Nei primi decenni successivi alla scoperta dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW), l’Organizzazione Meteorologica Mondiale (OMM) ha istituito un programma internazionale di monitoraggio chiamato STRATALERT, sotto la guida di Karin Labitzke della Freie Universität Berlin, per rilevare gli SSW. I criteri iniziali per misurare questi eventi si basavano sui cambiamenti di temperatura, dato che il riscaldamento rapido e improvviso della stratosfera era una caratteristica chiave misurabile mediante radiosonde e rocketsonde. Nel 1964, l’OMM/IQSY stabilì che gli SSW “maggiori” fossero distinti da eventi più minori, richiedendo una inversione (da direzione ovest a est) dei venti zonali oltre i 60 gradi di latitudine e un incremento della temperatura media zonale oltre i 60 gradi a 10 hPa (OMM/IQSY, 1964; McInturff, 1978; Labitzke, 1981). L’inserimento del criterio di inversione della circolazione zonale deriva dalla teoria del flusso medio delle onde, che afferma che onde planetarie quasi-stazionarie non possono propagarsi in un flusso orientale (Charney & Drazin, 1961; Matsuno, 1971; Palmer, 1981). Pertanto, una distinzione dinamica evidente tra un SSW maggiore e uno minore è che, in seguito a un evento maggiore, è impedita la propagazione verticale delle onde dalla troposfera oltre la stratosfera media. Un aspetto notevole di questi primi criteri è il grado in cui essi continuano a formare la base per la rilevazione delle SSW, nonostante siano stati basati su un numero molto limitato di osservazioni.
Il metodo più comunemente usato per individuare le SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi) maggiori è stato proposto da Charlton e Polvani nel 2007 (da qui in poi, CP07), e si basa su definizioni precedenti: l’inversione dei venti zonali medi giornalieri da occidentali a orientali a 60 gradi di latitudine nord e a 10 hPa, nel periodo da novembre ad aprile. Il precedente criterio, che prevedeva un aumento del gradiente di temperatura, è risultato in gran parte ridondante, poiché, per l’equilibrio termico del vento, questo si verifica in quasi tutti i casi di inversione del vento zonale. Sebbene il rilevamento delle SSW maggiori con la definizione di CP07 sia sensibile alla specifica latitudine, altitudine e soglia di indebolimento del vento zonale (Butler et al., 2015), la scelta di un’inversione a 10 hPa e 60 gradi nord ottimizza le caratteristiche e gli impatti chiave delle SSW maggiori (Butler & Gerber, 2018). Disporre di un criterio comune per le SSW maggiori consente un confronto coerente tra i modelli (Charlton-Perez et al., 2013; Kim et al., 2017; Ayarzagüena et al., 2018) e le rianalisi (Palmeiro et al., 2015; Butler et al., 2017; Martineau et al., 2018; Ayarzagüena et al., 2019).
Va notato che il criterio CP07 è stato sviluppato in un periodo in cui l’aumentata disponibilità di simulazioni di modelli climatici globali richiedeva la valutazione della stratosfera nei modelli in ampi set di dati grigliati (Charlton-Perez et al., 2013). Dunque, un criterio principale per il metodo CP07 era che la richiesta di dati necessari per il calcolo dovesse essere il più piccola possibile. Nell’era attuale, con una maggiore disponibilità di metriche dinamiche provenienti dalle simulazioni dei modelli (Gerber & Manzini, 2016), questo requisito non è più così stringente. Pertanto, è importante enfatizzare l’uso previsto della definizione CP07 come un semplice criterio per identificare gli estremi di debolezza del vortice polare, piuttosto che come una selezione infallibile di eventi da considerare “importanti”. Questo criterio produce in media 6 SSW maggiori per decennio nell’emisfero settentrionale. Tuttavia, c’è una significativa variabilità decennale nella frequenza degli eventi SSW (Reichler et al., 2012), con gli anni ’90 che hanno visto solo due SSW (nel 1998 e nel 1999) e gli anni 2000 con 9 eventi secondo il criterio CP07. I decenni recenti mostrano una variabilità decennale più marcata nella frequenza delle SSW rispetto ai decenni precedenti, con gli anni ’90 che probabilmente rappresentano l’assenza più lunga di eventi SSW dal 1850 (Domeisen, 2019).
