Una Prospettiva della Dinamica dei Vortici sui Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi

1.1 Il vortice polare stratosferico

Tradizionalmente, l’atmosfera è suddivisa in vari strati. Il primo è la troposfera, caratterizzata da una diminuzione generale della temperatura all’aumentare dell’altitudine. Alla tropopausa, che si trova a circa 10-20 km sopra la superficie terrestre, si verifica un cambio netto nel gradiente verticale di temperatura e, oltre questo livello, la temperatura inizia a crescere lentamente con l’altitudine. Il motivo principale di questo capovolgimento nel gradiente di temperatura è la presenza di elevate concentrazioni di ozono (O3) in questa regione, e l’assorbimento di radiazioni solari da parte dell’ozono è ciò che causa l’aumento della temperatura. Questo strato, in cui la temperatura sale gradualmente con l’altitudine, è noto come stratosfera ed è caratterizzato da una forte stratificazione, rendendolo molto stabile a movimenti verticali del fluido. Di conseguenza, il flusso all’interno della stratosfera è per lo più bidimensionale. La temperatura continua a salire fino a raggiungere lo stratopausa, a circa 50 km di altitudine, dove il gradiente di temperatura verticale si inverte nuovamente. La regione appena sopra lo stratopausa è la mesosfera, dove la presenza di ampie concentrazioni di anidride carbonica (CO2), che irradia energia nello spazio, causa una diminuzione della temperatura con l’aumentare dell’altitudine. Una rappresentazione schematica di questa struttura atmosferica è illustrata nella Figura 1.1.

la figura rappresenta uno schema delle diverse parti dell’atmosfera terrestre e come la temperatura varia con l’altitudine, mostrato dalla linea rossa. Partendo dal basso:

1. Troposfera: È lo strato più vicino alla superficie terrestre, che si estende fino a circa 10-20 km di altitudine. In questa regione, la temperatura diminuisce con l’aumento dell’altitudine. La parte più bassa della troposfera, dove viviamo, è dove si verifica la maggior parte del tempo meteorologico.
2. Tropopausa: Questa è una zona di transizione tra la troposfera e la stratosfera, dove il gradiente di temperatura cambia significativamente. È indicata da una linea tratteggiata.
3. Stratosfera: La stratosfera si estende dalla tropopausa fino a circa 50 km di altitudine. Qui, la temperatura inizia ad aumentare con l’altitudine, un fenomeno legato principalmente all’assorbimento di radiazione ultravioletta da parte dello strato di ozono, visibile come una banda viola nella figura.
4. Stratopausa: Questa è la regione tra la stratosfera e la mesosfera, dove il gradiente di temperatura raggiunge il suo valore massimo.
5. Mesosfera: Dopo la stratopausa, la temperatura inizia di nuovo a diminuire con l’altitudine, fino a circa 80-85 km.
6. Mesopausa: Questa è la zona di transizione tra la mesosfera e la termosfera. Non è chiaramente visibile in questa figura.
7. Termosfera: Lo strato più esterno mostrato in questa figura, dove la temperatura aumenta nuovamente con l’altitudine.

La linea rossa rappresenta il profilo medio della temperatura verticale in condizioni di equilibrio radiativo. Si può notare che la temperatura scende a circa -60°C (-76°F) alla tropopausa prima di aumentare nella stratosfera a causa dell’assorbimento di radiazioni solari dall’ozono, poi scende nuovamente nella mesosfera, e infine aumenta nella termosfera.

Nell’emisfero invernale si osserva un marcato gradiente di temperatura tra il polo e l’equatore attraverso tutta la stratosfera extratropicale, come evidenziato dai grafici della temperatura media zonale per gli inverni dell’emisfero Nord e Sud nella Figura 1.2. In base all’equilibrio del vento termico, questo gradiente di temperatura latitudinale è controbilanciato da forti gradienti verticali nel vento zonale (est-ovest), generando così potenti getti circompolari occidentali nella stratosfera polare invernale. La causa fondamentale di questo gradiente di temperatura latitudinale, e quindi dei getti polari, è la differenza nella quantità di riscaldamento radiativo netto tra l’equatore e le regioni polari. È tuttavia fondamentale sottolineare che la dinamica attiva della stratosfera implica che questa non si trovi in un equilibrio radiativo perfetto; in altre parole, i movimenti su larga scala fanno sì che il riscaldamento e il raffreddamento dovuti all’assorbimento e all’emissione di radiazioni non siano necessariamente in equilibrio a livello locale. Proprio questa zona di intenso flusso occidentale nella stratosfera polare invernale è ciò che definiamo vortice polare stratosferico.

