Sulla Terra, il trasporto di calore atmosferico dall’Equatore ai poli è in gran parte garantito dalle tempeste delle medie latitudini. Tuttavia, non esiste una teoria soddisfacente per descrivere questa caratteristica fondamentale del clima terrestre”. Leon Barry, George C. Craig e John Thuburn (2002)
INTRODUAZIONE
Quasi tutta l’energia che alimenta il sistema climatico e la vita sulla Terra proviene dal sole. La radiazione solare in entrata è stimata in 173,000 TW. Il flusso di calore geotermico derivante dal decadimento radiogeno e dal calore primordiale è invece stimato in 47 TW, la produzione di calore da parte dell’uomo in 18 TW e l’energia delle maree dalla Luna e dal Sole in 4 TW. Altre fonti di energia, come il vento solare, le particelle solari, la luce stellare, la luce lunare, la polvere interplanetaria, i meteoriti o i raggi cosmici, sono trascurabili. L’irraggiamento solare, quindi, costituisce oltre il 99,9% dell’apporto energetico al sistema climatico. L’energia ricevuta dal Sole varia durante il ciclo annuale del 6,9% a causa della variazione della distanza Terra-Sole. La Terra è più vicina al Sole (perielio) intorno al 4 gennaio e più lontana (afelio) intorno al 4 luglio. Sebbene metà della Terra sia illuminata dal Sole in qualsiasi momento (50,2% a causa della differenza di dimensioni), i cambiamenti nell’orientamento dell’asse terrestre verso il Sole, la distribuzione disomogenea delle masse terrestri, i cambiamenti nell’albedo e le variazioni regionali della temperatura superficiale e atmosferica causano importanti cambiamenti stagionali nella quantità di radiazione solare a onde corte riflessa (RSR) e di radiazione a onde lunghe in uscita (OLR). Di conseguenza, la temperatura della Terra cambia continuamente e il pianeta non è mai in equilibrio energetico. Contrariamente a quanto si potrebbe ingenuamente prevedere, la Terra è più calda subito dopo il solstizio di giugno, quando è più lontana dal Sole, e più fredda subito dopo il solstizio di dicembre, quando riceve il 6,9% di energia in più dal Sole. La temperatura media della superficie terrestre è di circa 14,5 °C (in condizioni di forte surriscaldamento), ma durante l’anno si riscalda e si raffredda di 3,8 °C (Fig. 3.1). Come previsto, la Terra emette più energia (radiazione totale uscente, TOR) quando si raffredda e meno quando si riscalda, indipendentemente da ciò che riceve in quel momento, quindi l’idea di un equilibrio energetico nell’alta atmosfera (TOA) è chiaramente sbagliata. La Terra presenta una scarsa variabilità interannuale della temperatura, ma non c’è motivo di pensare che comprendiamo adeguatamente i meccanismi coinvolti nell’omeostasi termica terrestre.
Fig. 3.1. Variazione annuale della temperatura e della radiazione. La temperatura superficiale media globale del pianeta (linea spessa) varia di 3,8 °C nel corso di un anno, principalmente perché l’NH (linea sottile) varia di 12 °C. Il pianeta è più freddo a gennaio, nonostante riceva il 6,9% in più di irraggiamento solare totale (TSI, linea gialla tratteggiata) all’inizio di gennaio, quando la Terra è al perielio. Il pianeta presenta due picchi di perdita di energia (TOR, Total Outgoing Radiation, onde lunghe in uscita e onde corte riflesse, linea rossa tratteggiata) man mano che ciascun emisfero si raffredda, con il massimo durante il raffreddamento dell’emisfero settentrionale. Tra novembre e gennaio, il pianeta emette più energia (TOR) che in qualsiasi altro momento. SH, linea tratteggiata. Inverno NH, area grigio chiaro. Dati di temperatura 1961-1990 da Jones et al. 1999. Dati sulla radiazione da Carlson et al. 2019.