L’applicazione del parametro CP07 al vortice polare dell’Emisfero Sud (dove sono considerati gli inversioni del vento zonale medio a 60°S e a 10 hPa tra maggio e ottobre) rivela soltanto un importante SSW (Riscaldamento Stratosferico Improvviso) nell’Emisfero Sud nelle rianalisi risalenti al 1958, che si è verificato il 26 settembre 2002 (Shepherd et al., 2005). Questo sottolinea differenze significative nelle dinamiche e nella climatologia tra l’Emisfero Nord (NH) e l’Emisfero Sud (SH). Tuttavia, a metà settembre 2019 si è verificato un indebolimento estremamente anomalo del vortice SH (Hendon et al., 2019), che non ha rispettato il criterio CP07 per un maggiore SSW. Nonostante ciò, questo evento non dovrebbe essere ignorato semplicemente perché la circolazione non ha soddisfatto un unico parametro; significativi e persistenti impatti sul clima di superficie dell’Emisfero Sud sono seguiti a questo SSW, come ad esempio gli estesi incendi boschivi in Australia (Lim et al., 2019). Pertanto, dovrebbero essere prese in considerazione ulteriori diagnostiche per valutare la rilevanza di eventi estremi del vortice in entrambi gli emisferi per gli effetti meteorologici di superficie; un cosiddetto minore SSW può avere impatti sociali maggiori.
In aggiunta alla distinzione tra SSW maggiori e minori, esiste anche una classificazione della morfologia dell’evento. Durante un SSW, il vortice polare può essere spostato dal polo o dividersi in due vortici gemelli. Sono stati sviluppati diversi metodi per classificare le divisioni rispetto agli spostamenti (CP07; Mitchell et al., 2011; Seviour et al., 2013; Lehtonen & Karpechko, 2016). Circa un terzo dei 36 maggiori SSW osservati nel periodo 1958-2012 possono essere classificati all’unanimità, attraverso tutti i metodi, come divisioni e un altro terzo come spostamenti (Gerber et al., 2020). Il resto degli eventi è più ambiguo tra i metodi, forse perché in alcuni casi il vortice polare si sposta e si divide nell’arco di diversi giorni (Rao, Garfinkel, et al., 2019).
Inoltre, i SSW (Sudden Stratospheric Warmings, ovvero Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi) sono stati classificati in base al numero di onda zonale dei modelli precursori nella troposfera che precedono il SSW. Questi modelli, prevalentemente di onda-1 e onda-2, tendono a precedere i SSW (Tung & Lindzen, 1979a; Woollings et al., 2010; Garfinkel et al., 2010; Cohen & Jones, 2011). In particolare, il blocco atmosferico (una persistente anomalia di alta pressione) sulla regione del Pacifico e sulla regione del Nord Atlantico/Scandinavia è stato collegato alla guida di onde-2 in eventi di vortice diviso (Martius et al., 2009). Una pressione bassa anomala sopra il Nord Pacifico/Aleutine combinata con il blocco euro-atlantico è stata associata alla guida di onde-1 in eventi di spostamento primario del vortice (Castanheira & Barriopedro, 2010). È importante notare che mentre gli spostamenti del vortice sono quasi sempre preceduti da forzature di onda-1, le divisioni del vortice possono essere precedute sia da forzature di onda-1 che di onda-2 (Bancalá et al., 2012; Barriopedro & Calvo, 2014) e spesso iniziano con un aumento nell’onda-1 seguito da un successivo aumento nell’onda-2.