Il vortice polare stratosferico si forma all’inizio dell’inverno in ciascun emisfero e si dissolve durante la primavera seguente, quando il differenziale di riscaldamento radiativo che sostiene il flusso occidentale diminuisce. La parte più bassa del vortice polare, o sub-vortice, si trova a circa 15-20 km di altezza nella stratosfera inferiore, mentre la struttura principale del vortice si estende dalla quota di 20 km fino alla stratopausa, a circa 50 km di altezza (Schoeberl e Strobel, 1978). Il getto zonale associato al vortice polare è illustrato nei grafici del vento zonale medio (¯u) nella Figura 1.3, dove si nota un incremento del vento occidentale ¯u a 60° N a gennaio e a 60° S a luglio al di sopra dei 15 km, raggiungendo l’apice ad altitudini superiori ai 30 km in entrambi i casi. Oltre al getto circompolare che caratterizza il vortice polare, esiste anche un getto subtropicale tra i 20° e i 40° di latitudine a un’altitudine di 7-15 km, presente in entrambi gli emisferi sia in inverno che in estate, come mostrato nella Figura 1.3.

la Figura 1.2 illustra la distribuzione della temperatura media zonale, ovvero la temperatura media lungo un determinato parallelo, attraverso diversi livelli di altitudine nell’atmosfera e come questa distribuzione cambia tra i mesi di gennaio e luglio, che rappresentano rispettivamente l’inverno nell’emisfero Nord e nell’emisfero Sud.

Gennaio (parte superiore della figura):

• Le linee più dense e curve verso l’interno vicino al Polo Nord (NP) indicano temperature molto basse e un forte gradiente termico tra il polo e l’equatore.
• Noterai che la curvatura delle isoterme (linee di temperatura costante) si intensifica significativamente a partire da 60°N e verso il polo. Questo suggerisce un marcato raffreddamento stratosferico sopra queste latitudini, tipico dell’inverno nell’emisfero Nord.
• Le isoterme più aperte vicino all’equatore indicano un gradiente di temperatura meno intenso e temperature più elevate rispetto alle latitudini polari.

Luglio (parte inferiore della figura):

• L’inversione del modello si verifica nell’emisfero Sud, dove ora vediamo le isoterme che si curvano verso l’interno vicino al Polo Sud (SP), mostrando un forte gradiente termico simile a quello visto nell’emisfero Nord a gennaio.
• Analogamente al grafico di gennaio, le isoterme più aperte verso l’equatore riflettono un gradiente termico più debole e temperature più elevate.

In entrambi i grafici, l’assottigliamento delle isoterme con l’aumentare dell’altitudine mostra che le temperature nella stratosfera tendono ad aumentare con l’altitudine, il che è coerente con la presenza dello strato di ozono e l’assorbimento della radiazione ultravioletta solare.

Le informazioni fornite da questi grafici sono cruciali per comprendere la circolazione atmosferica generale, poiché i gradienti di temperatura contribuiscono a stabilire e mantenere i grandi sistemi di circolazione come i getti polari. Durante l’inverno, i poli ricevono meno radiazione solare diretta e quindi si raffreddano, mentre l’equatore, ricevendo radiazione solare più diretta tutto l’anno, rimane relativamente caldo. Questa differenza di riscaldamento crea un gradiente di pressione che guida i venti e la formazione di getti nella stratosfera. Il getto polare, in particolare, è una caratteristica significativa dell’atmosfera invernale ed è associato a un forte flusso occidentale che circonda le alte latitudini.

Il getto subtropicale nell’emisfero invernale è più forte e si posiziona più vicino all’equatore rispetto al getto subtropicale dell’emisfero estivo. Inoltre, i venti zonali medi zonali a quote superiori rispetto al getto dell’emisfero estivo sono deboli e diretti verso est.

