Impacts on the ionosphere
L’ipotesi che le Ondate di Calore Stratosferiche (SSWs) influenzino l’ionosfera è stata formulata per la prima volta decenni fa da Stening (1977) e poi da Stening et al. (1996). Tuttavia, è stato solo con gli studi di Goncharenko e Zhang (2008) e di Chau et al. (2009) che l’effetto delle SSW sull’ionosfera è stato dimostrato in modo inequivocabile. Da allora, vi è stata una significativa ricerca sul ruolo delle SSW nella creazione di variabilità nell’ionosfera alle basse e medie latitudini.
Le osservazioni hanno mostrato che l’ionosfera a basse latitudini risponde in modo consistente alle SSW, evidenziando un aumento dei drift verticali del plasma e delle densità elettroniche di mattina, e una diminuzione nel pomeriggio (come mostrato nella Figura 10). Questo aumento al mattino e la riduzione al pomeriggio si spostano progressivamente, nel corso di diversi giorni, verso orari locali più tardi, come evidenziato in vari studi (Chau et al., 2009; Goncharenko, Chau, et al., 2010; Goncharenko, Coster, et al., 2010; Fejer et al., 2011). Questo comportamento è principalmente attribuito al rafforzamento delle maree semidiurne solari e lunari migratorie durante le SSW, che influenzano la generazione di campi elettrici attraverso il meccanismo dinamo della regione E (Fang et al., 2012; Pedatella & Liu, 2013). In particolare, si ritiene che la marea semidiurna lunare migratoria giochi un ruolo cruciale nel determinare lo spostamento graduale delle perturbazioni ionosferiche verso orari locali più tardivi. Siddiqui et al. (2015) hanno dimostrato l’esistenza di una relazione lineare tra l’intensità della perturbazione stratosferica e l’ampiezza della marea semidiurna lunare nell’elettrogetto equatoriale. Studi di modellazione numerica suggeriscono che l’impatto delle SSW sull’ionosfera a bassa latitudine dovrebbe essere maggiore durante il minimo solare rispetto al massimo solare (Fang et al., 2014; Pedatella et al., 2012). Tuttavia, le osservazioni hanno rivelato che possono verificarsi risposte altrettanto intense durante il massimo solare (Goncharenko et al., 2013), indicando che fattori come l’intensità e la durata delle SSW nell’atmosfera inferiore e media possono essere tanto influenti quanto l’attività solare stessa.
Diverse ricerche hanno analizzato l’impatto delle Ondate di Calore Stratosferiche (SSWs) sull’ionosfera delle regioni a bassa latitudine in differenti longitudini. È stato scoperto che le caratteristiche principali della variabilità ionosferica durante le SSW sono ampiamente simili tra le diverse longitudini (Anderson & Araujo-Pradere, 2010; Fejer et al., 2010; Siddiqui et al., 2017). Tuttavia, esistono differenze nella risposta ionosferica a diverse longitudini. In particolare, la risposta è più marcata e tende ad avvenire prima sul continente sudamericano. Queste differenze longitudinali sono collegate agli effetti delle maree semidiurne non migratorie e all’influenza del campo geomagnetico principale terrestre (Maute et al., 2015).
Uno dei motivi per cui la variabilità ionosferica durante le SSW ha suscitato interesse è che essa potrebbe consentire di migliorare le previsioni della variabilità ionosferica. Dato che l’ionosfera e la termosfera sono principalmente sistemi influenzati da forze esterne, sono meno sensibili alle condizioni iniziali rispetto alla troposfera-stratosfera (Siscoe & Solomon, 2006). Questo comporta che le previsioni affidabili per l’ionosfera siano tipicamente inferiori alle 24 ore (Jee et al., 2007). Tuttavia, se i fattori esterni che influenzano la variabilità ionosferica possono essere previsti con precisione, allora è possibile estendere la durata delle previsioni accurate per l’ionosfera. I due principali fattori esterni che influenzano l’ionosfera sono l’attività solare e gli effetti provenienti dall’atmosfera inferiore. La buona prevedibilità delle SSW suggerisce che esse potrebbero contribuire a migliorare la capacità di previsione dell’ionosfera attraverso una migliore previsione del fattore atmosferico inferiore che influisce sulla variabilità ionosferica.
