposfera, si rimanda alle recensioni di Haynes et al. (2021) e Butchart (2022).Una circolazione meridionale prominente nella stratosfera, che collega la stratosfera tropicale con quella polare, è la circolazione di Brewer-Dobson (BD) (vedi Fig. 3), che è anche definita come circolazione di massa globale e caratterizzata dall’ingresso di aria troposferica nella stratosfera nei tropici, spostandosi verso l’alto e verso i poli, e poi discendendo alle medie e alte latitudini (ad esempio, Dobson e Harrison, 1926; Brewer, 1949; Dobson, 1956; Butchart, 2014). La circolazione BD è guidata dalla rottura o dalla dissipazione delle onde che si propagano dalla troposfera nelle medie latitudini, e quindi è anche espressa dalla circolazione guidata dalle onde (Andrews e McIntyre, 1976, 1978a, b; Boyd, 1976).

Emergono ora prove basate su modelli che indicano che un cambiamento nella circolazione BD può svolgere un ruolo significativo nel coupling dinamico tra la stratosfera e la troposfera, con implicazioni per il clima superficiale e il tempo atmosferico (ad esempio, Baldwin et al., 2007; Karpechko e Manzini, 2012; Scaife et al., 2012). I cambiamenti nella circolazione BD sono stati trovati strettamente collegati ai cambiamenti nell’intensità e nella posizione del getto troposferico (ad esempio, Thompson e Solomon, 2002), ai cambiamenti della pressione superficiale alle medie e alte latitudini (ad esempio, Zhang e Tian, 2019), alle tracce delle tempeste troposferiche (ad esempio, Scaife et al., 2012; Kidston et al., 2015), e alla precipitazione (ad esempio, Karpechko e Manzini, 2012). Come mostrato nella Fig. 3, la QBO, la circolazione BD e lo SPV sono anche dinamicamente connessi. Ad esempio, durante la QBO orientale, le onde planetarie sono rifratte dalla linea critica e reindirizzate verso le regioni polari, dove si rompono, e si induce quindi una circolazione BD anomala che pompa verso i poli e poi discende sul polo. Il ramo discendente di questa circolazione BD anomala può causare un riscaldamento adiabatico anomalo sul polo e un successivo indebolimento dello SPV. È stato scoperto che la QBO orientale insieme a uno SPV indebolito sono favorevoli a un aumento della probabilità di irruzioni di aria fredda estreme, e viceversa (ad esempio, Thompson et al., 2002).Oltre ai processi stratosferici su larga scala, alcuni processi su piccola e media scala nella stratosfera delle medie latitudini più basse (ad esempio, pieghe della tropopausa, intrusioni di vorticità potenziale stratosferica, mescolanza isentropica) giocano anche un ruolo nei cambiamenti climatici e meteorologici troposferici (Fig. 3). Luo et al. (2013) hanno scoperto che frequenti pieghe della tropopausa nella regione del mei-yu in Cina portano a un forte trasporto verso il basso di masse d’aria dalla stratosfera inferiore alla troposfera superiore prima dell’inizio delle precipitazioni del mei-yu, suggerendo che una forte intrusione di vorticità potenziale dalla stratosfera inferiore potrebbe fornire informazioni utili per stimare l’inizio della stagione del mei-yu in Cina. Inoltre, le pieghe della tropopausa sono strettamente associate a raffiche di vento estreme a livello del suolo (ad esempio, Škerlak et al., 2015), a rapida ciclogenesi (ad esempio, Wernli et al., 2002) e anche all’iniziazione di sistemi meteorologici mesoscalari severi come forti convezioni (ad esempio, Russell et al., 2012; Antonescu et al., 2013). Uno studio recente basato su modelli ha riportato un cambiamento statisticamente significativo nella frequenza delle pieghe della tropopausa in entrambi gli emisferi sotto il cambiamento climatico futuro (Akritidis et al., 2019). Per quanto riguarda i processi di mescolanza isentropica su piccola scala, i loro impatti sul clima e sul tempo atmosferico troposferici avvengono principalmente attraverso la modifica delle distribuzioni di traccianti nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore, esercitando così un impatto indiretto tramite l’accoppiamento chimico-radiativo. Tuttavia, questa questione non è stata ancora ben affrontata fino ad oggi, a causa della complessità dei processi accoppiati chimico-radiativo-dinamici coinvolti e della mancanza di osservazioni di traccianti ad alta risoluzione.

La figura mostra un grafico composto delle anomalie normalizzate dell’altezza geopotenziale mediata sul polo (dai 60° ai 90°N) seguendo 46 eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) secondo i dati di rianalisi ERA5 per il periodo 1950–2020. I SSW sono definiti secondo il metodo di Charlton e Polvani (2007). L’anomalia dell’altezza geopotenziale mediata sul polo è comunemente usata come indice NAM (Modo Annuale Nordico), secondo Baldwin e Thompson, 2009.

Nella figura:

• L’asse verticale rappresenta la pressione in hPa (ettapascal), che diminuisce dall’alto verso il basso, indicando un aumento dell’altitudine.
• L’asse orizzontale rappresenta il “Lag” dei giorni rispetto all’evento di SSW, con il giorno 0 che indica l’inizio dell’SSW. I giorni negativi indicano il periodo precedente l’SSW, mentre i giorni positivi indicano il periodo successivo all’SSW.
• Le linee colorate e le zone ombreggiate rappresentano le anomalie dell’altezza geopotenziale, misurate in unità di deviazione standard (σ) dalla media. I colori più caldi (rossi e gialli) indicano anomalie positive (altezze maggiori rispetto alla media), mentre i colori più freddi (blu) indicano anomalie negative (altezze minori rispetto alla media).

Il grafico evidenzia chiaramente come l’altezza geopotenziale al polo varia prima, durante e dopo un evento di SSW, mostrando significative fluttuazioni nella struttura verticale e temporale dell’atmosfera nelle alte latitudini.

La figura 2 fornisce uno schema delle tre principali rotte (tropicale, subtropicale, polare) attraverso cui la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) influenza la troposfera. I contorni mostrano i venti zonali medi zonali d’inverno (dicembre-febbraio) per il periodo 1979-2016, ottenuti dal dataset ERA-Interim.

Nella figura:

• L’asse verticale mostra la pressione in hPa, che diminuisce dall’alto verso il basso, indicando un aumento dell’altitudine.
• L’asse orizzontale rappresenta la latitudine, che va da -80 (sud) a 80 (nord).

Le linee nere continue rappresentano i venti zonali medi, con le linee più scure e dense che indicano venti più forti. La figura include anche diverse annotazioni e percorsi colorati che illustrano come la QBO interagisce con altri sistemi atmosferici:

• Rotta polare (blu): Mostra come le influenze della QBO possano estendersi verso le alte latitudini.
• Rotta subtropicale (verde): Indica le vie attraverso le quali la QBO può influenzare le regioni subtropicali, compresi gli effetti sul getto subtropicale.
• Rotta tropicale (rosso): Descrive come la QBO influenzi le dinamiche tropicali, inclusa la convezione profonda che può influenzare le precipitazioni e altri fenomeni meteorologici.

Altre annotazioni rilevanti includono:

• Effetto Holton-Tan: Descrive l’influenza della QBO sulla posizione e intensità del vortice polare stratosferico.
• Circolazione meridionale indotta: Mostra come la QBO possa indurre variazioni nella circolazione meridionale, influenzando i climi regionali.

Questo schema è utile per comprendere le complesse interazioni tra la QBO e varie caratteristiche atmosferiche su diverse scale, mostrando come queste dinamiche possano estendersi dall’equatore ai poli e influenzare fenomeni meteorologici a diverse latitudini e altitudini.

