Department of Earth and Planetary Sciences, Johns Hopkins University, Baltimore, Maryland, USA
Lorenzo M. Polvani

Department of Applied Physics and Applied Mathematics and Department of Earth and Environmental Sciences
Columbia University, New York, New York, USA

Vortici Polari Stratosferici

Gli intensi vortici ciclonici che si sviluppano sopra il polo durante l’inverno rappresentano una delle caratteristiche più salienti della circolazione stratosferica. La struttura e la dinamica di questi ‘vortici polari’ hanno un impatto predominante sulla circolazione stratosferica invernale e primaverile e sono cruciali per determinare la distribuzione di gas traccianti, in particolare l’ozono, nonché per le interazioni tra la stratosfera e la troposfera. In questo capitolo, analizziamo la struttura osservata, le teorie dinamiche e la modellazione di questi vortici polari. Prendiamo in considerazione sia la media zonale sia l’analisi della vorticità potenziale in tre dimensioni, esaminando l’incidenza di eventi estremi e le tendenze a lungo termine.

1. Introduzione

Il fenomeno più saliente della circolazione stratosferica è costituito dalla formazione e dissoluzione stagionale di un potente vortice ciclonico sopra il polo invernale. I vigorosi venti occidentali circompolari che delimitano questo “vortice polare” si contrappongono nettamente ai deboli venti orientali presenti nell’emisfero estivo. In ciascun emisfero, un vortice polare si manifesta in autunno, raggiunge il suo apice in pieno inverno e regredisce nel tardo inverno fino alla primavera. La struttura e la dinamica di questi vortici polari rivestono un ruolo preponderante nella circolazione stratosferica dei mesi invernali e primaverili, essendo essenziali nella determinazione delle distribuzioni di gas traccianti, con particolare riferimento all’ozono, nonché nelle interazioni tra stratosfera e troposfera.

L’interesse per la struttura e la dinamica dei vortici polari stratosferici è cresciuto notevolmente fin dalla loro scoperta negli anni ’50, caratterizzati da una circolazione stratosferica “monsonica” (con venti occidentali in inverno e orientali in estate) e dalla registrazione di eventi di rapido riscaldamento nella stratosfera polare (i cosiddetti riscaldamenti stratosferici improvvisi). Per una panoramica storica, si vedano Hamilton [1999] e Labiztke e van Loon [1999]. Tuttavia, l’interesse per i vortici stratosferici ha subito un’impennata negli anni ’80 con la scoperta del buco dell’ozono antartico: i vortici polari, fungendo da contenitori che favoriscono condizioni di temperature estremamente basse, giocano un ruolo critico nella deplezione dell’ozono polare e nella formazione annuale del buco dell’ozono antartico [ad esempio, Newman, questo volume; Solomon, 1999]. Di conseguenza, gli ultimi due decenni hanno visto una rapida espansione degli studi osservativi e di modellazione volti a una migliore comprensione della struttura e dinamica dei vortici polari. Recentemente, l’interesse si è ulteriormente intensificato in seguito a numerosi studi che hanno evidenziato l’influenza dei vortici polari sul clima e sulle condizioni meteorologiche troposferiche. In particolare, i vortici rappresentano un elemento cruciale nelle interazioni dinamiche stratosfera-troposfera e nei cosiddetti “modi annulari” [ad esempio, Kushner, questo volume].

In questo capitolo, esaminiamo la struttura osservata dei vortici polari e sintetizziamo i recenti progressi nella comprensione della loro dinamica. Affrontiamo brevemente questioni pertinenti alla deplezione dell’ozono polare e all’accoppiamento stratosfera-troposfera, rimandando però a discussioni più approfondite in Newman [questo volume] e Kushner [questo volume]. Per recensioni precedenti sui vortici polari, si rimanda a Schoeberl e Hartmann [1991] e Newman e Schoeberl [2003].La struttura climatologica osservata e la variabilità dei vortici polari sono sintetizzate nella Sezione 2, con un’enfasi sugli aspetti della media zonale. Nella Sezione 3, i vortici polari vengono analizzati da una prospettiva di vorticità potenziale (PV), seguita da un’approfondita discussione sulle teorie dinamiche e sulla modellazione basata su PV, includendo la propagazione e l’interazione delle onde di Rossby e la formazione di una ‘zona di surf’ circostante i vortici. Nella Sezione 4, si discutono le osservazioni e le teorie relative agli eventi estremi dei vortici, inclusi i cosiddetti ‘riscaldamenti stratosferici improvvisi’. L’interazione con la troposfera è esplorata nella Sezione 5, dove vengono esaminati gli impatti potenziali dei vortici polari stratosferici sul clima e sulle condizioni meteorologiche troposferiche. Nella Sezione 6, si passa in rassegna le tendenze osservate nell’arco degli ultimi quattro decenni e le proiezioni dei modelli riguardanti le possibili ripercussioni del cambiamento climatico sulla dinamica dei vortici polari stratosferici. Le considerazioni conclusive sono presentate nell’ultima sezione.

2. Struttura Climatologica

Le caratteristiche fondamentali dei vortici polari stratosferici emergono dall’analisi delle medie zonali dei venti zonali. Ad esempio, la Figura 1a illustra le variazioni latitudinali e in quota dei venti zonali climatologici per luglio nell’Emisfero Meridionale (grafico a sinistra) e per gennaio nell’Emisfero Settentrionale (grafico a destra). (Per grafici analoghi relativi ad altri periodi e alle temperature medie zonali, si rimanda a Andrews et al. [1987] e Randel e Newman [1998]). In entrambi gli emisferi si osserva un marcato getto di venti occidentali, la cui zona centrale corrisponde grosso modo al limite del vortice polare.

La Figura 1 illustra due aspetti distinti della circolazione zonale media stratosferica:

(a) Il pannello superiore (a) mostra la distribuzione latitudinale e in quota dei venti zonali medi climatologici per l’Emisfero Meridionale (SH) a luglio (grafico di sinistra) e per l’Emisfero Settentrionale (NH) a gennaio (grafico di destra). Le isoplete, o linee di contorno, indicano velocità del vento costanti in metri al secondo (m/s), mentre le aree ombreggiate denotano zone di venti zonali particolarmente intensi. L’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica in ettopascal (hPa), che funge da prossimale per l’altitudine (valori minori di hPa corrispondono a quote maggiori), e l’asse orizzontale mostra la latitudine, estendendosi dai poli all’equatore.

(b) Il pannello inferiore (b) visualizza la variazione latitudinale e stagionale dei venti zonali medi climatologici a un livello di pressione di 10 hPa, che è situato nella stratosfera media. Le linee di contorno rappresentano velocità del vento zonale media, con i valori positivi indicanti venti occidentali e i valori negativi indicanti venti orientali. L’asse verticale è assegnato alla latitudine, mentre l’asse orizzontale è suddiviso nei mesi dell’anno, permettendo l’analisi della variabilità stagionale dei venti.

Il grafico (a) fornisce dati essenziali sulla forza e la posizione del getto polare stratosferico, che è un indicatore della posizione e dell’intensità del vortice polare. Differenze significative tra l’Emisfero Meridionale e quello Settentrionale sono evidenti, con il vortice antartico che si mostra più esteso e vigoroso rispetto al suo corrispettivo artico, oltre a una maggiore persistenza nel tempo. Il grafico (b) offre una visione sinottica della progressione stagionale dei venti zonali, evidenziando il cambiamento dei regimi di vento da orientali a occidentali e viceversa, e sottolinea il contrasto tra i regimi di vento estivi e invernali, fondamentale per comprendere le dinamiche stratosferiche e le relative implicazioni per la chimica atmosferica, in particolare per ciò che riguarda la formazione e la dinamica delle nubi stratosferiche polari e la deplezione dell’ozono.