Dalla figura 3.1 si evince chiaramente che, sebbene il sistema climatico sia interamente alimentato dall’irraggiamento solare, ciò che determina la temperatura terrestre è ciò che il sistema climatico fa con quell’energia, e il sistema climatico è estremamente complesso. Come dicono Barry et al. (2002) nella citazione all’inizio di questa parte, la climatologia moderna non ha una teoria adeguata di come l’energia si muove all’interno del sistema climatico del nostro pianeta. È possibile modellare ciò che non è adeguatamente compreso, anche se molto complesso, ma credere a un tale modello resta comunque avventato. L’energia del Sole proviene in linea retta dalla sua superficie, come si può chiaramente apprezzare durante un’eclissi totale. Il Sole ha una dimensione apparente di 0,5° d’arco nel cielo terrestre e si trova nel piano dell’orbita solare della Terra, chiamato eclittica. L’eclittica è la proiezione del piano orbitale della Terra sul cielo ed è anche il percorso che i raggi più verticali del Sole compiono intorno al globo a mezzogiorno locale durante un giorno di 24 ore. A causa dell’inclinazione assiale della Terra, il Sole non si trova sempre direttamente sull’equatore e passa da 23,44°N al solstizio di giugno a 23,44°S al solstizio di dicembre. La posizione del Sole in una determinata ora del giorno determina l’angolo di incidenza della sua radiazione. Con un angolo di incidenza più alto (sole più basso sull’orizzonte), l’energia solare si distribuisce su un’area più ampia, diminuendo la quantità di energia per unità di superficie orizzontale. Il flusso di radiazione solare per unità di superficie orizzontale per una determinata località è l’insolazione solare, ed è tanto più alto a mezzogiorno quanto più la latitudine è vicina alla declinazione del sole, che segna la posizione dell’eclittica rispetto all’equatore. L’insolazione solare è il fattore più importante che determina la temperatura superficiale locale. A causa della posizione del Sole rispetto alla Terra, la maggior parte dell’energia entra nel sistema climatico ai tropici. Tuttavia, l’OLR aumenta con la temperatura superficiale assoluta e diminuisce con l’effetto serra e la copertura nuvolosa. Poiché la temperatura superficiale assoluta media non varia molto con la latitudine (278-300 K tra 60°N-60°S) e la concentrazione di gas serra e la copertura nuvolosa tendono a essere più elevate ai tropici, l’OLR non varia molto con la latitudine. Il risultato è che il flusso netto di radiazione alla TOA è positivo (più in entrata che in uscita) nella media annuale tra circa 30°N-30°S e negativo tra circa 30° e il polo. Tuttavia, durante la stagione dicembre-febbraio il flusso netto è negativo a nord di 15°N (Fig. 3.2) e la maggior parte dell’emisfero settentrionale perde energia. Il raffreddamento derivante dalla ridotta insolazione e dal deficit energetico netto crea un gradiente di temperatura latitudinale (LTG). L’energia viene spostata dalle latitudini in cui c’è un guadagno netto di energia (fonte di energia) alle latitudini in cui c’è una perdita netta di energia (perdita di energia nello spazio), lungo l’LTG (Fig. 3.2), attraverso il trasporto meridionale (MT).
Fig. 3.2. Flusso netto di radiazione nell’alta atmosfera per il periodo dicembre-febbraio. I valori positivi del flusso netto (area rossa) indicano un flusso netto di energia nel sistema climatico, mentre i valori negativi (area blu) indicano un assorbimento netto di energia, cioè un flusso netto verso lo spazio. Le aree non sono proporzionali alla quantità di energia a causa della geometria della Terra. Il trasporto meridiano sposta l’energia, tra l’altro, da regioni con un surplus energetico a regioni con un deficit energetico lungo il gradiente di temperatura (linea tratteggiata, temperatura dell’aria vicino alla superficie per gennaio). Il trasporto meridiano sposta molta più energia verso il polo invernale. Dati di temperatura da Hartmann 1994. Dati sulla radiazione da Randall 2015.
Senza MT, la temperatura delle regioni in cui il flusso netto di energia alla TOA è negativo diminuirebbe continuamente fino a quando le emissioni OLR non saranno sufficientemente basse da eguagliare l’insolazione. Nelle regioni polari notturne questa temperatura sarebbe vicina allo zero assoluto (-273,15 °C). La MT è trasportata dall’atmosfera e dall’oceano lungo il gradiente di temperatura e varia nel tempo. La MT trasporta molta più energia (MT più forte) nell’emisfero invernale (Fig. 3.2).
Il gradiente di temperatura latitudinale definisce il clima del pianeta
Nell’universo fisico i processi tendono ad avvenire spontaneamente lungo i gradienti, siano essi di massa, di energia o di qualsiasi loro manifestazione, come la gravità, la pressione o la temperatura. La LTG della superficie terrestre è una conseguenza diretta del gradiente di insolazione latitudinale. L’entalpia (l’energia aggiustata per il volume e la pressione) tende a spostarsi lungo la LTG da regioni di maggiore entalpia a regioni di minore entalpia. Questa è la base del MT, ma data la complessità del sistema climatico, non si tratta di un processo passivo che dipende solo dalla differenza di temperatura tra i tropici e i poli. Si tratta invece di un processo altamente regolato che può produrre più energia per una differenza di temperatura minore e meno energia per una differenza di temperatura maggiore. Come verrà mostrato nella prossima parte, il MT è aumentato nei primi due decenni del XXI secolo, nonostante l’Artico sia più caldo, riducendo il LTG. Sappiamo che la LTG della Terra è variata notevolmente nel corso del passato geologico del pianeta. Nella prima parte abbiamo visto che Wladimir Köppen, lo scienziato russo-tedesco che nel XIX secolo studiò l’effetto sole-clima, stabilì una classificazione climatica