La figura 3 illustra un diagramma schematico dei processi dinamici stratosferici, come la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), la circolazione di Brewer-Dobson (BD), il vortice polare stratosferico (SPV), e le pieghe della tropopausa, che possono esercitare influenze importanti sul tempo atmosferico e sul clima troposferico.

Nella figura:

• Circolazione di Brewer-Dobson (BD): Rappresentata con frecce gialle, indica il movimento dell’aria che entra nella stratosfera nei tropici, si sposta verso l’alto e verso i poli, e poi scende alle medie e alte latitudini.
• QBO: Visualizzata nel cerchio centrale, mostra le fasi orientale (Eastern) e occidentale (Westerly) della QBO, influenzando secondariamente la circolazione BD.
• Rialzo della Tropopausa: Indicato con una freccia nera che parte dalla base del cumulonembo, suggerendo un innalzamento della tropopausa a causa delle dinamiche convettive nei tropici.
• Pieghe della Tropopausa: Illustrate come un collegamento giallo e nero che si estende dalla tropopausa tropicale fino alle medie latitudini, rappresentando il trasferimento di vorticità potenziale (PV) e umidità dalla stratosfera alla troposfera.
• Pioggia di Prugne (Plum rain): Rappresentata vicino alla mediana latitudine, indica precipitazioni che possono essere influenzate dalle dinamiche associate alla piega della tropopausa.
• SPV (Stratospheric Polar Vortex): Mostrato come un cilindro rosso al polo, indica il vortice polare stratosferico che può essere indebolito dalle dinamiche illustrate, inclusa l’influenza della QBO e della circolazione BD.
• Focolaio di aria fredda (Cold-air outbreak): Rappresentato con frecce blu che scendono dal polo, indica il movimento di aria fredda verso latitudini più basse, un fenomeno che può essere influenzato dallo stato del SPV.

Questo schema aiuta a visualizzare come interazioni complesse e interconnesse nella stratosfera influenzino significativamente il tempo atmosferico e il clima nella troposfera, estendendo dagli eventi tropicali alle dinamiche polari.

La “Pioggia di Prugne”, conosciuta anche come “Meiyu” in Cina, “Baiu” in Giappone, e “Jangma” in Corea, è un periodo di piogge persistenti e spesso intense che colpisce queste regioni dell’Asia orientale durante i mesi di giugno e luglio. Questo fenomeno è legato alla stagione dei monsoni in Asia orientale e coincide con la maturazione delle prugne nella regione, da cui deriva il nome “pioggia di prugne”.

Caratteristiche della Pioggia di Prugne:

1. Origine: La Pioggia di Prugne è associata al fronte del monsone dell’Asia orientale, un confine climatico tra l’aria calda e umida proveniente dai tropici e l’aria fredda che scende dal continente asiatico. Questo fronte è anche noto come il fronte Meiyu-Baiu.
2. Durata e Intensità: Di solito dura da quattro a sei settimane. Durante questo periodo, le regioni colpite possono esperire piogge continue che possono causare inondazioni e frane, soprattutto quando il fronte rimane stazionario per periodi prolungati.
3. Impatto Meteorologico: Le piogge sono cruciali per l’agricoltura, ma possono anche portare a significativi impatti negativi come inondazioni devastanti. La gestione del rischio di inondazioni durante questo periodo è una preoccupazione maggiore per i governi locali.
4. Connessioni Climatiche Globali: Le variazioni annuali nell’intensità e nella durata della Pioggia di Prugne possono essere influenzate da fattori climatici globali come El Niño e La Niña.
5. Ricerca e Previsione: La comprensione e la previsione della Pioggia di Prugne sono oggetti di intensa ricerca, poiché migliorare l’accuratezza delle previsioni meteorologiche per questo fenomeno è vitale per la pianificazione delle risorse idriche e la preparazione alle emergenze.

La Pioggia di Prugne è un esempio classico di come i pattern di circolazione atmosferica su larga scala possano influenzare il clima locale e regionale in modi significativi e spesso prevedibili, sottolineando l’importanza di comprendere questi fenomeni per la pianificazione agricola e la gestione delle catastrofi.

2.2. Ruolo della termodinamica stratosferica nella variabilità e nelle tendenze climatiche

A causa dell’aumento delle emissioni antropogeniche di gas serra (GHGs) e di sostanze che riducono l’ozono (ODSs), la stratosfera ha subito un significativo trend di raffreddamento negli ultimi decenni (ad esempio, Ramaswamy et al., 2001; Randel et al., 2009; Ren et al., 2015). Tuttavia, a causa delle limitazioni nei dati, esistono grandi incertezze nella magnitudine delle tendenze lineari stimate da diverse fonti di dati. Per esempio, la tendenza della temperatura media globale nella stratosfera media (25–45 km) stimata dai dati NOAA è quasi il doppio di quella derivata dai dati dell’UK Met Office (Thompson et al., 2012). Questa incertezza nella tendenza della temperatura stratosferica è evidente anche confrontando le osservazioni e le simulazioni di modelli retrospettivi (Thompson et al., 2012). Uno studio recente ha riesaminato questa questione e indicato che i più recenti dati basati su satelliti mostrano una migliore coerenza tra loro e una migliore concordanza con le osservazioni (Maycock et al., 2018). Nonostante ciò, il noto raffreddamento stratosferico e il riscaldamento troposferico dovuto all’aumento delle concentrazioni di GHGs cambieranno i gradienti di temperatura meridionali e orizzontali dell’atmosfera, così come i gradienti di temperatura verticali, influenzando a loro volta i processi stratosferici (ad esempio, il deperimento dell’ozono, la circolazione BD, il vortice polare) a causa del feedback termodinamico, che ulteriormente impatta il tempo e il clima nella troposfera. Sebbene ci sia ancora un dibattito su cosa causi il cambiamento nella circolazione BD, la comunità scientifica ha raggiunto un ampio consenso che esiste un tasso di accelerazione di circa il 2.0%–3.2% (10 anni)−1 (cioè, variabile a seconda dello scenario GHG considerato) nella circolazione BD in risposta al raffreddamento stratosferico e al riscaldamento troposferico (ad esempio, Rind et al., 1990; Austin, 2002; Butchart et al., 2010; Lin e Fu, 2013; Fu et al., 2019). Inoltre, i meccanismi dietro il rafforzamento della circolazione BD sono ancora oggetto di indagine. Oltre al meccanismo per cui un aumento delle attività ondulatorie nella troposfera a causa del riscaldamento troposferico potrebbe portare a un rafforzamento della circolazione BD, Shepherd e McLandress (2011) hanno sostenuto che il riscaldamento troposferico indotto dai GHG spinge gli strati critici all’interno della stratosfera subtropicale inferiore verso l’alto, permettendo così a più attività ondulatorie di penetrare nella stratosfera subtropicale inferiore e quindi rafforzare la circolazione BD.Il cambiamento della circolazione BD ha contribuito a un aumento dell’ozono colonnare alle medie latitudini (ad esempio, Mahfouf et al., 1994; Shepherd, 2008; Li et al., 2009), a una rimozione più rapida delle sostanze che riducono l’ozono (ODS) (ad esempio, Butchart e Scaife, 2001; Douglass et al., 2008; Butchart, 2014) e a un crescente flusso di ozono dalla stratosfera alla troposfera (ad esempio, Hegglin e Shepherd, 2009; Neu et al., 2014). Infine, l’accoppiamento dinamico tra la stratosfera e la troposfera è influenzato anche da un cambiamento nella circolazione BD (ad esempio, Zhang e Tian, 2019), con importanti implicazioni per il tempo atmosferico e il clima di superficie.