La capacità di prevedere l’ionosfera a bassa latitudine durante l’Ondata di Calore Stratosferica (SSW) del 2009 è stata esaminata da Wang et al. (2014) e Pedatella et al. (2018). Entrambi gli studi hanno rilevato che era possibile prevedere la variabilità dell’ionosfera con circa 10 giorni di anticipo rispetto all’evento della SSW, in linea con la capacità di predire l’occorrenza delle SSW stesse. Pertanto, le SSW potrebbero fornire un mezzo per migliorare le previsioni dell’ionosfera.
Gli effetti delle SSW sull’ionosfera si estendono anche alle medie latitudini e risultano, forse sorprendentemente, più intensi nell’emisfero sud (SH). Fagundes et al. (2015) e Goncharenko et al. (2018) hanno osservato significativi incrementi diurni nella ionosfera a medie latitudini nell’SH. Goncharenko et al. (2018) hanno inoltre notato forti diminuzioni delle densità elettroniche notturne nell’ionosfera a medie latitudini. Si pensa che il meccanismo che genera questa variabilità nell’ionosfera a medie latitudini sia associato a cambiamenti nei venti neutrali della termosfera. La risposta più marcata nell’SH è stata interpretata come conseguenza di una marea lunare semidiurna di maggiore ampiezza nell’SH, la quale si propaga verso l’alto nella termosfera influenzando i venti neutrali (Pedatella & Maute, 2015).Comprendere la formazione di irregolarità su piccola scala nell’ionosfera, spesso indicate come spread-F, bolle di plasma equatoriali o scintillazioni, è importante data l’incidenza perturbatrice di tali irregolarità sui segnali di comunicazione e navigazione (come i segnali GPS). Pertanto, è di grande interesse determinare il ruolo delle Ondate di Calore Stratosferiche (SSWs) nella formazione di queste irregolarità ionosferiche. Le prove osservative attuali relative all’impatto delle SSW sulle irregolarità ionosferiche sono inconclusive; alcuni studi suggeriscono una soppressione delle irregolarità (de Paula et al., 2015; Patra et al., 2014), mentre altri indicano un loro incremento (Stoneback et al., 2011). Di conseguenza, questo rappresenta un campo di ricerca che necessita di ulteriori e più approfonditi studi.
Impacts on the thermosphere
“Impatti sulla termosfera L’impatto dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) sulla termosfera ha ricevuto considerevolmente meno attenzione rispetto alla ionosfera. Questo è principalmente a causa del numero limitato di osservazioni dirette e degli impatti generalmente minori degli SSW sulla termosfera. Tuttavia, le ricerche hanno rivelato che ci sono effetti chiari sulla temperatura, densità e composizione della termosfera.
Le simulazioni numeriche di H.-L. Liu e Roble (2002) furono le prime a rivelare che gli effetti degli SSW possono estendersi fino alla termosfera inferiore. Hanno scoperto che la termosfera inferiore (circa 110-170 km) nell’emisfero nord si riscalda di circa 20-30 K durante un SSW. Il riscaldamento della termosfera inferiore dell’emisfero nord è stato confermato osservativamente da Funke et al. (2010). Le simulazioni successive di H. Liu et al. (2013) usando il modello GAIA dell’intera atmosfera hanno mostrato che i cambiamenti della temperatura media zonale si verificano a livello globale e in tutta la termosfera. In particolare, le simulazioni GAIA hanno rivelato un raffreddamento della termosfera superiore nei tropici e nell’emisfero sud, e un raffreddamento medio globale di circa 10 K durante il SSW del 2009. Il raffreddamento globale della termosfera è largamente attribuito alla dissipazione di maree semidiurne solari e lunari potenziate durante il SSW, che alterano significativamente la circolazione della termosfera inferiore (H. Liu et al., 2014). Il raffreddamento della termosfera porta a una contrazione della stessa, e a una riduzione della densità neutra a una quota fissa. Basandosi sulle densità della termosfera derivate dal drag orbitale dei satelliti, Yamazaki et al. (2015) hanno investigato la risposta della densità della termosfera agli eventi SSW. Hanno riscontrato