che è ancora in uso, con alcune modifiche. Le zone climatiche sono definite in termini di temperatura, precipitazioni e distribuzione stagionale. Molti gruppi di piante e animali sono limitati a un habitat con una gamma ristretta di temperature; anche alcuni processi geologici dipendono dalla temperatura. Utilizzando questo tipo di informazioni, Christopher Scotese ha mappato la storia climatica passata con il suo Paleomap Project(1). Le informazioni così ottenute gli permettono di ricostruire geograficamente una mezza dozzina di zone climatiche ogni pochi milioni di anni, e quindi di ricostruire la variazione LTG del passato della Terra. Scotese et al. (2021) definiscono il clima globale e le temperature di ogni periodo in base alla loro LTG, dimostrando che si tratta di una variabile climatica fondamentale. Scotese definisce l’attuale LTG (21° secolo) e la temperatura globale come una severa condizione glaciale, come dimostrato dalle massicce lastre di ghiaccio permanenti su Antartide e Groenlandia. L’esistenza di climi passati molto diversi sulla Terra crea un problema insormontabile per la climatologia moderna. Durante l’ultimo massimo glaciale (LGM), 20.000 anni fa, l’energia ricevuta dal Sole era la stessa di oggi. Non solo, ma i valori di precessione e obliquità erano gli stessi di oggi e l’eccentricità orbitale era molto simile. La distribuzione dell’energia solare sulla Terra e il gradiente di insolazione latitudinale erano quasi identici a quelli attuali, eppure il clima era molto diverso. L’apporto di energia al sistema climatico doveva essere inferiore perché l’albedo era più alto e l’effetto serra più basso. Un apporto energetico inferiore e un LTG più elevato avrebbero dovuto drenare il calore dai tropici attraverso un MT molto più forte, ma non è stato così. Le temperature tropicali durante l’LGM sono ancora controverse, ma sembra che fossero solo 1-2 °C più fredde di quelle attuali (Annan & Hargreaves 2015). Ciò è coerente con le prove presentate da Scotese et al. (2021), secondo cui le temperature tropicali non sono cambiate molto negli ultimi 540 milioni di anni, nonostante gli enormi cambiamenti nella temperatura media del pianeta (9-30 °C). Se l’LGM crea un problema per il funzionamento della MT durante un periodo glaciale, il clima equo dell’inizio dell’Eocene crea un paradosso che la climatologia moderna non può risolvere. La Terra si trova attualmente in un clima glaciale severo con una LTG molto forte. La temperatura scende di 0,6-1 °C/° di latitudine dall’equatore al polo invernale. Condizioni così fredde o più fredde di quelle attuali sono state relativamente rare negli ultimi 540 millenni (meno del 10% del tempo). La Terra del primo Eocene aveva una temperatura media stimata di 23,8°C, che Scotese descrive come condizioni di serra. La LTG del primo Eocene era molto superficiale, a 0,25-0,45 °C/° di latitudine, con temperature al Polo Nord superiori allo zero per tutto l’anno, come attestato dalla presenza di biota intolleranti al gelo. Queste condizioni di serra sono state ancora più rare. Per oltre l’80% dell’Eone Fanerozoico, la Terra ha avuto una temperatura media di 17-20 °C (Scotese et al. 2021).
Fig. 3.3. Il clima della Terra è definito dal suo gradiente di temperatura latitudinale. a) Fasce climatiche della serra del primo Eocene (in alto), dedotte da prove fossili e geochimiche da Scotese et al. 2021, e dell’attuale grave serra glaciale (in basso). Fascia equatoriale umida (verde scuro), subtropicale arida (giallo), temperata calda (verde chiaro), temperata fredda (marrone) e polare (azzurro). La temperatura è la media globale stimata. b) Gradiente di temperatura latitudinale dedotto per l’inizio dell’Eocene (rosso) e il presente (blu) rispetto a quello misurato (nero, linea sottile). Dopo Scotese et al. 2021
Il clima del primo Eocene, del Cretaceo e del primo Paleogene è definito equabile, caratterizzato da un mondo caldo con LTG ridotto e bassa stagionalità. L’incapacità della moderna teoria climatica di spiegare questi periodi è stata definita “problema del clima equabile” (Huber & Caballero 2011). Per riprodurre le calde temperature interne continentali del primo Eocene e le alte latitudini invernali sopra lo zero, i modelli devono portare i livelli di CO2 a 4700 ppm e le temperature tropicali a 35 °C. Tuttavia, le migliori stime di CO2 per l’optimum climatico del primo Eocene (Beerling & Royer 2011; Steinthorsdottir et al. 2019) collocano i livelli di CO2 a 500-1000 ppm e non è chiaro se una temperatura tropicale superiore a 30 °C sia possibile. La temperatura bulbare umida limite di sopravvivenza per i mammiferi è di 35 °C, a quel punto diventano incapaci di perdere calore (Sherwood & Huber 2010). La temperatura a bulbo umido più alta sulla Terra oggi è di 30 °C e non c’è motivo di pensare che sia stata più alta in qualsiasi momento del passato nei luoghi in cui si trovano i fossili di mammiferi. Alla base del problema del clima equabile c’è il “paradosso del basso gradiente” (Huber & Caballero 2011). Concettualmente, riteniamo che per avere poli caldi sia necessario trasportarvi più calore, per compensare il deficit di insolazione. La MT del calore è una parte molto importante del bilancio energetico planetario e si ritiene generalmente che senza di essa i poli sarebbero molto più freddi. Ma la MT dipende dalla LTG, poiché gran parte del trasporto verso i poli nel clima attuale avviene attraverso vortici atmosferici derivanti dall’instabilità baroclina (in cui esistono gradienti di temperatura a superfici a pressione costante). Il paradosso nasce dal fatto che, controintuitivamente, i poli caldi dell’inizio dell’Eocene e la loro LTG molto meno profonda implicano una MT ridotta. Non c’è da stupirsi che i modelli climatici abbiano problemi a riprodurlo.