La variabilità osservata e i cambiamenti a lungo termine nelle proprietà del vortice polare sono stati ampiamente discussi (ad esempio, Kim et al., 2014; Zhang et al., 2016; Seviour, 2017; Hu et al., 2018). Studi precedenti hanno riportato un rafforzamento osservato del vortice polare antartico durante la primavera australe (ad esempio, Zuev e Savelieva, 2019), mentre non ci sono studi recenti sui cambiamenti previsti nel vortice polare antartico. In generale, il recupero dell’ozono probabilmente porterà a un indebolimento del vortice polare antartico, mentre l’aumento dei gas serra tende a rafforzarlo. Tuttavia, come accennato in precedenza, il VPA (Vortice Polare Antartico) presenta grandi variabilità dinamiche. Di conseguenza, determinare la tendenza del VPA è piuttosto sfidante. Kim et al. (2014) hanno mostrato che il vortice polare artico ha sperimentato una tendenza all’indebolimento a metà inverno negli ultimi tre decenni. Tuttavia, Hu et al. (2018) hanno riportato che il VPA si è rafforzato dall’ultimo decennio. Queste discrepanze sono dovute sia alle diverse lunghezze dei registri di dati utilizzati in questi studi, sia all’analisi della forza del vortice a diverse altitudini.

Per quanto riguarda i cambiamenti nella posizione del VPA, Zhang et al. (2016) hanno scoperto che il VPA artico in febbraio si è spostato verso l’Eurasia durante il periodo 1980-2016. Inoltre, è notevole che l’estensione dello spostamento del vortice polare nell’ultimo decennio (anni 2010) rispetto agli anni ’80 sia stata inferiore a prima (Zhang et al., 2020a), suggerendo che esiste una variabilità decennale nella posizione del VPA, che è correlata alla variabilità interna del sistema climatico (Seviour, 2017; Zhao et al., 2022). Inoltre, varie variabilità climatiche potrebbero influenzare la posizione del VPA (Huang et al., 2018; Zhang et al., 2019a). I risultati sopra indicati suggeriscono che i futuri cambiamenti nella forza e nella posizione del VPA artico meritano ulteriori indagini.Studi recenti hanno presentato prove corroboranti che l’indebolimento e lo spostamento del vortice polare artico hanno contribuito al raffreddamento osservato nelle medie latitudini dell’Eurasia durante l’inverno boreale (ad esempio, Zhang et al., 2016; Garfinkel et al., 2017; Huang et al., 2018; Kretschmer et al., 2018; Xu et al., 2021; Liang et al., 2022a). In generale, i futuri cambiamenti nella forza del vortice polare artico divergono ampiamente tra i modelli climatici, senza un accordo sul segno del cambiamento, e dimostrano grandi incertezze (ad esempio, Karpechko et al., 2022). Inoltre, i meccanismi responsabili dei cambiamenti previsti nel vortice polare artico rimangono poco chiari. Per aggiungere fiducia alle proiezioni sulla forza e posizione del vortice polare artico invernale, è quindi necessario un maggiore sforzo per comprendere i meccanismi e per ridurre l’ampia discrepanza tra i modelli nelle proiezioni.

Considerando il ruolo prominente degli SSW nel migliorare la precisione delle previsioni S2S del tempo di superficie, diversi studi precedenti si sono concentrati sui loro possibili cambiamenti futuri. Tuttavia, non esiste una tendenza consistente negli eventi SSW (ad esempio, Mitchell et al., 2013; Kim et al., 2017; Ayarzagüena et al., 2018, 2020; Charlton-Perez et al., 2018; Rao e Garfinkel, 2021a). Sono state proposte diverse possibili ragioni per spiegare questa discrepanza: (1) gli effetti opposti del recupero dell’ozono previsto e l’aumento delle concentrazioni di GHG sulla stratosfera artica (ad esempio, Hu e Tung, 2003; Ayarzagüena et al., 2013; Hu et al., 2015); (2) i vari criteri usati per definire gli SSW, dato che la frequenza degli SSW è sensibile alle diverse definizioni di SSW (ad esempio, Butler et al., 2015; Palmeiro et al., 2015; Butler e Gerber, 2018). Uno studio recente ha analizzato i cambiamenti degli SSW nel futuro utilizzando nuove simulazioni eseguite sotto CMIP6. È stato trovato che la maggior parte dei modelli mostra una tendenza statisticamente significativa nella frequenza degli SSW, ma esiste un grande disaccordo sul segno di questa tendenza (Ayarzagüena et al., 2020).

Oltre ai processi sopra menzionati, potrebbero esserci altri cambiamenti in risposta al riscaldamento troposferico e al raffreddamento stratosferico, che attendono i risultati di ulteriori studi. Ad esempio, alcuni studi hanno investigato i cambiamenti previsti nel QBO e suggeriscono che l’ampiezza del QBO nella stratosfera inferiore sia diminuita (Kawatani e Hamilton, 2013; Schirber et al., 2015; Naoe et al., 2017; Rao et al., 2020c). Considerando la nostra comprensione incompleta dei cambiamenti nella forzatura delle onde che contribuiscono al QBO, è ancora difficile trarre una conclusione robusta sui suoi futuri cambiamenti o se ci saranno interruzioni più frequenti del QBO sotto il futuro clima.

3. Interazione tra chimica stratosferica e clima

3.1. Cambiamenti nella composizione chimica stratosferica

La chimica atmosferica gioca un ruolo critico nel modulare il clima globale. Gli impatti climatici dell’ozono stratosferico, che è attivo sia radiativamente che chimicamente, sono stati ben documentati nella letteratura (ad esempio, de F. Forster e Shine, 1997; Son et al., 2009, 2010; Hu et al., 2015; Nowack et al., 2015, 2018; Xie et al., 2016; Maleska et al., 2020; Zhang et al., 2020a; Friedel et al., 2022; Oh et al., 2022). Oltre all’ozono, le sostanze che riducono l’ozono (ODS), gli aerosoli, il vapore acqueo e i gas serra (GHGs) nella stratosfera influenzano il clima globale attraverso processi radiativi o chimici e retroazioni chimico-radiative-dinamiche. Un modello concettuale delle interazioni tra i vari principali componenti chimici nella stratosfera è mostrato nella Fig. 4.

A causa delle emissioni di ODS come i clorofluorocarburi (CFCs), la quantità di ozono stratosferico globale è diminuita tra la fine degli anni ’70 e i primi anni ’90. Su scala quasi globale, l’ozono della stratosfera superiore sta ora recuperando grazie agli effetti del Protocollo di Montreal e dei suoi emendamenti sui livelli di ODS (Chipperfield et al., 2017; WMO, 2022). Tuttavia, l’ozono nella stratosfera inferiore, tra i 60°S e i 60°N, ha continuato a diminuire dal 1998, il che è stato attribuito a varie variabilità dinamiche nel sistema climatico (Ball et al., 2018; Chipperfield et al., 2018; Zhang et al., 2018). Le tendenze opposte dell’ozono stratosferico superiore e inferiore hanno risultato in una tendenza dell’ozono totale colonnare (TCO) insignificante dal 2000. L’ultimo rapporto sull’ozono dell’OMM (WMO, 2022) ha riportato che vari dataset mostrano un aumento dello 0,3% ± 0,3% (10 anni)−1 nella media quasi globale (60°S–60°N) del TCO per il periodo 1996–2020.Le osservazioni mostrano un aumento del vapore acqueo stratosferico globale negli anni 2000 (Yue et al., 2019; Konopka et al., 2022). I cambiamenti a lungo termine e la variabilità interannuale del vapore acqueo stratosferico sono controllati non solo dall’ossidazione del metano (CH₄), ma anche legati alle temperature fredde del punto tropicale e alle convezioni che superano i limiti, entrambi influenzati dal cambiamento climatico (Sherwood e Dessler, 2000; Holton e Gettelman, 2001; Rosenlof, 2003; Tian e Chipperfield, 2006; Solomon et al., 2010). Gli aerosol stratosferici si formano quando particelle e i loro gas precursori entrano nella stratosfera.