una diminuzione del 3-7% nella densità media globale della termosfera ad altitudini di 250-575 km.”La composizione della termosfera è influenzata anche dai Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW), con simulazioni e osservazioni che indicano una riduzione di circa il 10% nel rapporto tra ossigeno atomico e azoto molecolare ([O]/[N2]) durante gli eventi SSW (Pedatella et al., 2016; Oberheide et al., 2020). Questa riduzione si verifica a causa dell’intensificazione delle maree semidiurne solari e lunari migranti durante gli SSW, e il loro impatto sulla circolazione meridionale media. In particolare, la dissipazione di queste maree induce una forza di momento verso ovest nella termosfera inferiore, che a sua volta genera una circolazione meridionale media ascendente nella regione equatoriale, verso i poli alle latitudini medie, e discendente alle alte latitudini. Questa circolazione meridionale media modificata comporta un aumento di [O] e una diminuzione di [N2] nella termosfera inferiore, che viene poi trasmessa alla termosfera superiore attraverso la diffusione molecolare (per esempio, Yamazaki & Richmond, 2013). Poiché il rapporto termosferico [O]/[N2] influisce sulla produzione e perdita di O+, la riduzione di [O]/[N2] durante gli SSW conduce a una diminuzione delle densità elettroniche medie diurne e zonali dell’ionosfera, che sono approssimativamente equivalenti a O+ nella ionosfera della regione F.
Di seguito una spiegazione dettagliata dei vari pannelli della figura 10 che descrive il comportamento dell’ionosfera durante l’evento di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) nel 2009:
- Pannelli a e b: Mostrano il contenuto elettronico totale medio (TEC) dell’ionosfera a due diversi tempi universali (UT), che corrispondono alla mattina locale (10LT) e al pomeriggio locale (16LT) a una longitudine di 75 gradi. I colori rappresentano diversi livelli di TEC, con il rosso che indica livelli più alti e il blu che indica livelli più bassi. Queste mappe mostrano come il TEC varia geograficamente in momenti diversi della giornata durante l’evento SSW.
- Pannelli c e d: Simili ai pannelli a e b, questi mostrano il TEC ma specificatamente il 27 gennaio 2009, durante il picco dell’evento SSW. Ancora una volta, sono mostrati per la mattina (15 UT) e il pomeriggio (21 UT). Questi pannelli possono essere utilizzati per confrontare i valori di TEC di questa data specifica con il comportamento medio mostrato nei pannelli a e b.
- Pannello e: Presenta le osservazioni del drift verticale dal radar di diffusione incoerente di Jicamarca, che si trova a una latitudine di 12 gradi e una longitudine di 75 gradi. Il grafico mostra la velocità di deriva verticale (in metri al secondo) in funzione dell’ora locale. La linea rossa indica le osservazioni del 27 gennaio 2009, durante l’SSW, mentre la linea nera rappresenta il comportamento medio in condizioni invernali e di bassa attività solare. Questi dati aiutano a comprendere come i movimenti verticali delle particelle ionosferiche sono influenzati dall’evento SSW.
- Pannello f: È un grafico tempo-latitudine che mostra il cambiamento nel TEC a una longitudine di 75 gradi durante l’SSW in funzione del tempo locale (asse orizzontale) e della latitudine (asse verticale). La scala di colori in basso indica la differenza di TEC, con il rosso che mostra aumenti e il blu che mostra diminuzioni. Questo grafico fornisce una visione complessiva di come il TEC variato nel tempo e nello spazio durante l’evento SSW.
Ognuno di questi pannelli contribuisce a creare un’immagine dettagliata di come l’ionosfera si comporti in modo diverso durante un evento SSW. Questi cambiamenti possono avere implicazioni importanti per le comunicazioni radio e i sistemi di navigazione basati su satelliti, poiché dipendono dallo stato dell’ionosfera. La ricerca di Goncharenko, Chau et al. (2010), menzionata nella didascalia, probabilmente fornisce un’analisi dettagliata di queste osservazioni e discute la loro importanza.