Il trasporto meridiano è effettuato principalmente dall’atmosfera
L’atmosfera inferiore è una sottile pellicola di gas, pari ad appena 1/600 del diametro della Terra (circa 10 km), che ha il ruolo cruciale di mantenere sempre una temperatura della superficie terrestre compatibile con la vita complessa, cosa che ha fatto almeno negli ultimi 540 Myr. Per farlo, deve compensare le differenze di temperatura superficiale derivanti dalle differenze di insolazione. In primo luogo, deve compensare la differenza tra giorno e notte. Lo fa principalmente attraverso l’effetto serra, che riduce il raffreddamento notturno, e attraverso l’effetto delle nuvole, che aumentano l’albedo durante il giorno e riducono il raffreddamento notturno. Deve poi compensare la diminuzione latitudinale dell’insolazione e le sue variazioni stagionali dovute all’inclinazione assiale del pianeta. Lo fa attraverso il trasporto meridionale del calore. Di questi tre fattori responsabili dell’omeostasi termica della Terra, effetto serra, nubi e MT, la climatologia moderna si è concentrata esclusivamente sul primo, sviluppando l’ipotesi della CO2 come “manopola di controllo” del clima (Lacis et al. 2010). L’effetto delle nuvole e della loro variabilità sui cambiamenti climatici è ancora in gran parte sconosciuto. Per quanto riguarda la MT, e come suggerisce la figura 3.2, l’energia viene scambiata tra il sistema climatico e l’esterno solo attraverso il TOA, il che fa sì che la MT abbia necessariamente un valore netto nullo quando integrata nel sistema climatico. Lo spostamento di energia da una regione all’altra non altera la quantità di energia all’interno del sistema. Questo fatto ha portato alla convinzione generale che le variazioni di MT non possano costituire una causa significativa del cambiamento climatico, producendo l’errore più fondamentale della climatologia moderna. L’atmosfera ha la capacità unica di spostare una grande quantità di energia, in modo rapido ed efficiente, su tutta la superficie della Terra. Di conseguenza, la MT è svolta principalmente dall’atmosfera. Solo ai tropici profondi (10°S-10°N) l’atmosfera è inadeguata alle esigenze di MT. Questa è la regione in cui la maggior parte dell’energia entra nel sistema climatico (Fig. 3.4 linea nera tratteggiata). Ma il ramo superiore della cella di Hadley trasporta calore secco statico (sensibile + geopotenziale; Fig. 3.4 linea rossa tratteggiata) verso il polo, e questo è parzialmente compensato dal trasporto di calore latente verso l’equatore del ramo inferiore (Fig. 3.4 linea rossa tratteggiata). Per questo motivo, l’oceano deve svolgere la maggior parte del trasporto di calore verso i tropici profondi. Tuttavia, l’oceano è meno efficiente nel trasporto di calore rispetto all’atmosfera e il trasporto di energia necessario ai tropici è molto grande, soprattutto nel Pacifico, a causa delle sue dimensioni. L’ENSO è la risposta a questo problema, in quanto El Niño è il modo per trasportare periodicamente fuori dai tropici profondi il calore immagazzinato in eccesso che la normale MT non è in grado di trasportare. L’ENSO fa parte del sistema globale di MT.
Fig. 3.4. Decomposizione del trasporto meridiano. A sinistra, trasporto meridiano in peta Watts calcolato dai campi di temperatura velocità-potenziale e rappresentato come poleward in valori positivi. THT, trasporto di calore totale; OHT, trasporto di calore oceanico; AHT, trasporto di calore atmosferico; DSH, calore secco statico (sensibile + geopotenziale); LH, calore latente; ITCZ, zona di convergenza intertropicale. Secondo Yang et al. 2015. A destra, linea nera tratteggiata, flusso netto di radiazione CERES TOA in Watt/m2; il positivo è un afflusso netto, o riscaldamento. Da Randall 2015.