Il carico di aerosol stratosferico e la profondità ottica degli aerosol (AOD) possono aumentare di un ordine di grandezza o più e rimanere per uno a tre anni quando un’eruzione vulcanica di grandi dimensioni inietta grandi quantità di biossido di zolfo (SO₂) nella stratosfera (Robock, 2000; Kremser et al., 2016; Aubry et al., 2021). Sia le tendenze storiche che quelle recenti negli aerosol stratosferici possono essere in gran parte attribuite alle eruzioni vulcaniche (Deshler et al., 2003; Vernier et al., 2011).

La radiazione solare riscalda la stratosfera, principalmente attraverso l’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono, degli aerosol stratosferici e dell’ossigeno molecolare. Nel frattempo, gli aerosol stratosferici e i gas serra, inclusi il vapore acqueo (H₂O), l’ozono, l’anidride carbonica (CO₂), CH₄, il protossido di azoto (N₂O), i CFC, gli idroclorofluorocarburi e i bromoclorofluorocarburi (aloni), possono assorbire e riemettere la radiazione infrarossa in uscita dalla troposfera. Come accennato in precedenza, è stata osservata una significativa tendenza al raffreddamento nella stratosfera a causa dell’aumento delle concentrazioni di gas serra. D’altra parte, ci sono varie reazioni fotochimiche, reazioni chimiche in fase gassosa e processi chimici eterogenei che avvengono tra le suddette specie chimiche. Questi processi chimici causano cambiamenti nelle magnitudini e nelle distribuzioni spaziali dei gas traccianti chimicamente e radiativamente attivi, che a loro volta inducono cambiamenti di temperatura e circolazione nella stratosfera attraverso processi radiativi-dinamici accoppiati. Pertanto, esistono complesse retroazioni chimico-radiative-dinamiche nella stratosfera. Nella sezione seguente, vengono discussi gli effetti di feedback dell’ozono stratosferico, degli aerosol e del vapore acqueo sul sistema climatico.

La Figura 4 illustra lo schema delle interazioni tra i componenti chimici stratosferici e la temperatura, adattato dalla WMO (Organizzazione Meteorologica Mondiale) nel 2011. Questo diagramma evidenzia diversi aspetti cruciali della dinamica stratosferica e del loro impatto sul clima:

1. Componenti chimici stratosferici: Include l’ozono stratosferico, vapor acqueo, aerosol vulcanici e non vulcanici, e gas serra come CO₂, CH₄ e N₂O, oltre ai CFCs, HCFCs e alogeni (halons).
2. Processi di interazione:
   • Chimica: Mostrato con linee verdi continue, rappresenta i cambiamenti chimici dovuti a emissioni antropogeniche e eruzioni vulcaniche.
   • Trasporto: Indicato con linee tratteggiate, comprende variabilità come il QBO (oscillazione quasi-biennale) e la circolazione BD (Brewer-Dobson), che sono meccanismi di movimento all’interno della stratosfera.
   • Radiazione: Linee tratteggiate con puntini indicano l’effetto della variabilità solare sulla stratosfera.
   • Altri meccanismi: Linee tratteggiate semplici che suggeriscono ulteriori processi non specificati che possono influenzare la temperatura stratosferica.
3. Impatti diretti e indiretti:
   • L’ozono stratosferico è centrale nello schema e interagisce direttamente con la temperatura attraverso il riscaldamento dovuto alla radiazione solare assorbita e attraverso la distruzione dell’ozono stesso che modifica le tariffe di riscaldamento.
   • Gli aerosol influenzano la temperatura principalmente attraverso la loro interazione con la radiazione solare e terrestre, mentre il vapore acqueo può avere un impatto significativo sul bilancio radiativo e sulla dinamica della stratosfera.
4. Dinamica:
   • Mostrata al centro in basso, rappresenta l’influenza combinata di tutti questi componenti sulla circolazione atmosferica generale e sui processi dinamici, che a loro volta influenzano la temperatura globale e la distribuzione dell’ozono.

In sintesi, questa figura sottolinea la complessità delle interazioni nella stratosfera e come vari componenti chimici e processi influenzino sia la struttura chimica che la temperatura della stratosfera, portando a significative implicazioni per il clima globale.

3.2. Influenza del clima sull’ozono stratosferico

L’ozono stratosferico svolge un ruolo importante nel bilancio radiativo globale dell’atmosfera terrestre perché è in grado di riscaldare la stratosfera assorbendo la radiazione ultravioletta solare e possiede una forte banda di assorbimento della radiazione infrarossa a 9,6 μm, che può modificare la temperatura stratosferica assorbendo ed emettendo radiazione a lunghe onde. Le emissioni antropogeniche di sostanze che riducono l’ozono nel XX secolo hanno portato a una significativa diminuzione dell’ozono stratosferico. Da allora si è assistito a un recupero globale previsto dell’ozono stratosferico medio e alto sotto il controllo dell’Accordo di Montreal, ma persiste una tendenza alla diminuzione dell’ozono stratosferico inferiore. I cambiamenti dell’ozono stratosferico esercitano una forzatura radiativa diretta sul clima superficiale.

De F. Forster e Shine hanno calcolato una forzatura radiativa media globale annuale dell’ozono stratosferico di -0,22 W m−2 per il periodo 1979-96, quando il depauperamento dell’ozono stratosferico era al suo apice. Il Quinto Rapporto di Valutazione dell’IPCC ha stimato una forzatura radiativa efficace media globale di -0,05 W m−2 per il periodo 1750-2011, che è relativamente minore rispetto a quella della CO2.

Sebbene gli studi sopra citati suggeriscano che la forzatura radiativa dell’ozono stratosferico sia marginale, la rappresentazione dell’ozono stratosferico nei modelli climatico-chimici può avere un impatto di primo ordine sulle stime della sensibilità climatica efficace. Includere la chimica interattiva dell’ozono stratosferico nei modelli climatici porta a un significativo miglioramento nella rappresentazione del collegamento stratosfera-troposfera e alla riproduzione di risposte atmosferiche medie latitudinali più realistiche. Il feedback clima-ozono potrebbe amplificare gli impatti climatici dell’ozono stratosferico, poiché i cambiamenti nell’ozono potrebbero indurre cambiamenti nella circolazione atmosferica e nella propagazione delle onde planetarie attraverso feedback radiativo-dinamico.

I cambiamenti indotti nell’ozono nella propagazione delle onde planetarie e nella loro rottura possono agire direttamente sul clima troposferico attraverso la teoria del “controllo dal basso” o causare anomalie di convergenza e divergenza nel flusso di calore eddico e nel flusso di momento eddico nella troposfera superiore, cambiando indirettamente le circolazioni di rivolgimento meridionale nella troposfera.Il buco dell’ozono antartico può avere impatti significativi sulle circolazioni atmosferiche e sul clima superficiale nell’emisfero meridionale. A causa dei suoi effetti di raffreddamento radiativo, il depauperamento dell’ozono stratosferico comporta un rafforzamento del Vortice Polare Stratosferico (SPV) sopra l’Antartide. Un tale SPV rafforzato causa lo spostamento della Modalità Annuale Meridionale Troposferica (SAM) verso la sua fase positiva, stabilendo un collegamento tra i cambiamenti dello SPV e il clima superficiale. La fase positiva della SAM è accompagnata da un rafforzamento dei venti occidentali alle alte latitudini, uno spostamento verso sud del getto subtropicale e un’espansione verso sud della cella di Hadley durante l’estate australe. Corrispondenti a tali cambiamenti nelle circolazioni su larga scala, è stato anche riportato uno spostamento verso il polo delle traiettorie delle tempeste nell’emisfero meridionale, con un aumento nella probabilità di occorrenza di cicloni alle alte latitudini meridionali. Il depauperamento dell’ozono stratosferico potrebbe anche favorire più eventi di rottura delle onde di Rossby durante l’estate australe sul lato equatoriale del getto a medie latitudini meridionali. Inoltre, il buco dell’ozono antartico potrebbe anche risultare in un aumento delle precipitazioni subtropicali e uno spostamento delle zone aride subtropicali verso il Polo Sud durante l’estate australe.