Chemical/tracer aspects
Le significative perturbazioni dinamiche che si verificano durante gli SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi) sono associate a anomalie nel circolo di trasporto, e quindi portano a variazioni negli elementi costitutivi della stratosfera, come l’ozono e altri gas traccianti in tutta l’atmosfera. Gli impatti sulla stratosfera superiore e sulla mesosfera inferiore sono stati discussi nella sezione precedente.
Si sa dal secolo scorso che l’inverno è la stagione più dinamicamente attiva nella stratosfera (vedi Baldwin et al. (2019)), ed era anche previsto correttamente che i maggiori cambiamenti dell’ozono si verificassero in questa stagione. Tuttavia, le misurazioni sia dell’ozono totale che del profilo verticale dell’ozono sono rimaste limitate prima degli anni ’70 e mostravano anche grandi differenze tra le stazioni di misurazione, portando a significative incertezze nella comprensione della variabilità naturale dell’ozono e delle sue cause.
Nonostante ciò, l’influenza degli SSW è stata riconosciuta e si è potuta dimostrare attraverso osservazioni già dalla fine degli anni ’50. Dütsch (1963) ha evidenziato una stretta correlazione spaziale tra l’ozono totale nella colonna e le temperature nel livello 50-10 hPa durante la SSW del 1957-1958. Basandosi sulle osservazioni medie dell’ozono totale da tutte le stazioni disponibili a nord del 40°N, Züllig (1973) ha ulteriormente sviluppato i risultati di Dütsch, mostrando che l’evoluzione stagionale dell’ozono presentava un incremento iniziale molto più marcato durante due anni con eventi SSW (1962-1963 e 1967-1968) rispetto a un anno senza un evento SSW (1966-1967).
Nei primi anni ’70, lo strumento Backscatter Ultraviolet (BUV) a bordo del satellite Nimbus IV fornì i primi dati globali sull’ozono dallo spazio. Questi dati permisero di verificare le scoperte di Dütsch (1963) e Züllig (1973) ottenute dalle misurazioni dell’ozono totale nelle colonne durante gli SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi) effettuate in singole stazioni (Heath, 1974). Queste misurazioni satellitari globali sono continuate fino ad oggi, con una serie di strumenti SBUV, TOMS, GOME e OMI installati su diversi satelliti, fornendo informazioni immediate sull’impatto degli SSW sulla distribuzione dell’ozono totale nelle colonne in modo visivo. La Figura 11 (colonna a sinistra) mostra la distribuzione dell’ozono totale nella colonna sopra l’Antartide nel 2002, prima e dopo l’evento dello SSW. Questo evento è stato il primo ad essere osservato nell’emisfero sud e, come menzionato sopra, ha portato a una notevole divisione del buco dell’ozono antartico del 2002 (Varotsos, 2002; von Savigny et al., 2005), riducendo almeno parzialmente l’esaurimento dell’ozono durante quell’anno (Weber et al., 2003). Un evento simile è mostrato sulla destra per l’inverno 1989 sull’Artico. Sebbene i livelli complessivi di ozono siano molto più alti rispetto all’emisfero sud, il vortice diviso può essere chiaramente identificato.
La chiara firma degli SSW nell’ozono totale nella colonna si può vedere nella struttura verticale dell’ozono (ad esempio Kiesewetter et al., 2010; de la Cámara et al., 2018). Con l’arrivo dei sonar limb stratosferici alla fine degli anni ’70, è diventato disponibile un ricco insieme di osservazioni per studiare queste caratteristiche, anche in gas traccianti di trasporto oltre all’ozono, come il protossido di azoto, il monossido di carbonio e gli ossidi di azoto (ad esempio Manney, Schwartz, et al., 2009; Manney, Harwood, et al., 2009; Tao et al., 2015).