Questi getti occidentali, mostrati nella Figura 1a, si originano a causa di pronunciati gradienti termici da polo a equatore, connotati da temperature estremamente basse nelle regioni polari durante l’inverno (si veda di seguito). I vortici polari stratosferici si sviluppano in autunno a seguito della cessazione del riscaldamento solare delle regioni polari, raggiungendo la massima intensità in pieno inverno, per poi attenuarsi verso la fine dell’inverno e durante la primavera, con il progressivo ritorno dell’insolazione nelle regioni polari. Ciò è rappresentato nella Figura 1b, che espone le variazioni stagionali e latitudinali dei venti zonali nella stratosfera media (10 hPa). In entrambi gli emisferi, durante i mesi estivi si registrano deboli venti orientali (giugno-agosto nell’Emisfero Settentrionale, dicembre-febbraio nell’Emisfero Meridionale), che vengono gradualmente sostituiti da venti occidentali in autunno, intensificandosi fino a formare un robusto flusso zonale in pieno inverno. Questi forti venti occidentali poi declinano durante la primavera, lasciando il posto a venti orientali in estate.

Sebbene i processi radiativi (quali il riscaldamento dovuto all’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono e il raffreddamento per emissione termica da parte del biossido di carbonio) svolgano un ruolo forzante nella definizione dei grandi gradienti latitudinali di temperatura e del conseguente flusso zonale, la stratosfera invernale non si trova in uno stato di equilibrio radiativo. Le onde generate nella troposfera (ad esempio, dalla topografia, dai contrasti di riscaldamento tra terra e mare, o dalle eddies troposferiche) si propagano verso l’alto nella stratosfera, perturbandola e allontanandola dall’equilibrio radiativo. Di conseguenza, i venti zonali mostrati nella Figura 1 sono meno intensi di quelli previsti dall’equilibrio radiativo [si veda Andrews et al., 1987]. Inoltre, la propagazione di tali onde nella stratosfera varia a seconda delle condizioni stratosferiche. Charney e Drazin [1961] hanno dimostrato che le onde di Rossby si propagano verso l’alto solo se presentano una scala orizzontale ampia e se il flusso è relativamente debole e orientato verso est rispetto alla loro velocità di fase; in altre parole, le onde stazionarie si propagano attraverso venti occidentali deboli [si veda Andrews et al., 1987]. Pertanto, le onde di Rossby stazionarie si propagano nella stratosfera durante l’inverno (quando prevalgono i venti occidentali) e non in estate (quando dominano i venti orientali), rendendo il flusso stratosferico più turbolento in inverno rispetto all’estate.

Significative differenze emisferiche nei vortici polari sono evidenziate nella Figura 1: il vortice Antartico è più esteso, più intenso (con venti occidentali più rapidi) e ha una durata maggiore rispetto al suo corrispondente Artico. Tali differenze sono attribuibili a variazioni emisferiche nella generazione e propagazione delle onde. La maggiore topografia e i contrasti terra-mare nell’NH inducono la formazione di onde di Rossby planetarie più numerose e ampie, che perturbano il vortice stratosferico distanziandolo maggiormente dall’equilibrio radiativo rispetto allo SH. Le differenze emisferiche nella robustezza e, in particolare, nella bassa temperatura dei vortici polari sono cruciali per la comprensione della deplezione dell’ozono, come spiegato successivamente.

Anche le variazioni emisferiche nella variabilità dei vortici sono rilevanti, con il vortice antartico caratterizzato da una minore variabilità sia su scale temporali intra-stagionali che interannuali. Queste differenze si manifestano nell’evoluzione delle temperature polari minime a 50 hPa, come mostrato nella Figura 2. Osservazioni simili emergono da altre diagnostiche delle temperature e dai venti zonali ad alte latitudini [es., Randel e Newman, 1998; Yoden et al., 2002]. Le temperature minime climatologiche (curve più spesse) in Antartide sono inferiori e persistono più a lungo a bassi valori rispetto all’Artico. Inoltre, la variabilità delle temperature è notevolmente maggiore nell’Artico rispetto all’Antartico: nell’Artico si osserva un ampio range di temperature da autunno a primavera (novembre-aprile), mentre in Antartide il range è relativamente ristretto, eccetto che durante la tarda primavera (ottobre-novembre). La distribuzione e i quartili nella Figura 2 indicano che la distribuzione delle temperature artiche è non gaussiana e fortemente asimmetrica; si veda Yoden et al. [2002] per approfondimenti.

la Figura 2 fornisce una rappresentazione grafica della climatologia giornaliera delle temperature minime polari a 50 hPa, stratificata per l’Artico (a) e l’Antartico (b), basata sui dati raccolti nel periodo 1979-2008. Ecco una spiegazione dettagliata conforme al linguaggio scientifico:

  • Linea Nera: Questa linea indica la media temporale giornaliera delle temperature minime, calcolata come media di tutti i valori corrispondenti per ciascun giorno nel trentennio di riferimento, fornendo così una stima della temperatura media minima giornaliera caratteristica per il dato periodo climatologico.
  • Ombreggiatura Grigia: L’ombreggiatura illustra la distribuzione percentuale delle temperature minime giornaliere. Le varie tonalità di grigio corrispondono a percentili specifici della distribuzione, riflettendo la variabilità intraseasonale e interannuale delle temperature. Ad esempio, le fasce più chiare esterne possono rappresentare il decimo e il novantesimo percentile, mentre le fasce più scure centrali illustrano il range interquartile, che comprende la mediana e la maggior parte delle osservazioni.
  • Linee Tratteggiate Orizzontali: Queste linee indicano le soglie critiche di temperatura al di sotto delle quali è possibile la formazione di nubi stratosferiche polari (PSC) di tipo I e II, fenomeni noti per il loro ruolo nella catalisi delle reazioni di deplezione dell’ozono stratosferico. Le temperature che scendono al di sotto di queste soglie sono indice di condizioni favorevoli per tali processi chimici distruttivi.

Dall’analisi della figura si possono trarre diverse osservazioni scientifiche:

  • L’Artico (a) mostra una maggiore variabilità delle temperature minime rispetto all’Antartico (b), come dimostrato dalla maggiore estensione verticale dell’ombreggiatura grigia, indicativa di una più ampia gamma di temperature osservate.
  • La stagionalità è chiaramente evidente, con le temperature minime che diminuiscono durante i mesi invernali e aumentano durante i mesi estivi, in risposta alla variazione dell’insolazione solare.
  • L’Antartico registra temperature minime inferiori rispetto all’Artico e persiste per periodi più lunghi al di sotto delle soglie critiche per la formazione delle PSC, il che implica una maggiore probabilità di processi di deplezione dell’ozono.
  • Queste differenze emisferiche nelle temperature minime stratosferiche hanno implicazioni significative per la comprensione dei processi di deplezione dell’ozono polare, con un’incidenza maggiore e più regolare di eventi di deplezione nell’Antartico rispetto all’Artico.

In conclusione, questa figura è fondamentale per gli studi sulla variabilità termica della stratosfera polare e le sue conseguenze per la dinamica dell’ozono e per i meccanismi di retroazione climatica.

La variabilità nell’Artico si manifesta su scale interannuali, intra-stagionali e settimanali. In un singolo inverno, possono verificarsi periodi con temperature estremamente basse così come periodi con temperature molto alte, e la transizione tra questi eventi può avvenire rapidamente. Questi eventi estremi, in particolare quelli deboli (i cosiddetti “riscaldamenti stratosferici improvvisi”), sono approfonditi nella sezione 4.

Le differenze nelle temperature polari illustrate nella Figura 2 chiariscono le differenze emisferiche nella deplezione dell’ozono polare. In Antartide, le temperature minime di metà inverno sono inferiori alle temperature soglia per la formazione di nubi stratosferiche polari (PSC) ogni anno (linee orizzontali nella Figura 2), risultando nella formazione annuale di PSC, processi chimici e ampia deplezione dell’ozono. Al contrario, le temperature artiche scendono sotto la soglia per la formazione di PSC meno frequentemente, portando a una deplezione dell’ozono nell’Artico meno frequente e meno estesa. Per maggiori dettagli si rimanda a Newman [questo volume].