Il buco dell’ozono antartico potrebbe anche influenzare il ghiaccio marino antartico. Alcuni studi hanno suggerito che l’aumento dell’estensione del ghiaccio marino antartico potrebbe essere spiegato dal depauperamento dell’ozono stratosferico e dai cambiamenti associati nelle circolazioni atmosferiche. Tuttavia, altri studi basati su modelli hanno sostenuto che il buco dell’ozono antartico potrebbe aver portato a temperature superficiali più elevate nell’Oceano Meridionale e quindi a una diminuzione del ghiaccio marino antartico. Tali risposte contraddittorie del ghiaccio marino ai cambiamenti dell’ozono stratosferico possono essere dovute a processi che operano su diverse scale temporali. Su scale temporali più brevi, il buco dell’ozono antartico porta a un trasporto di Ekman anomalo verso l’equatore, riducendo la temperatura superficiale del mare attorno all’Antartide in estate. Di conseguenza, il congelamento del ghiaccio marino l’inverno seguente è più precoce e il margine del ghiaccio marino, tutto l’anno, è situato più a nord del normale. Su scale temporali più lunghe, il raffreddamento superficiale è sostituito dal riscaldamento associato a un potenziamento del pompaggio di Ekman di acqua relativamente calda al di sotto del livello misto, riducendo il ghiaccio marino antartico.

Gli impatti del depauperamento dell’ozono stratosferico sul ghiaccio marino si verificano non solo attraverso cambiamenti indotti dall’ozono nei venti superficiali e nelle correnti oceaniche, ma anche in relazione all’aumento delle nubi nella troposfera superiore (Xia et al., 2018, 2020). È importante notare che il depauperamento dell’ozono stratosferico è improbabile che sia il principale responsabile della tendenza osservata del ghiaccio marino antartico (Solomon et al., 2015; Landrum et al., 2017; Seviour et al., 2019). Ulteriori dettagli sugli impatti climatici del buco dell’ozono antartico sono discussi nella revisione di Thompson et al. (2011) e nella valutazione della WMO (2022).

È ben riconosciuto che il buco dell’ozono antartico sta recuperando come risultato del Protocollo di Montreal (WMO, 2022). Banerjee et al. (2020) hanno trovato una “pausa” o addirittura una debole “inversione” della tendenza climatica dell’emisfero meridionale dall’inizio degli anni 2000 a causa del recupero dell’ozono stratosferico. I loro risultati forniscono prove chiare che gli esseri umani possono influenzare positivamente il clima della Terra attraverso la cooperazione internazionale, ossia il Protocollo di Montreal ha rallentato il tasso di cambiamento climatico legato al depauperamento dell’ozono stratosferico. Seguendo quello studio, altri ricercatori hanno anche riportato la tendenza al cambiamento climatico legata al recupero dell’ozono. Zambri et al. (2021) hanno scoperto che l’aumento dell’ozono dopo il 2001 ha portato a cambiamenti significativi nelle tendenze di temperatura e circolazione stratosferica sull’emisfero meridionale. Ivanciu et al. (2022) hanno ulteriormente indicato che il deboleamento della circolazione residua, lo spostamento verso l’equatore e il deboleamento dei venti occidentali superficiali, e una diminuzione del trasporto della Corrente Circumpolare Antartica nel prossimo futuro sono anch’essi correlati al recupero dell’ozono stratosferico. Tuttavia, non tutti i cambiamenti climatici sull’emisfero meridionale negli ultimi decenni sono associati ai cambiamenti dell’ozono stratosferico antartico. Hu et al. (2022) hanno riportato che un deboleamento delle attività delle onde planetarie stratosferiche durante settembre dall’inizio degli anni 2000 è una risposta agli aumenti della temperatura superficiale del mare piuttosto che al recupero dell’ozono.

Fino ad oggi, gli impatti dei cambiamenti dell’ozono stratosferico artico sul sistema climatico rimangono insufficientemente compresi. Utilizzando il modello dell’Ufficio Meteorologico del Regno Unito, Cheung et al. (2014) hanno scoperto che considerare la variabilità dell’ozono stratosferico non migliora significativamente l’abilità di previsione meteorologica per la troposfera durante la primavera. Inoltre, Rao e Garfinkel (2020) hanno indicato che, nei modelli, una buona previsione dell’ozono non garantisce una buona previsione del tempo superficiale. Tuttavia, altri studi, utilizzando modelli climatico-chimici con processi chimici, radiativi e dinamici accoppiati, hanno scoperto che il depauperamento dell’ozono stratosferico artico può causare anomalie nella fase positiva della NAO, uno spostamento verso il polo del getto troposferico nell’Atlantico Nord e anomalie di riscaldamento sull’Eurasia (Smith e Polvani, 2014; Calvo et al., 2015; Ivy et al., 2017; Friedel et al., 2022).

È stato anche segnalato che il depauperamento dell’ozono stratosferico artico in primavera può causare un aumento delle precipitazioni nel nord Europa e nel nord-ovest degli Stati Uniti, e una diminuzione nel sud Europa, in Eurasia e nella Cina centrale (Xie et al., 2018; Ma et al., 2019; Friedel et al., 2022). Queste risposte climatiche sono strettamente correlate a un rafforzamento del Vortice Polare Stratosferico (SPV) e a un ritardo nella disgregazione dell’SPV, che risultano da un raffreddamento dell’SPV dovuto al depauperamento dell’ozono stratosferico. Inoltre, il depauperamento dell’ozono stratosferico può anche influenzare la posizione dell’SPV artico e favorire uno spostamento dell’SPV verso la Siberia (Zhang et al., 2020a).

I cambiamenti nel vortice polare associati al depauperamento dell’ozono stratosferico artico possono ulteriormente influenzare la criosfera e l’oceano. Un recente studio ha scoperto che il rafforzamento dell’SPV artico in associazione con il depauperamento dell’ozono stratosferico può indurre riduzioni nella concentrazione e nello spessore del ghiaccio marino artico nei mari di Kara, Laptev e Siberia Orientale dalla primavera all’estate (Zhang et al., 2022). Il depauperamento dell’ozono stratosferico artico può ulteriormente influenzare il clima sull’Oceano Pacifico settentrionale. Xie et al. (2017) hanno scoperto che una diminuzione dell’ozono stratosferico artico all’inizio della primavera tende a indurre un’anomalia negativa dell’Oscillazione del Pacifico settentrionale (NPO) in aprile tramite la propagazione verso sud delle onde di Rossby dalle alte latitudini. Wang et al. (2022) hanno proposto che il depauperamento dell’ozono stratosferico artico favorisce anomalie negative della NPO attraverso le interazioni tra eddies a scala sinottica e il flusso medio sull’Oceano Pacifico settentrionale. I contributi relativi dei due meccanismi menzionati necessitano di ulteriori valutazioni nei futuri studi. Inoltre, le anomalie negative della NPO legate all’ozono forzano anomalie positive simili al modo Victoria della temperatura superficiale del mare (SST) nell’Oceano Pacifico settentrionale modulando il flusso di calore superficiale (Xie et al., 2017) e la corrente oceanica superficiale (Wang et al., 2022), che poi inducono anomalie della SST simili a El Niño 20 mesi dopo (Xie et al., 2016). I principali impatti climatici del depauperamento dell’ozono stratosferico polare sul clima troposferico e superficiale sono riassunti nella Fig. 5.