Come mostrato da Kiesewetter et al. (2010) o de la Cámara et al. (2018), dopo l’inizio di un SSW (Riscaldamento Stratosferico Improvviso), le anomalie dell’ozono diventano positive al di sopra dei 500 K e negative al di sotto. Queste anomalie positive scendono lentamente verso livelli più bassi, con la stratosfera media che torna ai livelli normali più rapidamente. Il trasporto potenziato verso il basso e verso i poli durante un SSW porterà anche ad un aumento del trasporto di altre specie, come il monossido di carbonio, con la disgregazione del vortice polare che porta a un aumento della miscelazione tra le medie e alte latitudini e un appiattimento dei gradienti dei traccianti (Manney, Schwartz, et al., 2009). Questo comporterà una riduzione dell’esaurimento dell’ozono causato dagli alogeni nella stratosfera polare artica durante la primavera, l’opposto di quanto osservato durante l’inverno artico molto freddo e indisturbato del 2013, che ha presentato una perdita di ozono artico senza precedenti (Manney et al., 2015).
A causa del carattere altamente variabile degli SSW, le osservazioni non sono sufficienti a fornire le informazioni statistiche necessarie per spiegare completamente il trasporto dei gas traccianti durante questi eventi. Di conseguenza, si utilizzano i modelli per indagare più a fondo i fattori dietro il trasporto. Le proporzioni dei traccianti locali sono il risultato di un equilibrio tra fonti chimiche e trasporto.
Le fonti chimiche e i pozzi sono rappresentati da S, mentre i primi due termini sul lato destro rappresentano il trasporto: il primo termine descrive un’advezione residuale lenta, con trasporto verso l’alto nei tropici e verso il basso nelle extratropici (vedere anche la Sezione 4). Il secondo termine è la divergenza dei flussi dei traccianti di eddy (nella form ′v′X′, w′X′), e quindi descrive l’effetto dei processi di miscelazione. Quest’ultimo sorge a causa della mescolanza dei contorni del tracciante e successiva diffusione a piccola scala, che non comporta un trasporto netto di massa, ma, in presenza di gradienti di tracciante, comporta il trasporto del tracciante.
Come descritto nella Sezione 4, la notevole intensificazione della forzatura delle onde prima e durante un evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) induce una circolazione residuale notevolmente potenziata. L’abbassamento alle alte latitudini è rafforzato fino a una deviazione standard circa 10 giorni prima dell’SSW fino alla data centrale (de la Cámara et al., 2018). Dopo la data centrale, la propagazione delle onde è prevalentemente inibita e di conseguenza l’assenza di forzatura delle onde porta a un indebolimento dell’abbassamento polare. L’indebolimento della circolazione residuale può persistere fino a due mesi dopo l’SSW, in particolare per gli eventi “PJO” (de la Cámara et al., 2018; Hitchcock et al., 2013). La persistenza estesa nella stratosfera inferiore è in parte dovuta a tempi radiativi più lunghi nella stratosfera inferiore (Hitchcock et al., 2013), ma è stato anche dimostrato che un’intensificata miscelazione diffusiva del vortice potenziale (PV) contribuisce alla fase di recupero prolungato del vortice polare (de la Cámara et al., 2018; Lubis et al., 2018).
Oltre all’anomala advezione residuale verticale nella regione del vortice polare, i traccianti sono influenzati da un mescolamento anomalo durante gli eventi SSW. Il mescolamento, misurato dalla diffusività effettiva o dalla lunghezza equivalente [una misura delle perturbazioni di una linea di contorno di un tracciante rispetto a una linea di contorno simmetricamente zonale (vedi Nakamura, 1996)], è incrementato nelle conseguenze degli eventi SSW: le anomalie più forti si trovano circa 10 giorni dopo la data centrale ai margini del vortice nella stratosfera media, con anomalie che si propagano verso il polo e verso il basso nelle settimane e mesi successivi (de la Cámara et al., 2018; Lubis et al., 2018). Si è riscontrato che il mescolamento potenziato nella stratosfera inferiore persiste per più di due mesi durante gli eventi “PJO” (de la Cámara et al., 2018), che sono ampiamente equivalenti agli eventi “assorbenti” come classificato da Lubis et al. (2018). Si noti che queste anomalie prolungate nel mescolamento diffusivo del PV ritardano il recupero del vortice (vedi sopra); tuttavia, non sono necessariamente associate con flussi di PV eddico potenziati (o divergenza negativa del flusso di EP), ma piuttosto sono compensate dalla transitorietà dell’attività delle onde, come rivelato da un’analisi dell’attività delle onde di ampiezza finita (Lubis et al., 2018). Il meccanismo esatto del potenziamento del mescolamento nella stratosfera inferiore rimane da comprendere.