Mentre questa revisione è focalizzata sui SSW, che rappresentano gli estremi più deboli del vortice polare, i SSW sono solo uno degli estremi all’interno di un ampio spettro di variabilità dinamica della stratosfera polare. Una vasta gamma di variazioni – che vanno da deviazioni minori dalla climatologia standard ai più forti estremi del vortice polare (come mostrato nella Figura 1, con i valori massimi e minimi giornalieri rappresentati dalle linee nere) – possono influenzare l’interazione tra stratosfera e troposfera, il trasporto atmosferico e i processi chimici. La variabilità stratosferica polare raggiunge il suo picco da gennaio a marzo nell’Emisfero Settentrionale e da settembre a novembre nell’Emisfero Meridionale, anche se la variabilità è generalmente minore in quest’ultimo.Gli eventi estremi all’inizio dell’inverno possono evolversi diversamente da quelli di fine inverno; ad esempio, i Riscaldamenti Canadesi sono amplificazioni dell’Alta Pressione delle Aleutine nella stratosfera inferiore e media dell’Emisfero Nord, e sono il tipo predominante di riscaldamento stratosferico all’inizio dell’inverno boreale (Labitzke, 1977). Sono stati proposti parametri aggiuntivi per meglio catturare l’intero spettro di variabilità stratosferica polare. Numerosi studi prendono in considerazione parametri basati sulle Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF). Ad esempio, la prima EOF delle anomalie dell’altezza geopotenziale, conosciuta anche come la “modalità annulare”, (Baldwin & Dunkerton, 1999, 2001; Baldwin & Thompson, 2009; Gerber et al., 2010) cattura le fluttuazioni di massa tra il cappuccio polare e le aree extratropicali. Le EOF dei profili di temperatura verticale del cappuccio polare sono state usate per identificare gli estremi di vortice debole (SSW) che hanno i periodi di recupero più prolungati, noti come “Oscillazioni del Getto Polare Notturno” (Polar-night Jet Oscillations, PJO) (Kuroda & Kodera, 2004; Hitchcock & Shepherd, 2012; Hitchcock et al., 2013). Un vantaggio delle tecniche basate su EOF è che le soglie per gli estremi si basano su anomalie (deviazioni dalla climatologia) piuttosto che su valori assoluti, come nel parametro del vento zonale CP07. Di conseguenza, i parametri basati su EOF possono catturare eventi anomali in relazione a qualsiasi cambiamento nella climatologia (McLandress & Shepherd, 2009a; Kim et al., 2017).
Gli SSW sono una manifestazione di forti interazioni bidirezionali tra onde planetarie che si propagano verso l’alto e il flusso medio stratosferico. Il vortice polare può essere disturbato da grandi perturbazioni ondulate, principalmente onde quasi-stazionarie di scala planetaria con numero di onda zonale 1-2. Un’adeguata forzatura del flusso medio da parte di queste onde può portare a un SSW, con il crollo del vortice polare occidentale e la sostituzione dei venti occidentali con venti orientali intorno ai 10 hPa, a 60°N. Quando i venti nel vortice polare rallentano, l’aria è spinta verso il polo per conservare il momento angolare, con discesa sopra il cappuccio polare (indicate dalle frecce in Figura 2). Il riscaldamento adiabatico associato a questa discesa provoca rapidi aumenti della temperatura del cappuccio polare in tempi brevi, dell’ordine di pochi giorni.
4 Development of dynamical theories
Il testo si concentra sullo sviluppo di teorie dinamiche relative ai Sudden Stratospheric Warmings (SSW), che sono un fenomeno associato all’interazione tra le onde planetarie in risalita e il flusso medio stratosferico
I forti venti occidentali nel getto notturno polare impediscono la propagazione nella stratosfera di tutte le onde tranne quelle più grandi, di scala planetaria (Charney & Drazin, 1961). Sebbene le onde di scala planetaria possano essere generate spontaneamente da instabilità baroclinica o tramite una cascata ascendente dalle onde di scala sinottica (Scinocca & Haynes, 1998; Domeisen & Plumb, 2012), esse sono principalmente forzate da caratteristiche di scala planetaria sulla superficie, come la topografia e il contrasto terra-mare. La relativa simmetria zonale dell’emisfero australe spiega perché gli SSW sono quasi esclusivamente un fenomeno dell’emisfero boreale, ma ciò non implica che la stratosfera risponda passivamente alla forzatura ondosa dalla troposfera.