Una volta al di fuori della cella di Hadley, l’oceano trasferisce la maggior parte dell’energia trasportata all’atmosfera, in particolare alle correnti di confine del bacino oceanico occidentale alle medie latitudini, e il trasporto di calore latente atmosferico verso il polo diventa importante. In sintesi, la maggior parte dell’energia entra nel sistema climatico a livello dello strato fotico degli oceani tropicali, viene poi trasportata al di fuori dei tropici profondi principalmente dagli oceani e dall’ENSO, e la maggior parte dell’energia viene poi trasferita all’atmosfera che effettua la maggior parte del trasporto alle medie e alte latitudini. Una volta raggiunto il bordo del ghiaccio marino, il trasporto è essenzialmente effettuato esclusivamente dall’atmosfera, poiché il flusso di energia attraverso il ghiaccio marino è molto inferiore a quello proveniente dalla superficie liquida dell’oceano. Escludendo la radiazione solare, il resto del flusso energetico attraverso la superficie del mare è positivo verso l’atmosfera quasi ovunque e in ogni momento, ad eccezione di alcune regioni ad alta latitudine durante l’estate (Yu & Weller 2007). La temperatura della superficie del mare non è importante per il flusso energetico oceano-atmosfera quanto la velocità del vento e l’umidità dell’aria, i principali fattori che regolano l’evaporazione. La Figura 3.4 mostra che il MT è asimmetrico. Il trasporto verso il polo sulla linea dell’equatore è prossimo allo zero, con un piccolo trasporto inter-emisferico (0,2 PW verso nord). La posizione della zona di convergenza intertropicale (ITCZ, l’equatore climatico che separa le celle di Hadley settentrionali e meridionali) varia tra 15°S e 30°N, con una posizione media annuale di circa 6°N. Il trasporto verso il polo aumenta con la distanza dall’equatore, poiché il calore di una regione più ampia viene trasportato verso il polo. Il MT dell’emisfero settentrionale (NH) è maggiore perché il MT oceanico settentrionale è maggiore. Ciò è dovuto a un MT oceanico inter-emisferico verso nord di 0,4 PW, principalmente attraverso l’Oceano Atlantico, compensato in parte da un MT inter-emisferico verso sud di 0,2 PW da parte dell’atmosfera dall’ITCZ (Marshall et al. 2013). Al polo di 45°, il MT atmosferico settentrionale diventa più grande di quello meridionale a causa di un maggiore trasporto di calore sensibile da parte dei vortici, in particolare durante l’inverno. Questo trasporto riflette un maggiore flusso oceanico-atmosferico alle correnti di confine delle medie latitudini occidentali (Yu & Weller 2007), che è responsabile del riscaldamento invernale alle medie latitudini europee e del riscaldamento invernale artico. Come si può vedere anche nella Figura 3.4, la radiazione netta 70-90° TOA è più negativa nell’Artico che in Antartide. Questo è l’ovvio risultato di un maggiore trasporto di calore verso l’Artico in inverno.
Il trasporto di energia da parte dell’atmosfera è legato al trasporto di massa, quantità di moto, sostanze chimiche, umidità e nuvole. Ha luogo nella troposfera, principalmente lungo le rotte preferite sopra i bacini oceanici, e nella stratosfera. Come abbiamo visto nella sezione 2.5, il momento angolare viene scambiato tra la Terra solida e l’oceano e l’atmosfera. Alle basse latitudini, i venti superficiali sono orientali e fluiscono in direzione opposta alla rotazione della Terra, quindi l’atmosfera guadagna momento attraverso l’attrito con l’oceano solido terrestre che riduce la sua velocità di rotazione, mentre alle medie latitudini i venti superficiali sono occidentali e l’atmosfera perde momento a favore dell’oceano solido terrestre che aumenta la sua velocità di rotazione, quindi è necessario un flusso atmosferico di momento angolare verso il polo per conservare il momento e mantenere la velocità di rotazione.
Fig. 3.5. Trasporto meridiano di energia (a sinistra) e momento angolare (a destra) implicato dallo stato osservato dell’atmosfera. Nel bilancio energetico, c’è un guadagno radiativo netto ai tropici e una perdita netta alle alte latitudini; per bilanciare il bilancio energetico a ogni latitudine, è implicito un flusso di energia verso il polo. Nel bilancio del momento angolare, l’atmosfera guadagna momento angolare alle basse latitudini a causa dei venti superficiali orientali e lo perde alle medie latitudini a causa dei venti superficiali occidentali. È implicito un flusso atmosferico di momento angolare verso il polo. È noto che il trasporto meridionale di energia e momento è modulato dall’ENSO, dall’oscillazione quasi-biennale e dall’attività solare. Seguendo Marshall & Plumb 2008
Le variazioni del momento angolare atmosferico (AAM) devono essere bilanciate dalle variazioni della velocità di rotazione del solido Terra-oceano per preservare il momento, e sono dovute principalmente alle variazioni stagionali della circolazione del vento zonale. La circolazione del vento zonale è più forte in inverno, quando più momento angolare risiede nell’atmosfera a causa di un LTG più profondo, quindi la Terra ruota più velocemente in gennaio e luglio, e più lentamente in aprile e ottobre, quando la circolazione zonale è più debole. Come accennato nella Parte II, questi piccoli cambiamenti nel tasso di rotazione della Terra sono misurati come variazioni di microsecondi nella lunghezza del giorno (∆LOD), la differenza tra la lunghezza del giorno e 86,400 secondi standard internazionali. La variazione stagionale del ∆LOD riflette i cambiamenti nella circolazione zonale (Lambeck & Cazennave 1973) e, quindi, nel MT. La componente biennale del ∆LOD riflette i cambiamenti della QBO (Lambeck & Hopgood 1981), la componente di 3-4 anni corrisponde al segnale ENSO (Haas & Scherneck 2004) e la variazione decadale del ∆LOD riflette i cambiamenti dell’attività solare (Barlyaeva et al. 2014). Il Sole, la QBO e l’ENSO costituiscono tre fattori che modulano l’accoppiamento della stratosfera tropicale al vortice polare (PV) e alla troposfera polare, regolando il trasporto di calore e umidità verso il polo invernale. Poiché influenzano la circolazione dei venti zonali, non sorprende che influenzino anche la velocità di rotazione. Ma mentre il ruolo dell’ENSO e della QBO nel modificare l’AAM e il ∆LOD è ampiamente conosciuto e riportato, il ruolo del sole rimane largamente ignorato.