In sintesi, prima e durante un evento SSW, i traccianti sono maggiormente influenzati da un potenziato abbassamento, mentre dopo l’SSW, l’abbassamento si riduce e nello stesso tempo si instaura un mescolamento quasi-orizzontale potenziato. Insieme al vortice polare eroso, e quindi alla barriera di trasporto erosa (vedi, per esempio, Tao et al., 2015), il mescolamento potenziato tra l’aria di media e alta latitudine influenzerà le concentrazioni dei traccianti dopo gli eventi SSW.
Questa figura presenta le distribuzioni del totale di ozono nella colonna atmosferica sopra le regioni polari, prima e dopo un evento di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), sia per l’Antartide (2002) che per l’Artico (1989). Qui ci sono alcuni punti chiave per interpretare la figura:
- Distribuzione dell’Ozono: Le mappe polari mostrano come l’ozono è distribuito intorno ai poli. Il colore indica la concentrazione di ozono, con scale di colore che vanno dal blu scuro (bassa concentrazione) al rosso scuro (alta concentrazione).
- Unità Dobson (DU): L’ozono è misurato in Dobson Units, che è una misura della quantità di ozono in una colonna verticale dell’atmosfera. Una unità Dobson rappresenta lo spessore di uno strato di ozono puro compresso al livello del mare.
- Eventi SSW: Gli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso sono caratterizzati da rapidi riscaldamenti della stratosfera polare e possono portare a cambiamenti drastici nella circolazione atmosferica. Questi eventi possono influenzare la distribuzione dell’ozono sia a breve che a lungo termine.
- Prima e Dopo SSW: I pannelli superiori mostrano la distribuzione dell’ozono prima dell’evento SSW, mentre i pannelli inferiori mostrano la distribuzione dopo. Questo permette di osservare le differenze e l’impatto dell’evento SSW sull’ozono.
- Dati ERA5: Le mappe sono basate sui dati ERA5, che sono set di dati atmosferici forniti dal European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF). Sono utilizzati per analizzare retrospettivamente le condizioni meteorologiche e climatiche.
- Antartide vs Artico: Le differenze nelle distribuzioni dell’ozono tra l’Antartide e l’Artico sono evidenti. Questo potrebbe essere dovuto a differenze nella chimica atmosferica, nella temperatura, nella circolazione dell’aria, e nei fattori stagionali che influenzano ciascun polo.
La figura fornisce quindi una visualizzazione visiva dell’impatto che gli eventi di riscaldamento stratosferico hanno sulla distribuzione dell’ozono nelle regioni polari. Questo è importante perché l’ozono stratosferico svolge un ruolo cruciale nel proteggere la Terra dalla radiazione ultravioletta dannosa. Eventi come gli SSW possono perturbare temporaneamente lo strato di ozono, cambiando la sua densità e distribuzione.