La varietà degli SSW osservati dimostra che alcuni SSW sembrano essere indotti da improvvisi incrementi anomali di attività delle onde planetarie provenienti dalla troposfera, mentre in altri casi di SSW è la stessa stratosfera a modulare l’ascensione della propagazione ondulatoria. Tuttavia, tutte le teorie concordano sul fatto che è la dissipazione costante di attività ondulatoria nella stratosfera, principalmente attraverso la rottura non lineare delle onde e la miscelazione irreversibile (convergenza del flusso di Eliassen-Palm), che porta a un riscaldamento profondo e duraturo del vortice polare. Una volta che il vortice è distrutto, un intenso raffreddamento radiativo contribuisce a ricostruire il vortice, a patto che ci sia sufficiente tempo prima della conclusione dell’inverno, ma questo processo governato dalla radiazione può richiedere diverse settimane (come illustrato nella Figura 3).
La rotazione e la stratificazione combinano il trasporto polare di calore tramite le onde con un trasporto verso il basso del momento angolare occidentale. Così, il riscaldamento della stratosfera polare si verifica in contemporanea con l’eliminazione del vortice climatologico in un significativo evento di riscaldamento.
4.1 Wave-mean flow interactions, dissipation, and SSWs
Durante l’inverno, il vortice polare stratosferico si forma principalmente attraverso il raffreddamento radiativo, dato che l’assorbimento della radiazione ultravioletta da parte dell’ozono si arresta nei poli invernali. Gran parte della teoria riguardante il verificarsi dei SSW (Sudden Stratospheric Warmings, o Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi) si basa sull’ipotesi fondamentale delle onde che si propagano in un flusso medio zonale. Benché questa ipotesi venga meno durante le gravi perturbazioni del flusso nei SSW, in particolare alle alte latitudini, la teoria dell’interazione onda-flusso medio ha avuto notevole successo nel spiegare, almeno qualitativamente, la dinamica dei SSW. La propagazione verso l’alto di un’onda di Rossby in un flusso medio zonale è associata a un flusso di calore verso i poli.
Questo riscaldamento del vortice potrebbe teoricamente avvenire per convergenza del flusso di calore sul lato polare di un’onda planetaria che si propaga verso l’alto. Tuttavia, si manifesta una tendenza contraria a causa dell’advezione verticale indotta dall’onda, che produce un raffreddamento adiabatico laddove il flusso di calore dovrebbe altrimenti riscaldare l’aria. Analogamente, l’aria sul lato equatoriale, che verrebbe raffreddata dal flusso di calore verso i poli, si abbassa e si riscalda adiabaticamente. Per onde che si propagano in modo conservativo, cioè in un caso senza dissipazione, le due tendenze si bilanciano esattamente e non si verifica alcun riscaldamento o raffreddamento netto.
Qui, si fa riferimento alla componente reversibile del moto verticale medio zonale che si origina a causa delle onde che si propagano in modo conservativo.
Il calcolo si modifica quando si permette alle onde di dissiparsi, sia che ciò avvenga tramite smorzamento causato da radiazione e/o attrito, o in maniera più catastrofica, attraverso una rottura non lineare (anche se la dissipazione rimane un fattore, dato che la rottura trasferisce l’energia a scale più piccole). Le onde di Rossby trasportano momento orientato verso est a causa della loro intrinseca velocità di fase verso est; questo momento orientale viene trasferito al flusso medio durante la dissipazione. La risultante forza direzionata verso est non solo rallenta il vortice, ma causa anche un flusso verso i poli, a causa della coppia di Coriolis, e un abbassamento sopra il polo. Questo abbassamento si oppone al movimento verso l’alto indotto dalle onde, come descritto precedentemente. Con una dissoluzione estrema dell’onda, essa prevale completamente sulla tendenza all’ascensione e guida il notevole riscaldamento della stratosfera polare, caratterizzato da un SSW (Sudden Stratospheric Warming, Riscaldamento Stratosferico Improvviso).