La variabilità interannuale dei vortici è influenzata da forzanti esterne alla circolazione atmosferica, quali variazioni solari, eruzioni vulcaniche e cambiamenti antropogenici nella composizione (es., ozono e gas serra (GHG)), nonché da variazioni interne al sistema climatico, come l’oscillazione quasi-biennale (QBO), El Niño-Oscillazione Meridionale (ENSO) e la variabilità interna dovuta a non linearità. Per ulteriori discussioni sull’impatto della QBO e delle variazioni solari sulla variabilità dei vortici si rimanda a Gray [questo volume] e Haigh [questo volume].

3. Dinamica della Vorticità Potenziale

L’analisi delle quantità medie zonali fornisce informazioni sulla configurazione generale e sulla variabilità dei vortici polari. Tuttavia, per acquisire una comprensione più approfondita della variabilità sinottica e della dinamica dei vortici, è necessario esaminare la loro struttura tridimensionale. La vorticità potenziale (PV) è una grandezza particolarmente indicata per studiare la struttura e la dinamica dei vortici polari, in quanto consente di integrare le informazioni dinamiche con quelle termiche dell’atmosfera.

La PV ha proprietà che la rendono uno strumento prezioso per l’analisi dei vortici polari. È una grandezza conservata per flussi adiabatici e non viscosi, e permette di inferire altri campi dinamici tramite il processo di inversione, assumendo un appropriato stato di equilibrio e date condizioni al contorno. Inoltre, i gradienti di PV fungono da meccanismo di ripristino per le onde di Rossby, rendendo l’analisi della distribuzione di PV essenziale per comprendere la loro dinamica e propagazione.

Le mappe di PV su superfici isentropiche sono informative per quanto riguarda la struttura e l’evoluzione dei vortici polari, nonché per lo studio del trasporto di tracce di gas. Queste mappe tipicamente mostrano i vortici polari come aree circolari coerenti di elevata PV, con gradienti netti di PV che delimitano le regioni di alta concentrazione. È importante notare che nei grafici dell’Emisfero Meridionale, alti valori di PV si riferiscono a elevati valori assoluti, dato che la PV è definita come negativa in questo emisfero.

Le mappe che rappresentano la media climatologica della PV evidenziano che il vortice antartico è più esteso e più marcato rispetto a quello artico. Questo si riflette in gradienti di PV più pronunciati che, a loro volta, sono associati a venti occidentali più intensi. Tali mappe climatologiche sono utilizzate per illustrare l’evoluzione temporale dei vortici polari e il trasporto di sostanze chimiche traccianti nell’atmosfera. Ad esempio, si vedano le mappe di PV medie climatologiche su una superficie isentropica tipica per l’Emisfero Settentrionale a gennaio e per l’Emisfero Meridionale a luglio, che mostrano queste differenze strutturali e dinamiche.

Le mappe di vorticità potenziale (PV) rivelano differenze sostanziali nelle variazioni zonali tra i vortici. Il vortice antartico mostra una struttura più simmetrica e un posizionamento più prossimo al polo rispetto al vortice artico, il quale tende ad essere spostato verso il continente eurasiatico e associato con un anticiclone stazionario situato sulle Isole Aleutine. Queste caratteristiche sono indicative di una maggiore simmetria e stabilità del vortice antartico in confronto con quello artico, il quale presenta una maggiore suscettibilità alle distorsioni e agli spostamenti, in particolare nella stratosfera inferiore.

La teoria di Charney-Drazin fornisce un quadro per comprendere il filtraggio delle onde che si propagano nella stratosfera e spiega perché i disturbi nella stratosfera tendono a manifestarsi su scale più ampie rispetto a quelli nella troposfera. Nell’Artico, i disturbi stratosferici si verificano tipicamente tra i numeri d’onda zonali 1 e 3, a differenza dei disturbi troposferici che spesso presentano onde con numeri d’onda più elevati.

La variabilità della struttura del vortice artico è marcata, con significative modificazioni che possono verificarsi da un giorno all’altro. Ad esempio, un’analisi dei mappe di PV durante i mesi invernali del 1979 mostra che il vortice può subire un’estensione e uno spostamento dalla posizione polare, nonché la formazione di una protrusione di PV verso le medie latitudini. Tuttavia, la forma del vortice può ritornare ad essere più circolare prima di subire ulteriori perturbazioni. Eventi specifici, come il riscaldamento stratosferico improvviso, sono associati a cambiamenti significativi nella morfologia del vortice, come l’allungamento e la divisione in due nuclei separati di alta PV.

La PV non solo facilita la visualizzazione della morfologia e dell’evoluzione dei vortici, ma è anche fondamentale per l’analisi della loro dinamica. Studi precedenti hanno interpretato le caratteristiche osservate nelle mappe di PV in termini di interazioni delle onde di Rossby, fornendo così intuizioni importanti sulla dinamica dei sistemi di vortice.

McIntyre e Palmer hanno distinto tra distorsioni reversibili del vortice, associate a onde di Rossby in propagazione, e deformazioni irreversibili, caratterizzate dal distacco di masse d’aria ad alta PV dal vortice e dalla loro dispersione verso le medie latitudini, come illustrato a fine gennaio 1979 nella Figura 4. Quest’ultimo processo è stato descritto come “frangimento dell’onda” di Rossby, e la regione circostante il vortice è stata definita come la “zona di surf” stratosferica. Tale frangimento delle onde di Rossby è un fenomeno frequente al limite del vortice, si verifica anche in assenza di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) ed è stato oggetto di numerosi studi osservativi.

Il frangimento delle onde di Rossby e la conseguente formazione di una zona di surf sono stati analizzati in dettaglio attraverso modelli numerici. In uno studio pionieristico, Juckes e McIntyre hanno condotto simulazioni ad alta risoluzione su un singolo strato di un vortice polare inizialmente simmetrico soggetto a forzante di “onda 1”, simulando l’impatto delle onde di Rossby propagantesi verso l’alto. Queste simulazioni hanno evidenziato il frangimento delle onde di Rossby al margine del vortice, con la formazione di filamenti di aria vorticosa che vengono separati dal vortice e mescolati verso le medie latitudini, nonché l’entrainment di masse d’aria tropicali, e la generazione di gradienti di PV accentuati.

Questi fenomeni sono visualizzati nella Figura 5b, che rappresenta l’evoluzione del vortice in calcoli analoghi effettuati in un modello sferico di acqua poco profonda. Il frangimento dell’onda di Rossby, la dispersione di filamenti verso le medie latitudini e l’erosione del vortice sono aspetti ricorrenti nelle simulazioni del vortice polare e sono stati documentati in un’ampia gamma di studi successivi che hanno impiegato modelli di diversa complessità, dai semplici modelli planari a quelli tridimensionali. Inoltre, i flussi vorticosi bidimensionali tradizionali mostrano anch’essi la formazione di gradienti ripidi ai bordi dei vortici e la stabilità dei filamenti in flussi di deformazione. Queste dinamiche contribuiscono a spiegare la resistenza dei filamenti osservata nelle simulazioni della stratosfera.

Le simulazioni tridimensionali di un vortice soggetto a forzamento identificano due tipologie di frangimento delle onde di Rossby: il “frangimento remoto”, in cui le onde si propagano lungo il bordo del vortice e si frangono ai livelli superiori, come mostrato ad esempio nella Figura 5c, e il “frangimento locale”, dove il frangimento avviene ai livelli inferiori del vortice, ostacolando ulteriori propagazioni dell’onda verso i livelli superiori. Queste simulazioni evidenziano inoltre come la propagazione e il frangimento dell’onda siano sensibili ai gradienti presenti al margine del vortice, con un’intensificata propagazione verticale e frangimento in presenza di gradienti più ripidi.

L’enfasi di tali simulazioni e delle analisi osservative è stata prevalentemente sull’effetto delle onde di Rossby in propagazione ascendente. Tuttavia, lo studio recente di Esler e Scott ha rivisitato l’ipotesi di eccitazione risonante di modi liberi, precedentemente esplorata da Tung e Lindzen, e da Plumb. Hanno dimostrato che in un modello quasi-geostrofico tridimensionale idealizzato esistono non solo onde di Rossby in propagazione sia ascendente che discendente, ma anche un modo barotropico, che può essere attivato da forzamenti transitori e predominare sulle onde ascendenti. Hanno inoltre osservato che alcuni riscaldamenti stratosferici improvvisi maggiori che hanno portato alla divisione del vortice nell’emisfero settentrionale mostrano una struttura simile a quella dei riscaldamenti improvvisi barotropici modellati.