Trasporto invernale nell’Artico. Il più grande dissipatore di calore del pianeta
Si ritiene che la differenza emisferica di temperatura (Fig. 3.1) sia dovuta principalmente alla maggiore frazione terrestre nell’NH (67,3% della massa terrestre globale) che si riscalda e si raffredda più della superficie oceanica. La risposta è tuttavia più complessa, poiché coinvolge anche l’asimmetria del MT (Kang et al. 2015). Come abbiamo visto, alcune delle sue conseguenze sono la posizione preferenziale dell’ITCZ nell’NH e un trasporto netto di calore inter-emisferico dall’SH all’NH. L’asimmetria del trasporto emisferico deriva anche dalla riduzione del MT verso la calotta polare meridionale, ostacolato dalla Corrente Circumpolare Antartica e dal Southern Annular Mode, che isolano climaticamente l’Antartide. Il risultato di queste asimmetrie è che, nonostante il Polo Sud sia molto più freddo, viene trasportata più energia al Polo Nord (Peixoto & Oort, 1992). A causa dell’atmosfera più calda, la regione polare 70-90°N perde circa 10 W/m2 di calore in più nel corso dell’anno rispetto alla regione polare 70-90°S. La perdita è molto maggiore durante l’inverno boreale, quando l’atmosfera trasporta 120 W/m2 attraverso 70°N, che durante l’estate, quando trasporta 80 W/m2 (Peixoto & Oort, 1992). La maggior parte del trasporto è effettuata da vortici transitori e dalla circolazione meridiana media, ma la differenza inverno-estate è dovuta soprattutto ai vortici stazionari situati lungo le rotte temporalesche, che in inverno sono responsabili della maggior parte dell’aumento (Fig. 3.6). Oltre l’80% dell’energia trasportata durante la stagione calda verso la regione polare settentrionale viene utilizzata per sciogliere neve e ghiaccio e riscaldare l’oceano. Circa due terzi di questa energia costituiscono un accumulo di energia che viene restituita all’atmosfera durante la stagione fredda per il raffreddamento e il ricongelamento, e per lo più persa attraverso l’OLR. Come risultato di queste differenze, la regione polare boreale perde il 20% di energia in più rispetto alla regione polare meridionale durante i rispettivi inverni, costituendo il più grande dissipatore di calore del pianeta (Fig. 3.2).
Fig. 3.6. Flusso di calore verso nord da parte dei vortici in gennaio. Durante l’inverno boreale, la corrente a getto subtropicale NH presenta due massimi a valle dell’Himalaya e delle Montagne Rocciose, rispettivamente sull’Oceano Pacifico e sull’Oceano Atlantico. Questi massimi di velocità del vento danno origine a cicloni vigorosi alle medie latitudini che seguono le rotte temporalesche che definiscono le principali porte di accesso all’Artico. Il contorno è di 5 K m/s. L’ombreggiatura blu nella SH indica il flusso verso sud. Dopo Hartmann 2016
Durante l’inverno, quasi tutta l’energia persa in questo pozzo di calore viene trasportata dall’atmosfera, poiché la temperatura di equilibrio dell’acqua marina a contatto con il ghiaccio è praticamente costante indipendentemente dalla temperatura atmosferica e dallo spessore del ghiaccio marino. Il ghiaccio marino costituisce un ottimo isolante (K ≈ 2,2 W/m K). Rispetto a una perdita di 310 W/m2 per le acque esposte a una differenza di temperatura di 30 °C, uno strato di ghiaccio spesso 2 m riduce la perdita a soli 30 W/m2 (Peixoto & Oort, 1992). È chiaro che la grande perdita di ghiaccio marino invernale degli ultimi 45 anni costituisce un forte feedback negativo sul riscaldamento globale. Il calore secco statico (sensibile + geopotenziale) viene trasportato nell’Artico invernale sia dalla media (20-100 km di altezza) che dalla bassa atmosfera, mentre il calore latente (umidità) viene trasportato quasi esclusivamente dalla bassa atmosfera. La Figura 3.7 mostra il trasporto di calore atmosferico invernale NH. Il trasporto dell’alta atmosfera è inter-emisferico; tuttavia, coinvolge solo lo 0,1% della massa dell’atmosfera, rendendolo irrilevante per le considerazioni energetiche. La stratosfera contiene il 15% della massa atmosferica e il suo trasporto meridionale è denominato circolazione di Brewer-Dobson (BDC). L’aria entra nella stratosfera in corrispondenza del tubo tropicale (Fig. 3.7) attraverso una regione fredda sopra la tropopausa tropicale, dove perde la maggior parte del suo vapore acqueo. Nella stratosfera superiore, il ramo profondo della BDC è inter-emisferico e si muove verso il polo invernale. Nella bassa stratosfera, il ramo superficiale della BDC ha una direzione verso il polo, anche se è più forte verso il polo invernale. Alle medie e alte latitudini, l’aria della BDC scende attraverso la tropopausa verso la superficie. La BDC si verifica attraverso un equilibrio termico del vento meridiano stabilito dall’LTG ed è alimentata da onde planetarie e sinottiche che, una volta dissipate, rilasciano energia e quantità di moto al flusso medio.