In questa prospettiva, formalizzata nella rappresentazione ‘Transformed Eulerian Mean’ della dinamica atmosferica (Andrews & McIntyre, 1976; Edmon et al., 1980), è il downwelling residuo che causa il riscaldamento del cappuccio polare quando le onde planetarie si dissipano. Tralasciando il riscaldamento diabatico durante l’inizio del riscaldamento, questo può essere descritto come nell’equazione 1:
Dove
La dissipazione delle onde planetarie porta a un riscaldamento del cappuccio polare. Tuttavia, questa spiegazione è parziale poiché l’ipotesi fondamentale secondo cui le onde si propagano su un flusso medio zonale è violata, il che rende insufficiente questa teoria nel spiegare il riscaldamento esplosivo associato agli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW). Durante un SSW, il vortice può essere spostato dal polo o diviso in due, violando chiaramente l’ipotesi che le onde si propagano su un flusso medio zonale. La decelerazione del vortice indotta dalle onde e l’associato riscaldamento del cappuccio polare raggiungono livelli estremi; non è ancora completamente chiaro come tali interazioni estreme tra le onde e il flusso medio si attivino e si sviluppino fino al punto di un completo collasso del vortice.
Esistono due prospettive differenti nella letteratura riguardo il ruolo della troposfera (vedi sezione 4.2 sotto). I primi studi si sono concentrati sul ruolo delle fluttuazioni anomale del flusso d’onda provenienti dalla troposfera che innescano l’SSW, ovvero forniscono un drag ondulatorio addizionale nella stratosfera sufficiente a distruggere il vortice, specialmente se tale accumulo persiste per un periodo di tempo considerevole. Un secondo punto di vista sostiene che, dati i campi d’onda forniti dalla troposfera — che non necessitano di essere straordinariamente forti — il vortice polare stratosferico potrebbe spontaneamente interagire con il campo d’onda in modo tale che entrambi si amplifichino reciprocamente, un fenomeno che ricorda la risonanza (ad esempio, come descritto da Plumb nel 1981 e Albers & Birner nel 2014).
A prescindere dalla prospettiva sui meccanismi scatenanti degli SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi), una volta che la circolazione primaria collassa e si instaurano i venti orientali, la propagazione verticale delle onde stazionarie di Rossby viene inibita. (Le onde stazionarie possono esistere solo se ci sono correnti occidentali medie che compensino la loro intrinseca propagazione verso est.) La conseguente ‘linea critica’ provoca un’accumulazione di dissipazione d’onda proprio sotto di essa, associata a una maggiore accelerazione verso est e un rapido abbassamento della linea critica stessa (Matsuno, 1971). Il corrispondente avanzamento verso il basso delle anomalie dei venti zonali orientali è meccanicamente simile all’QBO (Oscillazione Quasi-Biennale), ma avviene su una scala temporale molto più rapida, nell’ordine di giorni anziché anni.
Un altro modo di interpretare i riscaldamenti improvvisi è attraverso l’osservazione della vorticità potenziale (PV) sulle superfici isentropiche, come mostrato nell’equazione 2:
dove g è la gravità, θ è la temperatura potenziale, p è la pressione, ζθ è la vorticità relativa perpendicolare a una superficie isentropica, e f è il parametro di Coriolis. La PV unisce la conservazione della massa e del momento angolare, ed è materialmente conservata in assenza di processi diabatici. Di conseguenza, è uno strumento diagnostico estremamente potente nelle scale temporali associate agli SSW. Esaminando le mappe di PV su superfici isentropiche, si può osservare la rottura delle onde planetarie di Rossby nella ‘zona di surf’ (McIntyre & Palmer, 1983, 1984). Gli SSW possono essere considerati come una conseguenza della rottura delle onde su scala planetaria, che porta all’erosione e alla fine alla dissipazione del vortice polare. Durante l’inizio dell’inverno, il raffreddamento radiativo causa il rafforzamento del vortice. Con il progredire dell’inverno, la rottura delle onde nella zona di surf accentua il margine del vortice, e se questa rottura persiste, il vortice può essere spostato dal polo o addirittura diviso in due. Questo fenomeno può essere osservato su mappe orizzontali di PV, come mostrato nella Figura 7, o semplicemente misurando la dimensione del vortice polare in termini di PV (ad esempio, Butchart & Remsberg, 1986; Baldwin & Holton, 1988).”