3.3. Impatti climatici del vapore acqueo stratosferico

Sebbene le concentrazioni di vapore acqueo stratosferico siano piuttosto basse, anche esso può modulare il bilancio energetico radiativo del sistema climatico (de F. Forster e Shine, 1999; Solomon et al., 2010; Dessler et al., 2013; Hegglin et al., 2014). Considerando l’incertezza dovuta ai metodi di calcolo e alle varie forzature, la forzatura totale del vapore acqueo stratosferico riportata dal Sesto Rapporto di Valutazione dell’IPCC è di 0,05 ± 0,05 W m−2. Inoltre, l’aumento della temperatura troposferica può causare l’ingresso di più vapore acqueo nella stratosfera, implicando l’esistenza di un feedback tra il vapore acqueo stratosferico e il clima troposferico (Garfinkel et al., 2021). Dessler et al. (2013) hanno stimato la forza di questo feedback in un modello climatico-chimico pari a 0,3 W (m² K)−1, che sarebbe un contributo significativo alla sensibilità climatica complessiva. Tuttavia, alcuni studi hanno sostenuto che il suo effetto di riscaldamento superficiale associato non è così significativo come si pensava in precedenza, il che è dovuto agli effetti compensativi dei feedback delle nuvole indotti dal vapore acqueo (Huang et al., 2020; Li e Newman, 2020). D’altro canto, l’aumento del vapore acqueo stratosferico potrebbe ridurre la temperatura nella stratosfera poiché è anche un gas serra. Tuttavia, gli studi hanno riportato che le stime dei tassi di raffreddamento radiativo del vapore acqueo nella stratosfera variano notevolmente tra diversi modelli numerici (Huang et al., 2016, 2020; Banerjee et al., 2019; Li e Newman, 2020; Wang e Huang, 2020).

Ad esempio, de F. Forster e Shine (2002) hanno scoperto che un aumento medio di 0,7 ppmv di vapore acqueo stratosferico potrebbe risultare in un raffreddamento massimo stratosferico di circa 0,8 K. Seguendo quello studio, Tian et al. (2009) hanno preso in considerazione i feedback chimico-radiativi-dinamici del vapore acqueo stratosferico e hanno stimato che un aumento di 2,0 ppmv di vapore acqueo stratosferico può causare un raffreddamento massimo di 4,0 K. Maycock et al. (2014) hanno stimato che l’aumento netto del vapore acqueo stratosferico dal 1980 al 2010 ha raffreddato la stratosfera inferiore fino a circa 0,2 K ogni 10 anni in termini medi globali e annuali, che era circa il 40% della tendenza di raffreddamento osservata durante questo periodo.

Inoltre, i cambiamenti del vapore acqueo stratosferico potrebbero influenzare significativamente le concentrazioni di ozono nella stratosfera (Kirk-Davidoff et al., 1999; Vogel et al., 2011; Rosenlof, 2018). Un aumento del vapore acqueo stratosferico migliora il livello di HOx e quindi diminuisce l’ozono nella stratosfera superiore e inferiore (Dvortsov e Solomon, 2001; Ito e Matsuzaki, 2015). Il vapore acqueo stratosferico influisce anche indirettamente sull’ozono raffreddando la stratosfera, il che a sua volta modula i tassi delle reazioni in fase gassosa (Dessler et al., 2013; Gilford et al., 2016). Inoltre, un aumento del vapore acqueo potrebbe potenziare le aree di particelle di nuvole stratosferiche polari e aumentare i tassi di reazione eterogenea, portando a una maggiore attivazione del cloro e a una perdita di ozono polare più forte (Tian et al., 2009; Vogel et al., 2011; Drdla e Müller, 2012). I processi sopra menzionati possono modificare i feedback ozono-clima e dare origine a ulteriori cambiamenti climatici.

3.4. Impatti climatici dei gas serra nella stratosfera

I cambiamenti nei gas serra, inclusi CO₂, CH₄, N₂O e alogeni, potrebbero anche alterare la composizione chimica e i processi di feedback chimico-radiativo-dinamico nella stratosfera. In primo luogo, gli alogeni sono i principali gas responsabili del depauperamento dell’ozono stratosferico, mentre il N₂O aumenta le concentrazioni di NOₓ dopo la fotolisi stratosferica e diminuisce anche l’ozono stratosferico. La WMO (2022) ha documentato che il potenziale di depauperamento dell’ozono delle emissioni antropogeniche di N₂O nel 2020 era più del doppio rispetto a quello di tutti i CFC in quell’anno. In futuro, con la continua diminuzione degli alogeni, il contributo del N₂O al depauperamento dell’ozono stratosferico potrebbe essere più importante (Wang et al., 2014). Il CH₄ può essere fotolizzato nella stratosfera superiore, aumentando la concentrazione di HOₓ e quindi il depauperamento dell’ozono. Un aumento dei gas serra ridurrebbe la temperatura stratosferica e indebolirebbe il tasso delle reazioni chimiche in fase gassosa, portando a una “super-ripristino” dell’ozono stratosferico (Shepherd, 2008; Li et al., 2009; Chipperfield et al., 2017). Inoltre, maggiori quantità di gas serra potrebbero aumentare la frequenza delle onde planetarie che entrano nella stratosfera e accelerare la circolazione BD nella stratosfera (Rind et al., 1990; Butchart, 2014; Hardiman et al., 2014), influenzando così le distribuzioni dei componenti chimici stratosferici. Di conseguenza, i cambiamenti dell’ozono stratosferico e le interazioni chimico-climatiche in futuro saranno probabilmente molto complessi. Diversi modelli chimico-climatici prevedono che il recupero dell’ozono stratosferico dipenderà dallo scenario di cambiamento climatico futuro (Dhomse et al., 2018; Keeble et al., 2021). Tuttavia, è importante menzionare che esiste un’ampia incertezza nelle proiezioni future sui cambiamenti dell’ozono stratosferico artico. La maggior parte delle simulazioni di modelli chimico-climatici indica che l’aumento dei gas serra farà sì che l’ozono artico torni ai livelli del 1980 prima dell’ozono antartico, rallentando il tasso di deplezione chimica in fase gassosa dell’ozono e potenziando la circolazione BD (WMO, 2022). Tuttavia, gli effetti di raffreddamento nella stratosfera polare inferiore indotti dall’aumento dei gas serra, combinati con l’aumento del vapore acqueo stratosferico, possono aumentare la probabilità di formazione di nuvole stratosferiche polari, potenziare la chimica eterogenea e depauperare l’ozono polare (Tian et al., 2009; Vogel et al., 2011; von der Gathen et al., 2021). von der Gathen et al. (2021) hanno mostrato che i massimi locali del potenziale di formazione delle nuvole stratosferiche polari nell’Artico tendono ad aumentare in futuro sotto scenari di alte emissioni di gas serra.