Outlook
Forse la questione più importante e ancora irrisolta riguardante i Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) è se saranno influenzati dal cambiamento climatico. La frequenza dei SSW sarà alterata dall’aumento delle concentrazioni dei gas serra? Nonostante molti sforzi negli ultimi trent’anni (ad esempio, Rind et al., 1990; Butchart et al., 2000; McLandress & Shepherd, 2009b; Mitchell et al., 2012), la risposta rimane poco chiara. Le analisi dei SSW nei due più recenti progetti di confronto multi-modello (CCMI e CMIP6) non forniscono una risposta definitiva. Ayarzagüena et al. (2018) hanno mostrato, in media nei modelli CCMI, cambiamenti futuri insignificanti nei SSW. La maggior parte dei modelli individuali CMIP6, tuttavia, proiettano cambiamenti significativi, ma senza un consenso sulla direzione di questi cambiamenti (Ayarzagüena et al., 2020). L’incertezza sulla direzione della risposta può essere attribuita, in parte, agli effetti contrapposti del cambiamento climatico: il raffreddamento della stratosfera potenziato dal CO2 e l’aumento del riscaldamento adiabatico dovuto a una circolazione di Brewer-Dobson più rapida, portando a una vasta gamma di risultati tra i modelli (Oberländer et al., 2013). Per comprendere come i modelli prevedono i cambiamenti futuri nella frequenza dei SSW, potrebbe essere necessario considerare la rappresentazione dello stato medio stratosferico e la sua reazione al cambiamento climatico. Persistono inoltre domande irrisolte sui fattori che influenzano la variabilità e la probabilità dei SSW. Un limite osservazionale fondamentale è che il record osservativo relativamente breve (che presenta una notevole variabilità interna) deve essere interpretato con cautela (Polvani et al., 2017).Per esempio, la frequenza delle SSW è stata notevolmente ridotta negli anni ’90 rispetto agli anni 2000 (Domeisen, 2019) e non è chiaro se questa variabilità decennale sia avvenuta casualmente o sia stata in parte dovuta, per esempio, alla variabilità degli oceani o alla perdita di ghiaccio marino (Garfinkel et al., 2017; Hu & Guan, 2018; Sun et al., 2015). Distinguere gli effetti della variabilità interna sull’occorrenza delle SSW da altre influenze (come la variabilità oceanica, i cicli solari, il QBO) non è praticabile solo su una base statistica, data la brevità del record di dati e la molteplicità dei possibili fattori che influenzano le SSW. La quantificazione di questi effetti richiederà un abbinamento di teoria e modellazione, sebbene ancora una volta la fiducia nei risultati dipenderà probabilmente dalla fedeltà con cui le SSW sono simulate nei modelli (ad esempio, se i modelli riproducono correttamente i meccanismi). Inoltre, man mano che la fiducia nella teoria e nella modellazione aumenta, è possibile che si ottengano risposte leggermente diverse rispetto a quelle ottenute dal limitato record osservativo.
Gli effetti dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) e, in generale, della variabilità stratosferica sul clima e sulle condizioni meteorologiche in superficie sono stati ampiamente quantificati, ma non sono ancora completamente compresi. In particolare, non comprendiamo bene come la troposfera amplifichi il segnale proveniente dalla stratosfera. Simulare accuratamente gli effetti della stratosfera sulle condizioni meteorologiche di superficie richiederà l’identificazione delle aree che necessitano di miglioramenti nei modelli, aspetto che è rilevante su tutte le scale temporali, dalle previsioni del tempo alle proiezioni climatiche. A differenza degli effetti a livello del suolo, gli effetti degli SSW al di sopra della stratosfera sono meno ben quantificati, e resta da stabilire se questi effetti siano prevalentemente limitati agli SSW o se siano proporzionali ai disturbi stratosferici di qualsiasi tipo (White et al., 2020).
Ringraziamenti
Ringraziamo Jian Rao per aver preparato la Tabella 4. BA riconosce il supporto ricevuto dal Ministero della Scienza e dell’Innovazione spagnolo attraverso il progetto JeDiS (RTI-2018-096402-B-I00). È con gratitudine che si riconosce il finanziamento della Fondazione Nazionale Svizzera per la Scienza a D.D. attraverso il progetto PP00P2 170523. EPG ringrazia il supporto della NSF statunitense tramite il grant AGS-1852727. CIG ringrazia il supporto di un grant di partenza del Consiglio Europeo della Ricerca nell’ambito del programma di ricerca e innovazione Orizzonte 2020 dell’Unione Europea (numero di accordo 677756). NB è stato sostenuto dal Programma del Met Office Hadley Centre finanziato da BEIS e Defra. Parte del lavoro si basa su attività sostenute dal National Center for Atmospheric Research, che è una struttura di rilievo sponsorizzata dalla National Science Foundation degli Stati Uniti tramite l’Accordo Cooperativo 1852977. NP riconosce il supporto del grant NASA 80NSSC18K1046. Le fonti dei dati sono indicate nel testo. I dati JRA-55 sono liberamente accessibili su https://jra.kishou.go.jp/JRA-55/index_en.html.”
https://edwinpgerber.github.io/files/baldwin_etal-RG-submitted.pdf