Nonostante l’evoluzione dinamica dei vortici polari sia governata da numeri d’onda zonali di dimensioni relativamente ampie, le simulazioni numeriche rivelano la formazione rapida di strutture a scala fine, come filamenti di PV e gradienti di PV molto ripidi. La rappresentazione di queste strutture a scala fine sfugge alle osservazioni satellitari stratosferiche a bassa risoluzione e alle analisi meteorologiche, sollevando iniziali dubbi sulla loro realtà. Tuttavia, calcoli di traiettoria ad alta risoluzione basati su dati dei venti derivati da analisi meteorologiche sono stati in grado di riprodurre tali strutture, incluse filamenti e gradienti ripidi, che si accordano strettamente con le simulazioni numeriche. La Figura 6, ad esempio, mostra simulazioni ad alta risoluzione del vortice stratosferico inferiore in gennaio 1992, evidenziando caratteristiche a scala fine non visibili nei campi di PV analizzati ma coerenti con le simulazioni dinamiche ad alta risoluzione. La presenza di queste strutture a scala fine è stata confermata anche da misurazioni di traccianti chimici effettuate tramite voli di ricognizione durante lo stesso periodo.

La Figura 3 visualizza due mappe proiettate in coordinate polari che mostrano la distribuzione della vorticità potenziale (PV) alla superficie isentropica di 850 K, equivalente a una pressione di circa 10 hPa, per l’Emisfero Settentrionale (NH) a gennaio (a) e per l’Emisfero Meridionale (SH) a luglio (b).

(a) Nella mappa dell’Emisfero Settentrionale, possiamo osservare che il vortice polare non è perfettamente simmetrico e mostra una struttura più complessa e possibilmente disturbata. Questo è indicativo di una dinamica atmosferica più variabile e potenzialmente più attiva, con una possibile maggiore interazione tra il vortice polare e i sistemi meteorologici delle medie latitudini.

(b) La mappa dell’Emisfero Meridionale, al contrario, mostra un vortice polare molto più simmetrico e concentrico, indicando una struttura più stabile e meno soggetta a disturbi significativi. La concentrazione più elevata di PV vicino al polo suggerisce un vortice ben definito e fortemente isolato dalle zone di media latitudine.

In entrambe le mappe, le linee curve chiuse rappresentano isolinee di PV, che in atmosfera segnano regioni di particolare importanza dinamica. I gradienti di PV, o la distanza tra queste linee, sono collegati alla forza dei venti: gradienti più stretti (linee più ravvicinate) indicano venti più forti. Queste isolinee sono utili per identificare la posizione del getto del vortice polare e le aree di forte shear dinamico, che possono influenzare il movimento di masse d’aria e la distribuzione di tracce gassose.

Queste mappe sono di fondamentale importanza per i meteorologi e i ricercatori climatici, poiché la PV è conservata in processi adiabatici e non dissipativi, e pertanto traccia efficacemente il movimento dell’aria nella stratosfera. La differenza tra le due emisferi sottolinea l’importanza delle condizioni locali, come la distribuzione continentale e la topografia, che influenzano la generazione di onde e la loro propagazione nell’atmosfera, elementi chiave per la formazione e l’evoluzione dei vortici polari.

La Figura 4 mostra una serie di mappe che rappresentano la distribuzione della vorticità potenziale (PV) nell’Emisfero Settentrionale, su una superficie isentropica di 750 K, per diversi giorni tra gennaio e febbraio 1979. Queste mappe sono state ottenute dalle rianalisi del National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research.

Osservando la sequenza temporale si possono identificare le seguenti caratteristiche dinamiche del vortice polare:

  • 23 e 24 gennaio: Le mappe mostrano un vortice artico che presenta una configurazione estesa con una significativa deformazione. Questo indica un sistema dinamico attivo e possibili interazioni con processi meteorologici a scala più ampia.
  • 27 e 28 gennaio: Le deformazioni del vortice diventano più evidenti, con un’estensione marcata di PV verso le medie latitudini. Questo suggerisce una fase di intensa attività dinamica, dove i processi di frangimento delle onde di Rossby possono essere in corso.
  • 31 gennaio: La struttura del vortice appare ancor più distesa e dislocata rispetto alla posizione polare standard, una caratteristica associata a un evento di riscaldamento stratosferico improvviso.
  • 4 e 18 febbraio: Si nota un apparente tentativo di ricompattamento del vortice verso una forma più arrotondata, ma con persistenza di perturbazioni significative che indicano una fase di ripresa non ancora completata.
  • 22 febbraio: Infine, il vortice mostra una configurazione allungata con evidenti segni di scissione in due centri distinti di alta PV, il che è indicativo di una fase avanzata di un evento di riscaldamento stratosferico improvviso, con possibile scissione del vortice.

In generale, queste mappe forniscono informazioni preziose sulla dinamica del vortice polare e sui processi atmosferici a esso associati. Variazioni nella forma e nell’intensità del vortice, come quelle mostrate, sono cruciali per comprendere la circolazione stratosferica e gli effetti a catena che possono influenzare il tempo e il clima a livello globale. Eventi di distorsione e scissione del vortice possono avere ripercussioni sul trasporto di masse d’aria e sulla distribuzione di composti chimici nella stratosfera, influenzando i modelli climatici e le condizioni meteorologiche.

La Figura 5 illustra i risultati di simulazioni numeriche volte a esplorare la risposta di vortici polari a forzamenti topografici rappresentati dalle onde stazionarie di tipo 1 attraverso una gerarchia di modelli di complessità crescente.

A) Il pannello (A) mostra risultati da un modello quasi-geostrofico planare, in cui la vorticità potenziale (PV) è rappresentata da una discontinuità singola. Questo modello astratto è utilizzato per studiare le risposte dinamiche di base del vortice a una forzante semplice. Nella sequenza di immagini si osserva la progressiva distorsione del vortice, che evidenzia il processo di frangimento delle onde di Rossby in risposta alla forzante topografica. I numeri indicano i giorni trascorsi dall’inizio della simulazione.

B) Il pannello (B) mostra risultati da un modello di acqua poco profonda su una sfera, che presenta una distribuzione continua di PV e considera la curvatura della Terra. Rispetto al modello planare, questo approccio fornisce una rappresentazione più fedele del comportamento fisico dei fluidi su una scala globale. Le immagini mostrano come il vortice polare, inizialmente simmetrico, diventa progressivamente più asimmetrico e irregolare sotto l’influenza del forzamento.

C) Il pannello (C) presenta risultati da un modello tridimensionale basato sulle equazioni primitive, che fornisce una rappresentazione completa e realistica della dinamica atmosferica. Qui, le simulazioni rivelano la formazione di strutture tridimensionali dettagliate, come filamenti di vorticità e strutture laminari, che emergono e si distaccano dal nucleo del vortice. Queste strutture complesse si sviluppano nel tempo, come indicato dai numeri sui singoli frame.

Complessivamente, la Figura 5 dimostra come i vortici polari possono essere sensibili a determinate forzanti e come la loro struttura può essere alterata in maniera significativa. La gerarchia di modelli mostra un’evoluzione da una rappresentazione semplificata a una pienamente tridimensionale, permettendo agli scienziati di comprendere i meccanismi fondamentali che guidano la dinamica dei vortici polari e l’interazione con la topografia terrestre e le onde atmosferiche.