La Figura 5 illustra i cambiamenti climatici troposferici e superficiali associati al depauperamento dell’ozono stratosferico antartico o artico. La mappa mostra vari fenomeni climatici distribuiti su diverse latitudini della Terra:

1. Strengthened Arctic polar vortex – Indica un rafforzamento del vortice polare artico, associato generalmente a un raffreddamento della stratosfera sopra l’Artico.
2. Sea ice changes – Mostra cambiamenti nel ghiaccio marino che possono essere rapidi nell’aumento o lenti nella riduzione, a seconda della regione.
3. More/Less precipitation – Indica un aumento delle precipitazioni a nord (60°N) e una diminuzione a sud (30°N), suggerendo cambiamenti nella distribuzione delle precipitazioni a livello globale.
4. Southward expansion of Hadley cell – Espansione verso sud della cella di Hadley che può influenzare i modelli di precipitazione e le correnti aeree.
5. Increased subtropical precipitation – Aumento delle precipitazioni nelle regioni subtropicali, probabilmente a causa del movimento verso sud delle zone climatiche.
6. Strengthened Antarctic polar vortex – Indica un rafforzamento del vortice polare antartico, simile a quello artico, ma nell’emisfero opposto.
7. Enhanced near-surface westerly – Rafforzamento dei venti occidentali vicino alla superficie, particolarmente rilevante per le regioni occidentali dei continenti settentrionali.
8. Eurasian warming, North Pacific warming, El Nino-like SST anomalies – Riscaldamento nelle regioni eurasiatiche e del Pacifico settentrionale e anomalie della temperatura della superficie del mare simili a El Niño che influenzano il clima globale.
9. Positive NAO, Negative NPO – Oscillazione dell’Atlantico Nord positiva e Oscillazione del Pacifico Nord negativa che rappresentano cambiamenti significativi nei modelli di pressione atmosferica, influenzando clima e meteo.
10. Lower SLP – Riduzione della pressione al livello del mare, indicativa di potenziali cambiamenti nelle condizioni meteorologiche e climatiche.

Questi elementi illustrati nella figura sottolineano l’interconnettività dei sistemi climatici globali e come i cambiamenti in una parte del sistema possono avere effetti a cascata su altre parti.

3.5. Impatti climatici degli aerosol stratosferici

Gli aerosol solfati stratosferici sono altamente riflettenti nelle bande visibili e ultraviolette, il che riduce la quantità di radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre su scale temporali di mesi o anni. Studi precedenti hanno riportato una significativa forzatura radiativa effettiva negativa di circa −20 W m⁻² per unità di AOD stratosferica durante i periodi di attività vulcanica (Gregory et al., 2016; Larson e Portmann, 2016; Schmidt et al., 2018; Marshall et al., 2020), sebbene questa relazione possa non essere lineare per grandi eruzioni (Marshall et al., 2020). Di conseguenza, può essere osservato un generale raffreddamento superficiale dopo un’eruzione vulcanica, e questo raffreddamento superficiale può durare due o tre anni dopo una grande eruzione (Robock e Mao, 1995). Ad esempio, le temperature medie globali dell’aria sono state ridotte fino a 0,5°C in superficie e 0,6°C nella troposfera in seguito all’eruzione del Monte Pinatubo (Parker et al., 1996). Yu et al. (2016) hanno stimato che gli aerosol stratosferici hanno portato a una forzatura radiativa di −0,072 W m⁻² dal 1850. Tuttavia, è stato anche riportato un inverno più caldo dopo le eruzioni nei continenti dell’emisfero settentrionale, risultato di un gradiente di temperatura potenziato da polo a equatore e quindi di un vortice polare più forte (Robock e Mao, 1992; Robock, 2000). Tuttavia, l’importanza di questo riscaldamento è dubbia e incerta, e alcuni studi recenti hanno sostenuto, basandosi su modelli con una risoluzione relativamente più alta, che il riscaldamento dei continenti dell’emisfero settentrionale è molto piccolo per eruzioni come quella del Pinatubo o del Krakatau (Polvani et al., 2019; Azoulay et al., 2021; DallaSanta e Polvani, 2022).Gli aerosol stratosferici possono anche influenzare le precipitazioni regionali e globali. Ad esempio, è stato riportato che le precipitazioni monsoniche tendono a diminuire a seguito di grandi eruzioni nello stesso emisfero (Trenberth e Dai, 2007; Joseph e Zeng, 2011; Iles et al., 2013; Man et al., 2014; Yang et al., 2022), mentre si verifica un’intensificazione significativa delle precipitazioni monsoniche quando una grande forzatura vulcanica avviene nell’altro emisfero o nei tropici (Liu et al., 2016, 2022). Ma cosa causa questa risposta asimmetrica emisferica delle precipitazioni alla forzatura vulcanica? Gli aerosol stratosferici emessi da grandi eruzioni possono ridurre la radiazione solare entrante e indebolire il contrasto termico terra-mare nello stesso emisfero, portando a diminuzioni delle precipitazioni monsoniche (Iles et al., 2013; Man et al., 2014; Yang et al., 2022). D’altra parte, un’eruzione che avviene in un emisfero potenzia il contrasto termico emisferico e guida flussi trasversali all’equatore che convergono nella depressione monsonica, favorendo maggiori precipitazioni nell’emisfero opposto (Liu et al., 2016). Nel complesso, la risposta delle precipitazioni agli aerosol vulcanici nella stratosfera è il risultato di una combinazione complessa di processi multipli, inclusi effetti radiativi e dinamici, che rimangono poco compresi.

Inoltre, gli aerosol stratosferici possono modulare le interazioni clima-ozono stratosferico attraverso processi di accoppiamento chimico-radiativo-dinamico. Gli aerosol vulcanici potrebbero fornire una densità di superficie aggiuntiva per la chimica eterogenea, accelerando così l’idrolisi del pentossido di diazoto e il rilascio di alogeni attivi, che diminuirebbero l’ozono stratosferico (ad esempio, Aquila et al., 2013; Tilmes et al., 2018; Kilian et al., 2020). D’altra parte, gli aerosol solfati vulcanici riscaldano la stratosfera inferiore e accelerano la circolazione BD che trasporta più ozono verso le latitudini più elevate (Aquila et al., 2012, 2013; Muthers et al., 2015; Kilian et al., 2020).