Fig. 3.7. Schema della circolazione atmosferica al solstizio di dicembre in una vista bidimensionale della bassa e media atmosfera. I colori di sfondo indicano le temperature relative in passi di 10 K, con il rosso che è il più caldo e il blu scuro il più freddo. La scala verticale è logaritmica e la scala latitudinale SH è compressa. I venti occidentali sono rappresentati da linee sottili; i venti orientali da linee sottili tratteggiate. La tropopausa (linea arancione spessa) separa la troposfera dalla stratosfera e la stratopausa (linea blu acciaio spessa) separa la stratosfera dalla mesosfera. Le linee spesse tratteggiate separano il tubo tropicale (zona di risalita), la zona di surf (zona di rottura delle onde) e il vortice polare. Le onde planetarie (linee ondulate) sono generate nelle zone di contrasto (linee concentriche in superficie) e possono attraversare la stratosfera, essere deviate e rompersi nella stratosfera o essere rifratte verso la troposfera. L’oscillazione quasi-biennale (QBO) è mostrata con le sue componenti orientali e occidentali vicino all’equatore. La zona di convergenza intertropicale (ITCZ) è rappresentata da un’alta nube temporalesca. La circolazione di Hadley è rappresentata in marrone scuro. Le altre circolazioni atmosferiche sono rappresentate da frecce gialle, tranne la circolazione equatoriale della bassa troposfera in turchese. La circolazione stratosferica è chiamata circolazione di Brewer-Dobson. Il suo ramo profondo (stratosferico superiore) e la circolazione mesosferica sono inter-emisferici dal polo estivo al polo invernale. La circolazione troposferica è svolta principalmente da vortici e il resto dalla circolazione residua media. Al solstizio di dicembre, le regioni a nord di 72° si trovano nella notte polare. Da Vinós 2022
Il raffreddamento autunnale dell’atmosfera artica causa la fine dell’anticiclone polare estivo, poiché la pressione diminuisce e i venti orientali che impediscono la propagazione delle onde verso l’alto vengono sostituiti da venti occidentali. Si forma quindi un ciclone centrato sul polo (centro di bassa pressione con venti in rotazione antioraria), noto come vortice polare (PV). I venti occidentali invernali NH sono così forti che solo le onde planetarie di massima ampiezza (onde zonali numero 1 e 2) si propagano verticalmente nella stratosfera. Le onde rilasciano la loro quantità di moto ed energia in un’area della stratosfera nota come “surf-zone” (McIntyre & Palmer 1984). L’effetto sulla circolazione media zonale è una decelerazione dei venti occidentali che interrompe la struttura termica. Poiché la LTG non può essere mantenuta in presenza di venti occidentali più deboli, l’aria è costretta a scendere all’interno della PV, riscaldandosi adiabaticamente, e a salire all’esterno della PV, raffreddandosi. L’atmosfera polare artica può riscaldarsi di 30 °C nella bassa stratosfera e fino a 100 °C nell’alta stratosfera. Poi, quando l’atmosfera artica subisce un forte raffreddamento radiativo durante l’inverno, la stratosfera si raffredda e le correnti occidentali riprendono velocità. Quando la propagazione delle onde si indebolisce, accade il contrario e la temperatura a 30 km sopra l’Artico può raggiungere -80 °C.
A nord di 20°N l’atmosfera diventa il principale vettore di calore verso il polo. Durante l’inverno nord-occidentale, il calore viene trasportato verso l’Artico principalmente da vortici stazionari (onde planetarie) e da vortici transitori (cicloni). I cicloni si generano, si propagano e si dissipano preferibilmente lungo le rotte delle tempeste e tendono a formarsi dove i gradienti di temperatura superficiale sono elevati (Shaw et al. 2016). La corrente a getto influenza la loro velocità e direzione di marcia. Il flusso di calore invernale rivela le aree preferite dalle rotte dei temporali (Fig. 3.6; Hartmann 2016). Alcuni eventi estremi per stagione, associati a singoli sistemi meteorologici, sono responsabili di gran parte del calore e dell’umidità trasportati nel periodo invernale dell’ Artico. Condizioni di blocco atmosferico su larga scala deviano le rotte dei cicloni verso il polo e la Figura 3.8 mostra uno di questi eventi estremi verificatosi negli ultimi giorni del 1999 e all’inizio del 2000, un caso studiato da Woods e Caballero (2016).