Il frangimento delle onde di Rossby al limite del vortice riveste importanza non solo per la dinamica vorticale, ma è anche un processo chiave nel trasporto dei gas traccianti nella stratosfera. Questo fenomeno è stato ampiamente recensito da Plumb [2002] e Shepherd [2007], che hanno esaminato le dinamiche di trasporto dei traccianti stratosferici. Il frangimento delle onde di Rossby sottrae aria dalle periferie dei vortici, formando gradienti marcati e inserendo aria vorticale nelle latitudini medie. Tale dinamica gioca un ruolo centrale nella definizione della distribuzione dei gas traccianti nell’alta atmosfera. Grafici di latitudine-altitudine per gas traccianti a lunga vita, quali N2O, CH4 e CFC (con sorgenti nella troposfera e assorbimenti nella stratosfera superiore/mesosfera), evidenziano come le isoplette dei traccianti siano depresse all’interno dei vortici polari rispetto alle medie latitudini.

Mentre la discesa di aria ai poli contribuisce alle differenze nella concentrazione dei traccianti dentro e fuori il vortice, è la disparità nella miscelazione orizzontale a dominare. Una miscelazione rapida si verifica nella cosiddetta “zona di surf”, con una minima mescolanza attraverso il margine del vortice, risultando in un omogeneizzazione dei traccianti all’interno della zona di surf e la creazione di gradienti di traccianti latitudinali netti al confine dei vortici polari. Simili gradienti si riscontrano anche al margine subtropicale della zona di surf.

Nonostante il margine del vortice agisca da barriera alla miscelazione, questa non è assoluta. Indizi, principalmente derivanti dall’analisi delle relazioni tra diversi traccianti, suggeriscono la presenza di mescolanza attraverso il bordo del vortice. I meccanismi di questa miscelazione e i tempi in cui essa si verifica sono ancora argomenti di discussione scientifica. Sono stati osservati eventi di frangimento delle onde di Rossby “inward”, nei quali l’aria della zona di surf viene miscelata all’interno del vortice (come mostrato nella Figura 6). Questi eventi sono tuttavia rari e più comunemente si ha il frangimento delle onde di Rossby che trasporta aria dal vortice alle latitudini medie. ( Il termine “inward” in questo contesto si riferisce alla direzione del movimento dell’aria durante un evento di frangimento delle onde di Rossby. Normalmente, il frangimento delle onde di Rossby al margine di un vortice polare può causare la mescolanza di aria dal vortice verso le medie latitudini. Tuttavia, in un evento di frangimento delle onde di Rossby “inward”, il movimento dell’aria va in direzione opposta: aria dalla “zona di surf”, o regioni di latitudini medie, viene spinta o mescolata verso il vortice polare, all’interno del vortice stesso.

In sintesi, “inward Rossby wave-breaking” descrive un processo in cui le perturbazioni atmosferiche si muovono verso l’interno del vortice polare, anziché allontanarsi da esso. Questo può portare a un cambiamento nella struttura del vortice e influenzare la distribuzione di gas traccianti e altri costituenti atmosferici all’interno del vortice.)

La Figura 6 presenta quattro mappe proiettate in coordinate polari che illustrano una simulazione ad alta risoluzione del movimento di un tracciante passivo a un livello di potenziale temperatura di 450 K nel corso di gennaio 1992. Il tracciante è stato inizializzato usando il campo di vorticità potenziale (PV) del 16 gennaio 1992, che funge da indicatore della distribuzione iniziale del tracciante nell’atmosfera.

Analizzando le quattro mappe, è possibile osservare l’evoluzione dinamica del tracciante passivo e i cambiamenti nella sua distribuzione:

  • 22 gennaio 1992 (in alto a sinistra): Il tracciante mostra una concentrazione intorno al polo, indicando una struttura coerente e compatta del vortice polare in questo stadio.
  • 24 gennaio 1992 (in alto a destra): Si nota l’inizio di una dispersione del tracciante dal vortice verso esterno, con la formazione di strutture allungate che suggeriscono l’azione di mescolanza atmosferica e il possibile inizio di un evento di frangimento dell’onda di Rossby.
  • 26 gennaio 1992 (in basso a sinistra): La distorsione del tracciante si accentua, con un’estensione maggiore verso le latitudini più basse e la formazione di filamenti che indicano un processo di mescolanza più intenso.
  • 28 gennaio 1992 (in basso a destra): Il tracciante è ora altamente disteso e distribuito, con filamenti che si estendono in diverse direzioni. Questa è un’ulteriore indicazione di intensa attività di mescolanza e di un trasporto significativo di massa d’aria dal vortice verso le latitudini medie.

Queste simulazioni evidenziano l’importante ruolo del frangimento delle onde di Rossby nella redistribuzione dei traccianti atmosferici. Le strutture filamentose rappresentano regioni dove il tracciante, e quindi l’aria che lo contiene, è stato trasportato dal nucleo del vortice polare verso altre regioni dell’atmosfera. Questo processo di trasporto è fondamentale per comprendere come i gas traccianti, e potenzialmente altri inquinanti o sostanze chimiche, vengano spostati nella stratosfera e possano influenzare l’ambiente atmosferico su scale sia regionali che globali.

  1. Eventi Estremi

Come discusso nella Sezione 2, si registra un’elevata variabilità nel vortice artico durante il periodo autunno-primavera, alternando fasi di insolita intensità a periodi di debolezza marcata (o persino di assenza del vortice), con transizioni rapide tra questi stati. La variabilità del vortice artico e la ricorrenza di eventi estremi sono illustrate nella Figura 7, che mostra la serie storica dell’indice del Modo Annuale Settentrionale (NAM) per un arco di 24 anni [Polvani e Waugh, 2004]. Il NAM rappresenta il principale schema di variabilità nella troposfera e stratosfera extratropicale dell’emisfero settentrionale [Thompson e Wallace, 2000].

Dato che il vortice polare domina la variabilità stratosferica, l’indice NAM a 10 hPa è una misura approssimativa della forza del vortice stratosferico: un indice NAM positivo corrisponde a un vortice robusto, mentre un indice negativo a un vortice debole (ad esempio, la dissoluzione del vortice artico mostrata nella Figura 4 corrisponde a un periodo in cui l’indice NAM è intorno a -3).

Durante l’estate, l’indice NAM mostra scarsa variabilità, mentre in inverno e primavera si registra un’ampia variabilità, con transizioni rapide tra vortici forti e deboli. Eventi estremamente forti e deboli si verificano mediamente circa una volta ogni due inverni, sebbene la loro frequenza non sia distribuita uniformemente: è possibile che si verifichino due eventi di vortice debole in un unico inverno (come nell’inverno 1998/1999), e possono esserci periodi prolungati con pochi eventi deboli e frequenti eventi forti (come nei primi anni ’90 [Manney et al., 2005]). La distribuzione di probabilità dell’indice NAM in inverno [Baldwin e Dunkerton, 2001; Polvani e Waugh, 2004] è simile a una Gaussiana, e la frequenza degli eventi di vortice forte/debole è coerente con le aspettative per un processo stocastico.

Periodi in cui l’indice NAM è inferiore a -2,7 sono generalmente associati con eventi maggiori di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), definiti tradizionalmente e in maniera più semplice attraverso l’inversione dei venti zonali medi a 60°N e 10 hPa. Gli SSW sono stati oggetto di ampie ricerche, con una letteratura estensiva che esamina l’evoluzione del vortice durante singoli SSW. Tuttavia, fino a tempi recenti, c’erano pochi studi sulla natura climatologica degli SSW. Utilizzando la definizione tradizionale degli SSW basata sui venti zonali, Charlton e Polvani [2007] hanno identificato una media di circa sei SSW ogni decennio (29 SSW nei 44 inverni tra il 1957/1958 e il 2001/2002). Questo studio e quelli di Limpasuvan et al. [2004] e Matthewman et al. [2009] hanno anche utilizzato l’analisi basata su dati compositi per esaminare la natura climatologica degli SSW, compresa l’evoluzione della temperatura, del flusso zonale e dei flussi di calore eddico durante gli eventi di riscaldamento, così come la struttura tridimensionale dei vortici. (Anche la natura climatologica degli eventi di vortice forte è stata indagata da Limpasuvan et al. [2005]).