Osservazioni Conclusive Questa rassegna riassume i principali progressi nel coupling stratosfera-troposfera e nelle interazioni chimica-clima stratosferiche, e discute alcune questioni rilevanti e grandi sfide ancora aperte. Questi nuovi avanzamenti e sviluppi nei processi stratosferici e il loro ruolo nei cambiamenti climatici implicano che la capacità di previsione del clima potrebbe essere migliorata su scale temporali sub-stagionali, stagionali, decennali e anche multi-decennali quando i processi e i segnali stratosferici sono presi in considerazione. In particolare, il Vortice Polare Stratosferico/Scaldamento Stratosferico Improvviso (SPV/SSW), l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), la Circolazione di Brewer-Dobson (BDC) e l’intrusione di aria stratosferica hanno importanti impatti sul clima e sul tempo atmosferico troposferico a varie scale temporali che vanno dal sinottico all’interannuale. Su scale temporali ancora più lunghe, i cambiamenti nella composizione stratosferica, in particolare di ozono, aerosol e vapore acqueo, possono modulare la variabilità climatica globale e le tendenze attraverso complessi feedback chimico-radiativi-dinamici, e sono quindi potenzialmente utili per migliorare la prevedibilità a lungo termine del clima terrestre. Tuttavia, l’applicazione delle informazioni stratosferiche nei modelli di previsione operativa S2S rimane una sfida, in parte a causa della complessità dei meccanismi fisici responsabili del coupling stratosfera-troposfera. Un altro motivo è che una migliore previsione della stratosfera su scale temporali S2S non è ancora stata raggiunta. I modelli chimico-climatici di ultima generazione sono ancora incapaci di riprodurre bene aspetti importanti del clima chimico e fisico della stratosfera. Ad esempio, a causa delle risoluzioni spaziali e temporali relativamente grossolane di alcuni modelli chimico-climatici, le onde di gravità stratosferiche che si verificano su scale inferiori alla risoluzione del modello non possono essere risolte, il che introduce in qualche misura incertezza e potenziale bias (ad esempio, Wang et al., 2023). Inoltre, in molti modelli il periodo e l’ampiezza della QBO non sono ben simulati. Per quanto riguarda gli aspetti della chimica stratosferica, studi precedenti hanno identificato che i modelli chimico-climatici di ultima generazione hanno difficoltà a simulare le nubi stratosferiche polari e le reazioni eterogenee che avvengono sulle superfici delle nubi stratosferiche polari modellate.Negli ultimi anni sono stati rivelati alcuni dei meccanismi attraverso i quali i processi stratosferici modulano il tempo atmosferico e il clima troposferico. Il coupling stratosfera-troposfera opera su varie scale temporali, e i diversi processi accoppiati hanno meccanismi e percorsi differenti a seconda della scala temporale. Su scale temporali sinottiche a sub-stagionali, esistono prove solide che le anomalie del Vortice Polare Stratosferico (SPV), in particolare gli eventi di Scaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), siano strettamente correlate con cambiamenti nel tempo atmosferico e nel clima troposferico con tempi di anticipo di almeno 15 giorni. Su scale temporali interannuali, l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) gioca un ruolo dominante nell’interazione stratosfera-troposfera, specialmente nei tropici. La circolazione di Brewer-Dobson (BD), che è il controllo primario dello scambio di massa stratosfera-troposfera (STE), può anche agire come un ponte dinamico tra la stratosfera tropicale e quella polare. Nonostante queste conoscenze, i meccanismi termodinamici tramite i quali le anomalie di temperatura e circolazione nella stratosfera influenzano il tempo atmosferico e il clima superficiale non sono ancora completamente compresi, e sono necessari ulteriori studi in futuro.

Esistono inoltre prove convincenti che la stratosfera stessa si stia raffreddando con l’aumento delle concentrazioni di gas serra (GHG), mentre l’ozono stratosferico ha interrotto il suo declino dagli anni 2000. In risposta all’aumento delle concentrazioni di GHG e al declino dell’ozono dagli anni ’80, alcuni fattori e processi climatici hanno mostrato tendenze evidenti sia nella stratosfera che nella troposfera. In particolare, il deperimento dell’ozono nell’Antartide ha indotto significativi cambiamenti climatici nell’emisfero australe. Negli ultimi anni, è stato rivelato che anche le variazioni dell’ozono stratosferico artico hanno avuto importanti impatti sul tempo atmosferico e sul clima nell’emisfero settentrionale. Le variazioni dell’ozono stratosferico artico potrebbero persino causare cambiamenti nelle temperature superficiali del mare (SST) e nelle correnti oceaniche nel Pacifico settentrionale. D’altra parte, è stato notato un segnale di lenta ripresa dell’ozono stratosferico negli ultimi due decenni, ma il processo di recupero e la sua importanza presentano ancora molte incertezze e si dovrebbe prestare attenzione agli impatti climatici del recupero dell’ozono in futuro. Nel frattempo, sono stati osservati diversi eventi estremamente bassi dell’ozono stratosferico artico negli ultimi anni. Se gli estremi dell’ozono stratosferico artico appariranno più frequentemente e se questi estremi eserciteranno un impatto sul tempo atmosferico e sul clima nell’emisfero settentrionale dovrebbe essere attentamente monitorato.Oltre all’ozono, l’impatto climatico del vapore acqueo stratosferico e degli aerosol è emerso come un altro argomento di grande interesse negli ultimi anni. Il vapore acqueo stratosferico sta aumentando a causa del riscaldamento climatico, mentre gli aerosol stratosferici mostrano una grande variabilità a causa delle emissioni naturali e antropogeniche altamente variabili. Finora, i contributi quantitativi degli aerosol stratosferici e del vapore acqueo al forcing radiativo sono stati ragionevolmente ben quantificati, ma rimangono grandi incertezze sui loro impatti a breve e lungo termine sul clima. Gli impatti climatici degli aerosol stratosferici e del vapore acqueo, inclusa la possibilità di impatti climatici catastrofici a seguito di un grande evento vulcanico e il fumo stratosferico proveniente da incendi estremi, sono diventati una questione difficile. Infine, da questi nuovi progressi e conoscenze riguardo al ruolo dei processi stratosferici nel clima, possiamo vedere che il coupling stratosfera-troposfera è modulato anche dai processi di superficie terrestre e oceanici (ad esempio, il manto nevoso e il ghiaccio marino), i processi atmosferici sopra la media atmosfera, il ciclo solare, il vento solare e l’aumento meteorico di particelle di fumo (vedi Fig. 6). Le interazioni dell’intera atmosfera devono essere considerate in futuro per una comprensione migliore e più approfondita del coupling stratosfera-troposfera. Le questioni più importanti che meritano la nostra attenzione al momento includono (1) lo sviluppo di modelli ad alta quota con una buona rappresentazione della stratosfera e persino dell’atmosfera superiore al fine di applicare le informazioni stratosferiche nella previsione operativa S2S; (2) il monitoraggio attento dei cambiamenti a breve e lungo termine nei costituenti stratosferici al fine di migliorare le previsioni e le proiezioni climatiche; e (3) indagini approfondite sui processi atmosferici nell’atmosfera superiore, inclusa la stratosfera e oltre, al fine di sviluppare/migliorare i modelli climatici dell’intera atmosfera.

La Figura 6 illustra il ruolo della stratosfera nelle interazioni dell’intera atmosfera a diverse scale temporali. Ecco una spiegazione dettagliata degli elementi presenti nella figura:

1. Strati atmosferici: La figura mostra due strati principali: la stratosfera e la troposfera, con la stratosfera situata sopra la troposfera. Al di sopra della stratosfera ci sono ulteriori strati indicati collettivamente come “upper atmosphere” che includono la mesosfera e la termosfera.
2. Processi termodinamici e componenti chimici stratosferici: Al centro della stratosfera, la figura evidenzia i processi termodinamici e le componenti chimiche che si verificano in questo strato, i quali sono cruciali per le interazioni tra la stratosfera e la troposfera.
3. Onde di gravità, ciclo solare, vento solare e particelle di fumo: Questi fenomeni influenzano la stratosfera dall’alto, indicando l’interazione tra la stratosfera e gli strati superiori dell’atmosfera. Le onde di gravità possono modulare il trasporto di energia e momentum attraverso la stratosfera.
4. Propagazione delle anomalie: La figura mostra come le anomalie possono propagarsi verso l’alto dalla troposfera alla stratosfera (upward wave propagation) e viceversa (downward propagation of anomalies), indicando un’interazione dinamica tra questi due strati.
5. Fenomeni climatici significativi nella troposfera: Alla base della figura, sono raffigurati diversi fenomeni climatici globali e loro influenze regionali, come l’ENSO (El Niño-Southern Oscillation), AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation), e altri, che possono essere influenzati dai processi che avvengono nella stratosfera.
6. Copertura di ghiaccio marino e neve: Questi elementi sono mostrati come influenze che partono dalla superficie terrestre e che possono impattare i processi atmosferici fino nella stratosfera.

La figura serve a illustrare come la stratosfera non sia isolata ma interagisca attivamente con gli strati atmosferici sia sopra che sotto di essa, oltre a rispondere e influenzare fenomeni climatici e meteorologici su scala globale. Queste interazioni sono cruciali per comprendere i modelli climatici e per migliorare le previsioni meteorologiche e climatiche a lungo termine.

https://www.researchgate.net/publication/369834916_Role_of_Stratospheric_Processes_in_Climate_Change_Advances_and_Challenges