Fig. 3.8. Evento di intensa intrusione di aria calda e umida nell’Artico in inverno. a) Temperatura media giornaliera a nord di 80°N per il periodo novembre 1999-marzo 2000 (linea nera) dalla rianalisi ERA40 e la media 1958-2002 (linea rossa). Un rettangolo blu indica l’evento. Dati dell’Istituto meteorologico danese (2021). b-d) Anomalia della temperatura superficiale dell’aria nell’Artico in momenti diversi durante l’evento di intrusione. Secondo Woods & Caballero (2016)
Secondo Nakamura e Huang (2018) il blocco si sviluppa come un ingorgo stradale quando la capacità della corrente a getto di assorbire il flusso dell’attività ondosa (una misura di meandri) viene superata. Condizioni di blocco su larga scala si sviluppano a est di ogni bacino oceanico, deviando i cicloni delle medie latitudini verso il polo (Woods et al., 2013). Di conseguenza, gran parte del calore latente trasportato nell’Artico è il risultato di un numero limitato di sistemi meteorologici che entrano nell’Artico principalmente attraverso una porta del Nord Atlantico (300-60°E), seguita per importanza da una porta del Nord Pacifico (150-230°E) e da una meno importante della Siberia (60-130°E; Mewes & Jacobi 2019; Woods et al. 2013). Sull’Atlantico, il blocco invernale è fortemente anticorrelato con l’Oscillazione Nord Atlantica (Wazneh et al., 2021). Sapere come il calore viene trasportato nell’Artico ci permette di esaminare il fenomeno dell’amplificazione artica. I modelli di circolazione generale hanno previsto l’amplificazione polare come risultato del riscaldamento globale fin dalla loro nascita. Infatti, come si vede nella Figura 3.3, quando il clima terrestre cambia, la variazione di temperatura è tanto maggiore quanto più alta è la latitudine. Tuttavia, nel riscaldamento globale moderno non è stata osservata alcuna amplificazione antartica e nel 1995, nonostante l’intenso riscaldamento globale dei 20 anni precedenti, è stata osservata un’amplificazione artica così bassa che Curry et al. (1996) hanno affermato che: “La relativa mancanza di riscaldamento osservato e il relativamente scarso ritiro dei ghiacci possono indicare che i GCM stanno enfatizzando eccessivamente la sensibilità del clima ai processi delle alte latitudini”. La situazione stava per cambiare quell’anno, quando l’amplificazione artica accelerò improvvisamente (Fig. 3.9). Ma la domanda è ancora valida. Perché l’amplificazione artica era piccola prima del 1996, quando era in atto un intenso riscaldamento globale, e grande dopo il 1996, quando il tasso di riscaldamento globale è diminuito (la pausa)? La climatologia moderna non ha una risposta a questa domanda.
Fig. 3.9. Anomalia stagionale della temperatura artica. Curva nera, anomalia della temperatura media estiva (giugno-agosto) calcolata dal modello operativo dell’atmosfera del Centro europeo per le previsioni meteorologiche a medio raggio (ECMWF) per la regione +80°N. Curva rossa, la corrispondente anomalia della temperatura media invernale (dicembre-febbraio) per la stessa regione. Il clima di riferimento è il modello di rianalisi ECMWF- ERA40 per il periodo 1958-2002. Dati dell’Istituto meteorologico danese.
Come abbiamo visto in precedenza (ad esempio, Fig. 3.2), l’Artico in inverno costituisce il più grande dissipatore di calore (perdita netta di energia nello spazio) del pianeta. L’acqua precipitabile nell’Artico è di circa 1,5 cm in estate, ma in inverno scende a circa 0,2 cm (Wang & Key, 2005), il valore più basso al di fuori dell’Antartide. Di conseguenza, la copertura nuvolosa diminuisce in inverno, aumentando la perdita di energia. Con poca copertura nuvolosa, quasi nessun vapore acqueo e nessun effetto albedo, l’Artico in inverno non ha essenzialmente alcun feedback serra da parte della CO2. Inoltre, van Wijngaarden & Happer (2020), notano che “le molecole di gas serra relativamente calde nell’atmosfera sopra la superficie fredda fanno sì che la Terra irradi più calore nello spazio dai poli di quanto potrebbe fare senza i gas serra”. È chiaro che l’amplificazione artica è la conseguenza di un aumento del MT, poiché l’Artico ha un bilancio energetico annuale negativo e l’aumento dell’effetto serra non lo rende meno negativo. Il riscaldamento dell’Artico, in particolare durante l’inverno, può derivare solo da un aumento del calore trasportato dalle latitudini inferiori. L’aumento del trasporto di calore artico che non viene esportato alle basse latitudini è distribuito tra l’aumento dell’OLR e l’aumento della radiazione a onde lunghe verso il basso. L’aumento della radiazione verso il basso aumenta la temperatura superficiale, ma a causa della bassa conducibilità termica del ghiaccio e poiché il flusso di calore passa sempre dall’oceano più caldo all’atmosfera durante l’inverno, si verificano spesso inversioni di temperatura, spesso accompagnate da inversioni di umidità, e il raffreddamento radiativo continua dalla sommità dell’inversione o dalla sommità delle nubi fino a quando il vapore acqueo congela e precipita, ripristinando la condizione originaria di freddo intenso (Fig. 3.8a).
Il trasporto del calore artico invernale è potenziato nei momenti in cui prevalgono condizioni di alta pressione sul polo che portano a un vortice debole o diviso. L’aria calda entra quindi nell’Artico centrale salendo sopra l’aria fredda (sollevamento isentropico), spingendola verso l’esterno. Di conseguenza, le masse d’aria fredda artica si spostano sui continenti alle medie latitudini producendo temperature anomale e neve. Da quando è iniziata l’amplificazione artica, la frequenza degli inverni freddi alle medie latitudini è aumentata, cosa che i modelli non riescono a spiegare (Cohen et al. 2020), ma qualcosa di simile è avvenuto tra il 1920-40 (Chen et al. 2018).
In questa parte abbiamo esaminato come il LTG costituisca la variabile climatica più fondamentale e i meccanismi con cui guida il MT di energia verso i poli. Nella prossima parte esamineremo cosa succede quando questi meccanismi cambiano in modo coordinato, come è successo quando l’amplificazione artica è iniziata dopo il 1996.
(1) http://www.scotese.com/climate.htm
References