Nel campo tradizionale, i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) venivano categorizzati in eventi di tipo onda 1 o onda 2 basandosi sull’ampiezza dei numeri d’onda longitudinali. Tuttavia, a causa della non linearità del flusso atmosferico, tale sistema di classificazione potrebbe indurre in errore [si veda Waugh, 1997]. Pertanto, si è rivelato più idoneo adottare una classificazione incentrata sul vortice stesso. Charlton e Polvani [2007] e Matthewman et al. [2009] hanno impiegato questa metodologia classificando gli SSW in eventi di “dislocazione del vortice” o di “frattura del vortice”. (Ad esempio, il riscaldamento minore di gennaio e il riscaldamento maggiore di febbraio del 1979, rappresentati nella Figura 4, sono esempi di dislocazione e frattura del vortice, rispettivamente.) Questi studi hanno rivelato che i due tipi di eventi possiedono caratteristiche dinamiche distinte, con variazioni nei flussi stratosferici e troposferici precedenti agli eventi e nella successiva evoluzione del vortice. Nonostante i cicli di vita degli eventi di dislocazione e frattura differiscano considerevolmente, le variazioni tra eventi individuali della stessa categoria sono meno pronunciate, sia per quanto concerne la struttura verticale che l’orientamento longitudinale, e tali caratteristiche risultano ben delineate negli eventi compositi [Matthewman et al., 2009]. In particolare, durante gli eventi di frattura le deformazioni del vortice tendono ad essere fortemente barotropiche, mentre negli eventi di dislocazione il vortice si inclina verso occidente con l’aumentare dell’altitudine.

La comprensione fondamentale della dinamica degli SSW, basata sui pionieristici studi di Matsuno [1970, 1971], si fonda sull’insolita intensificazione delle onde di Rossby di scala planetaria che si propagano verso l’alto dalla troposfera (si veda anche Andrews et al. [1987] per una rassegna). Tuttavia, le cause dell’accentuata amplificazione dell’onda di Rossby e il ruolo dello stato iniziale del vortice stratosferico rimangono non completamente chiariti. Esistono indicazioni che il vortice richieda una certa predisposizione perché possano avvenire SSW [ad esempio, McIntyre, 1982; Limpasuvan et al., 2004]. Benché la maggior parte delle analisi sugli SSW si sia focalizzata sulle onde di Rossby in propagazione ascendente, teorie alternative comprendono l’eccitazione risonante di modi liberi [Tung e Lindzen, 1979; Plumb, 1981; Esler e Scott, 2005; Esler et al., 2006] e interazioni vorticose, in particolare quelle tra il vortice polare e l’anticiclone delle Aleutine [O’Neill e Pope, 1988; Scott e Dritschel, 2006].

Fino a tempi recenti si credeva che i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) fossero un fenomeno esclusivo dell’Emisfero Settentrionale (NH). Tuttavia, nel settembre 2002 si è verificato un evento straordinario nell’Emisfero Meridionale (SH), quando il vortice antartico si è allungato e poi diviso in due parti. Questo è l’unico SSW noto nell’Emisfero Meridionale, e ha stimolato un’intensa ricerca su tale evento, sintetizzata in parte nel numero speciale di marzo 2005 del “Journal of Atmospheric Sciences” [vedi anche Baldwin et al., 2003]. Nonostante siano stati condotti molti studi sulla dinamica di questo evento (vedi il numero speciale sopracitato), la causa precisa rimane incerta. Sebbene il focus principale sia stato sulle onde di Rossby in propagazione verso l’alto, Esler et al. [2006] hanno fornito evidenze che l’evento potrebbe essere stato il risultato di una risonanza auto-sintonizzata. Kushner e Polvani [2005] hanno documentato la comparsa spontanea di un riscaldamento improvviso, simile all’evento osservato nell’SH, in una lunga simulazione numerica di un modello di circolazione generale troposfera-stratosfera semplice senza forzamenti stazionari, suggerendo che l’evento del 2002 potrebbe essere stato solo un raro avvenimento casuale (“naturale”).

Esiste una notevole variabilità interannuale non solo nei vortici di metà inverno, ma anche nel tempismo e nelle caratteristiche del collasso finale dei vortici (il cosiddetto “riscaldamento finale”) [vedi, ad esempio, Waugh e Rong, 2002]. I riscaldamenti finali stratosferici influenzano non solo la circolazione stratosferica (ad esempio, una transizione dai venti occidentali invernali ai venti orientali estivi nella stratosfera), ma hanno anche un forte impatto sull’organizzazione della circolazione troposferica, con un rapido indebolimento dei venti occidentali troposferici alle alte latitudini che si verifica sia per i riscaldamenti finali dell’NH sia dell’SH [ad esempio, Black e McDaniel, 2007a, 2007b].

La Figura 7 rappresenta una serie temporale di dati atmosferici relativi all’indice del Northern Annular Mode (NAM) e alle anomalie del flusso di calore nella stratosfera, su un periodo di quasi due decenni.

L’indice NAM a 10 hPa (linea nera) rappresenta le fluttuazioni nella forza e nella posizione del vortice polare stratosferico. Un valore positivo alto dell’indice NAM indica un vortice polare stratosferico forte e ben definito, mentre un valore negativo indica un vortice più debole e meno definito. Fluttuazioni significative nell’indice NAM sono normali e possono avere implicazioni sulla meteorologia della troposfera, come ad esempio modelli di temperatura e precipitazioni nell’emisfero settentrionale.

Le anomalie del flusso di calore a 100 hPa (linea grigia) misurate come flussi mediati su 40 giorni indicano la quantità di calore trasportata nell’alta troposfera. Le anomalie positive indicano un flusso di calore maggiore verso la stratosfera, che può portare a un riscaldamento della stessa, mentre le anomalie negative indicano il contrario.

Osservando la grafica, sembra esserci una correlazione inversa tra l’indice NAM e le anomalie del flusso di calore. Quando l’indice NAM è alto, le anomalie del flusso di calore tendono a essere basse, e viceversa. Questo tipo di correlazione potrebbe suggerire che quando il vortice polare è forte (valori alti di NAM), c’è meno flusso di calore che entra nella stratosfera, e quando è debole (valori bassi di NAM) il flusso di calore verso la stratosfera è maggiore. Questo può avere a che fare con la dinamica delle onde di Rossby e come queste interagiscono con il vortice polare.

Le linee verticali tratteggiate che attraversano entrambe le serie temporali probabilmente indicano eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), che sono momenti in cui la temperatura della stratosfera aumenta rapidamente. Questi eventi possono avere un impatto significativo sul clima a latitudini medie e alte, anche se la loro previsione rimane complessa.

La figura evidenzia la complessa interazione tra la stratosfera e la troposfera e suggerisce la necessità di ulteriori ricerche per comprendere appieno i meccanismi alla base di queste dinamiche. Interpretare correttamente tali dati è fondamentale per migliorare le nostre previsioni meteorologiche e la nostra comprensione dei cambiamenti climatici.

La Figura 8 mostra la variazione della data di dissoluzione finale dei vortici polari nell’Artico (indicato come NH, per “Northern Hemisphere”, asse di sinistra) e in Antartide (indicato come SH, per “Southern Hemisphere”, asse di destra) lungo un periodo di tempo che va dal 1960 al 2000 circa.

Per l’Artico (NH), le date di dissoluzione variano notevolmente di anno in anno, mostrando un’alta variabilità senza un trend lineare evidente. Questo potrebbe indicare che la dinamica del vortice polare artico è influenzata da una molteplicità di fattori che variano di anno in anno e che non presentano un cambiamento direzionale chiaro nel periodo osservato.

Invece, per l’Antartide (SH), la linea tratteggiata mostra un trend lineare crescente tra il 1979 e il 2008, indicando che la data di dissoluzione del vortice polare antartico tende a verificarsi più tardi nell’anno nel corso del tempo. Questo trend può essere interpretato come una possibile indicazione di cambiamenti nel sistema climatico, forse legati a fattori come il buco dell’ozono sopra l’Antartide e/o i cambiamenti climatici globali. L’incremento nella durata del vortice polare potrebbe avere implicazioni per la temperatura della stratosfera, la circolazione atmosferica e il clima della regione.

In sintesi, la Figura 8 suggerisce una stabilità o una variabilità senza un trend definito nella data di dissoluzione del vortice artico, mentre mostra un chiaro ritardo nel break-up del vortice antartico nel tempo. Queste osservazioni sono cruciali per gli scienziati che studiano i processi atmosferici e le loro conseguenze sul clima a lungo termine.

5. INTERAZIONE STRATOSFERA-TROPOSFERA

I vortici nella stratosfera, fino a poco tempo fa, venivano considerati principalmente come un fenomeno di interesse dell’atmosfera media, senza prestare molta attenzione al loro potenziale impatto sulla troposfera. Tuttavia, un crescente numero di evidenze ottenute tramite osservazioni e modellazioni nell’ultimo decennio suggerisce che i vortici polari stratosferici possono esercitare un’influenza notevole sul flusso della troposfera su vari livelli temporali [per esempio, Baldwin e Dunkerton, 2001; Thompson e Solomon, 2002; Polvani e Kushner, 2002; Gillett e Thompson, 2003; Norton, 2003; Charlton e altri, 2004].

Molte delle prove che indicano un impatto della stratosfera sulla troposfera si concentrano sui cosiddetti modi annulari: il Modo Annulare del Nord (NAM) e il Modo Annulare del Sud (SAM) [ad esempio, Thompson e Wallace, 2000]. Come discusso precedentemente, questi modi rappresentano i principali pattern di variabilità nell’atmosfera extratropicale, sia nella troposfera che nella stratosfera, e l’indice NAM/SAM nella stratosfera misura la forza del vortice (vedi Figura 7). Baldwin e Dunkerton [1999] hanno scoperto che valori anomali nell’indice NAM si manifestano prima nella stratosfera e poi si spostano progressivamente verso il basso nell’arco di diverse settimane. Studi successivi hanno inoltre evidenziato che eventi stratosferici estremi possono portare a regimi meteorologici anomali a livello del suolo, che persistono per periodi fino a due mesi [Baldwin e Dunkerton, 2001; Thompson e altri, 2002]. Il meccanismo dinamico esatto mediante il quale la stratosfera influisce sulla troposfera rimane incerto, ma sono state proposte varie teorie, tra cui l’inversione diretta del potenziale vorticoso (PV) [Hartley e altri, 1998; Ambaum e Hoskins, 2002; Black, 2002], modifiche nelle proprietà rifrattive e nella propagazione delle onde di Rossby [Hartmann e altri, 2000], la riflessione delle onde [Perlwitz e Harnick, 2004], e le retroazioni mediate dalle eddies [Kushner e Polvani, 2004; Song e Robinson, 2004; Chen e Held, 2007].

Vedi Kushner [questo volume] per una discussione più dettagliata di questi meccanismi.

Sebbene i valori anomali dell’indice del modo annulare appaiano prima nell’alta stratosfera, è importante notare, come discusso nella sezione 4, che questi eventi estremi sono preceduti da un’attività ondulatoria anomala che entra nella stratosfera (vedi Figura 7). Mentre il fatto che gli eventi estremi stratosferici siano preceduti da un’attività ondulatoria anomala potrebbe indicare che la stratosfera sia subordinata alla troposfera, ciò non è necessariamente vero. Numerosi studi, utilizzando una gerarchia di modelli, hanno dimostrato che all’interno della stratosfera può essere generata una variabilità interna, con cicli di vacillamento di venti polari forti (occidentali) e deboli (orientali) [ad esempio, Holton e Mass, 1976; Yoden, 1987; Scott e Haynes, 2000; Rong e Waugh, 2003; Scott e Polvani, 2004]. Inoltre, le simulazioni di Scott e Polvani [2004] mostrano cicli nell’attività ondulatoria che entra nella stratosfera che assomigliano a quelli osservati (ad esempio, Figura 7) anche se tutte le forzature nel loro modello semplice sono completamente indipendenti dal tempo. Ciò suggerisce quindi che la stratosfera giochi un ruolo nel determinare l’attività ondulatoria che entra dalla troposfera.

Sono stati trovati anche accoppiamenti tra i vortici stratosferici e la circolazione troposferica nell’emisfero australe (SH). Le osservazioni mostrano un rafforzamento dei venti occidentali (e un corrispondente aumento del SAM) sia nella stratosfera che nella troposfera negli ultimi 2-3 decenni. Le maggiori tendenze stratosferiche si verificano nei mesi primaverili, mentre le maggiori tendenze troposferiche si verificano in estate. Ciò è coerente con il fatto che il depauperamento dell’ozono antartico rafforzi il vortice stratosferico (vedi sezione 6) e un ritardo temporale affinché le anomalie stratosferiche scendano alla superficie [Thompson e Solomon, 2002; Gillett e Thompson, 2003]. Modificando il SAM, un rafforzamento (o indebolimento) del vortice antartico ha anche il potenziale per impattare altri aspetti della circolazione troposferica, inclusi i getti subtropicali, le traiettorie delle tempeste, l’ampiezza della cellula di Hadley e l’idrologia subtropicale [Perlwitz et al., 2008; Son et al., 2008, 2009].

6. TENDENZE

Considerando il ruolo fondamentale dei vortici polari nel fenomeno del depauperamento dell’ozono e nell’interazione tra stratosfera e troposfera, è cruciale comprendere come si siano modificati i vortici polari negli ultimi decenni e come potrebbero evolversi in futuro. Vari studi hanno indagato le variazioni decennali e le tendenze nei vortici polari negli ultimi quarant’anni attraverso ri-analisi meteorologiche [ad esempio, Waugh et al., 1999; Zhou et al., 2000; Langematz e Kunze, 2006; Karpetchko et al., 2005]. A causa della scarsità di misurazioni stratosferiche nell’emisfero australe (SH) prima dell’era dei satelliti, si possono ottenere dati affidabili solo a partire dal 1979. Tuttavia, esistono osservazioni stratosferiche adeguate negli anni ’60 e ’70 per l’emisfero boreale (NH) che consentono di analizzare le tendenze dal 1960 ai giorni nostri per i vortici artici. Questi studi hanno rivelato tendenze significative nel vortice antartico durante la primavera, mostrando che il vortice si è rafforzato, è diventato più freddo e più persistente (ovvero si disgrega più tardi) a partire dal 1979; si veda la Figura 8. Il raffreddamento del vortice e il ritardo nella sua disgregazione sono associati alla riduzione dell’ozono all’interno del vortice in questo periodo (vale a dire, l’ampliamento del buco dell’ozono antartico). Come già discusso, questi cambiamenti nel vortice antartico primaverile hanno influenzato la circolazione troposferica dell’SH.

La marcata variabilità interannuale del vortice artico (per esempio, la Figura 2) rende estremamente difficile individuare tendenze a lungo termine. Sebbene talvolta siano state rilevate tendenze per periodi di tempo più brevi, non sono state osservate tendenze significative nelle dimensioni o nella persistenza del vortice artico tra il 1958 e il 2002 (vedi Figura 8) [si veda anche Karpetchko et al., 2005]. Tuttavia, sono state osservate tendenze nell’area o nel volume delle temperature sotto la soglia per la formazione di nubi polari stratosferiche (PSC) [ad esempio, Knudsen et al., 2004; Karpetchko et al., 2005; Rex et al., 2006]. Il risultato più interessante è l’analisi di Rex et al. [2006] che indica un significativo aumento del “volume di PSC” se si considerano gli inverni più freddi in periodi di cinque anni. Considerando l’alta correlazione tra il volume di PSC e la riduzione dell’ozono, questo raffreddamento degli inverni più freddi suggerisce un incremento della riduzione dell’ozono artico. La causa dell’aumento del volume di PSC durante gli inverni più freddi non è ancora chiara, così come è incerto se questa tendenza continuerà in futuro.

C’è molto interesse nelle possibili tendenze future relative ai vortici polari. In considerazione dei cambiamenti significativi previsti nelle concentrazioni di gas chiave per il bilancio radiativo nella stratosfera durante il XXI secolo (si prevede un aumento dell’ozono a seguito della riduzione delle sostanze che lo impoveriscono, ritornando ai livelli del 1960, e si prevede un continuo aumento dei gas serra), si possono attendere alcune variazioni nei vortici polari. È inoltre possibile che l’aumento dei gas serra conduca a cambiamenti nell’attività e propagazione delle onde dalla troposfera, influenzando così i vortici. Numerosi studi di modellazione hanno esaminato i potenziali cambiamenti nella stratosfera durante il XXI secolo, ma la maggior parte si sono concentrati sui cambiamenti nell’ozono stratosferico [ad esempio, Austin et al., 2003; Eyring et al., 2007; Shepherd, 2008] o nella circolazione [ad esempio, Garcia e Randel, 2008; Oman et al., 2009; Butchart et al., 2009]. Tuttavia, sono stati condotti pochi studi dettagliati sui cambiamenti specifici nei vortici. Ciononostante, l’analisi delle temperature medie mensili in queste simulazioni fornisce indicazioni sui possibili cambiamenti nei vortici.

Uno studio pionieristico di Shindell et al. [1998] ha mostrato un significativo raffreddamento (e quindi un rafforzamento) del vortice artico con l’aumento dei gas serra, portando a una notevole riduzione dell’ozono e alla formazione di un buco dell’ozono artico. Tuttavia, simulazioni più recenti effettuate con modelli chimico-climatici (CCM) più sofisticati, che offrono una migliore rappresentazione delle dinamiche e della chimica atmosferica e delle loro interazioni, non indicano un rafforzamento significativo né la formazione di buchi dell’ozono artici durante il XXI secolo [ad esempio, Austin et al., 2003; Eyring et al., 2007]. Le tendenze a lungo termine delle temperature artiche in questi modelli chimico-climatici sono limitate, senza una chiara indicazione se la stratosfera polare diventerà più calda o più fredda [Butchart et al., 2009]. Inoltre, i CCM prevedono un impatto limitato dell’aumento dei gas serra sul vortice antartico nel corso del XXI secolo. Tuttavia, le stesse simulazioni prevedono un aumento dell’upwelling tropicale con l’aumento dei gas serra, un fenomeno attribuito ai cambiamenti nella dinamica delle onde subtropicali [ad esempio, Garcia e Randel, 2008; Oman et al., 2009]. Questa variazione nella circolazione tropicale non sembra essere fortemente correlata ai cambiamenti nelle regioni polari [ad esempio, McLandress e Shepherd, 2009].

Per quanto riguarda i riscaldamenti stratosferici improvvisi, è fondamentale sottolineare che la maggior parte dei moderni modelli chimico-climatici tende a sottostimare notevolmente la loro frequenza [Charlton et al., 2007]. Per le previsioni relative al XXI secolo, esiste solamente uno studio [Charlton-Perez et al., 2008]: basandosi su diverse simulazioni prolungate con un unico modello, Charlton-Perez et al. propongono che la frequenza dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (attualmente sei eventi per decennio) potrebbe incrementarsi di un evento per decennio entro la fine del secolo. È superfluo dire che, data l’ampia variabilità interannuale, tali tendenze sono estremamente difficili da prevedere e la questione rimane ampiamente aperta.

Infine, e forse più significativamente, il recupero dell’ozono nell’Antartico dovrebbe indurre una tendenza positiva nelle temperature della bassa stratosfera e nella forza del vortice dalla tarda primavera all’estate. Come discusso nella sezione 5, i cambiamenti recenti nelle temperature della bassa stratosfera antartica sono stati collegati a mutamenti nel clima dell’emisfero meridionale. Si prevede che il recupero dell’ozono nei prossimi 4-5 decenni possa rovesciare questi cambiamenti [ad esempio, Son et al., 2008; Perlwitz et al., 2008]. È importante osservare che nella parte finale del XX secolo, l’effetto del depauperamento dell’ozono sulla circolazione troposferica è stato simile all’impatto dell’aumento dei gas serra. Tuttavia, con il progressivo recupero dell’ozono, l’influenza stratosferica potrebbe contrapporsi e persino ribaltare alcuni dei cambiamenti previsti dovuti all’aumento dei gas serra.

7. PROBLEMATICHE IRRISOLTE

Negli ultimi decenni, l’utilizzo congiunto di teorie, osservazioni e modelli ha significativamente incrementato la nostra comprensione e la capacità di modellizzare le dinamiche dei vortici polari stratosferici, il loro impatto sul trasporto di traccianti chimici e le interazioni stratosfera-troposfera. Molti di questi avanzamenti sono stati conseguiti trattando il vortice come un’entità materiale. Ciò ha portato a una maggiore comprensione della propagazione tridimensionale delle onde di Rossby, dell’impatto della rottura di queste onde sulla dinamica dei vortici e sul trasporto dei traccianti, e dell’accoppiamento dinamico tra stratosfera e troposfera. Due esempi recenti sono lo studio di Waugh et al. [2009], che ha evidenziato l’importanza delle asimmetrie zonali nel vortice antartico e nel buco dell’ozono riguardo ai cambiamenti climatici troposferici, e quello di Martius et al. [2009], che ha rivelato una stretta connessione tra il tipo di blocco atmosferico e la natura degli eventi di riscaldamento stratosferico, sia essi spostamenti o divisioni del vortice.

Nonostante questi progressi, permangono alcune questioni cruciali senza risposta. Le cause esatte della variabilità nei vortici, incluso il verificarsi dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), restano sconosciute. È stato dimostrato che questa variabilità è connessa all’attività ondulatoria che penetra nella stratosfera, ma non si conoscono ancora i contributi relativi dei processi interni alla stratosfera, della troposfera e dei meccanismi accoppiati a questa variabilità ondulatoria. Inoltre, gli studi di Esler e Scott [2005] e Esler et al. [2006] hanno introdotto l’ipotesi che l’eccitazione risonante di modi liberi, piuttosto che le onde di Rossby propaganti verso l’alto, possa avere un ruolo più rilevante di quanto si pensasse in precedenza. La maggior parte delle ricerche sugli eventi estremi dei vortici si è focalizzata sull’emisfero settentrionale, ma l’eccezionale SSW dell’emisfero australe nel 2002 ha modificato questo approccio. Attualmente vi è un intenso interesse nel comprendere le cause e la frequenza degli SSW nell’emisfero australe.

Numerosi studi osservativi e di modellazione recenti hanno mostrato che i cambiamenti nei vortici polari stratosferici possono influenzare la circolazione nella troposfera, sia in termini di meteorologia che di clima. Tuttavia, persiste incertezza riguardo ai processi dinamici precisi coinvolti. Sono stati proposti vari meccanismi, tra cui effetti dinamici diretti non locali, la riflessione verso il basso delle onde di Rossby e la modifica delle eddies sinottiche nell’alta troposfera, ma è richiesta ulteriore ricerca per stabilire l’importanza relativa di questi processi.

Un punto cruciale sia per il recupero dell’ozono stratosferico sia per l’influenza della stratosfera sul clima troposferico è come cambieranno i vortici polari, se cambieranno, con l’aumento continuo dei gas serra. La stratosfera si raffredderà a causa dell’effetto radiativo diretto dell’incremento di CO2, ma se i vortici polari diventeranno più forti o più deboli dipenderà probabilmente dai cambiamenti nell’attività delle onde che entrano nella stratosfera. Attualmente, non esiste un consenso tra i modelli climatici sulle tendenze nell’attività delle onde che entrano nella stratosfera o sulla forza del vortice polare, anche se le tendenze sono generalmente piccole in tutti i modelli. È incerto quanto si possa affidare alle proiezioni dei modelli sui vortici, considerando che i modelli hanno tipicamente una risoluzione moderata e che la struttura climatologica dei vortici nei modelli dipende dall’adattamento delle parametrizzazioni delle onde gravitazionali. Considerate le questioni irrisolte sopra menzionate, risulta evidente la necessità di una ricerca continua sulla dinamica dei vortici e sulla loro rappresentazione nei modelli globali.

http://www.columbia.edu/~lmp/paps/waugh+polvani-PlumbFestVolume-2010.pdf

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