Waugh e Randel (1999) hanno osservato che nei due emisferi, il vortice polare ha in media una sezione trasversale quasi circolare e si trova leggermente spostato dal polo. Tuttavia, hanno anche scoperto che posizione e forma del vortice presentano leggere differenze tra gli emisferi, con una variabilità maggiore riscontrata nel vortice polare dell’emisfero Nord rispetto a quello dell’emisfero Sud.

Nella media e bassa atmosfera, avviene una mescolanza quasi-orizzontale di sostanze chimiche causata dalla turbolenza su larga scala. Questo mescolamento, in prima approssimazione, si verifica su superfici isentropiche, che sono superfici di entropia costante, o, in altre parole, di temperatura potenziale costante. La temperatura potenziale è una misura che tiene conto della variazione della temperatura con la pressione per un gas ideale come l’aria secca.

Dati raccolti sul posto dagli esperimenti Arctic Airborne Stratospheric e Antarctic Airborne Ozone hanno dimostrato che, per il vortice polare in entrambi gli emisferi, la composizione chimica della massa d’aria all’interno del vortice è nettamente distinta da quella esterna. In particolare, si sono riscontrate concentrazioni eccezionalmente basse di ozono nelle zone corrispondenti al vortice polare, con l’emisfero sud che mostra la più grande anomalia.

Per analizzare i flussi stratosferici, si utilizza spesso il concetto di vorticità potenziale di Ertel, una grandezza dinamica che si conserva materialmente in assenza di riscaldamento diabatico e attrito. Dato che i tempi di advezione nella stratosfera polare invernale sono relativamente brevi rispetto ai tempi dei processi diabatici, si assume comunemente che la vorticità potenziale si conservi materialmente su tempi che vanno da circa 5 a 10 giorni.

Le osservazioni della distribuzione della Vorticità Potenziale (PV) nella stratosfera rivelano che il vortice polare si distingue per valori di PV particolarmente elevati rispetto alla cosiddetta “zona di surf” circostante, come identificato da McIntyre e Palmer negli anni ’83 e ’84 e Nash e colleghi nel ’96. La zona di surf si estende per tutta la stratosfera e, in media, va dal margine del vortice polare, a circa 70 gradi di latitudine, fino alle regioni subtropicali, a circa 20 gradi. Questa area è denominata “zona di surf” per l’intenso mescolamento dinamico delle specie chimiche che vi avviene, un processo paragonabile all’azione delle onde che si infrangono sulla riva di una spiaggia, che comporta anche un’omogenea miscelazione della PV.

Le missioni AASE e AAOE hanno inoltre evidenziato che il confine tra la zona di surf e le masse d’aria del vortice polare è caratterizzato da forti gradienti di traccianti chimici, così come di PV e altri traccianti chimici a vita lunga, come il protossido di azoto (N2O). Il margine del vortice polare è definito dalla regione di questi ripidi gradienti e funge da barriera al trasporto tra la massa d’aria fredda e chimicamente isolata all’interno del vortice e l’aria più calda e dinamicamente mescolata della zona di surf. Tuttavia, il trasporto di aria dal vortice polare verso la zona di surf avviene attraverso turbolenze a piccola scala vicino al bordo del vortice, trasporti deboli dovuti a processi radiativi e, più significativamente, mediante l’eiezione di filamenti d’aria del vortice di scala tipica dell’ordine di 100 km.

Per la parte principale del vortice polare, è stato osservato che i filamenti espulsi nella stratosfera media venivano rapidamente miscelati con l’aria della zona di surf circostante. Durante l’AASE, si è notato un intenso mescolamento interno nel vortice polare, che permetteva all’aria nel centro del vortice di essere trasportata fino al suo margine. Questa combinazione di eiezione di filamenti di PV e mescolamento nella stratosfera media ha comportato l’advvezione di aria dal profondo interno del vortice verso l’esterno, e la sua successiva miscelazione nella zona di surf. In questo modo, si è constatato che durante l’AASE circa il 50% dell’aria interna del vortice polare dell’emisfero settentrionale veniva advetta fuori dal vortice e miscelata nella zona di surf, rendendo così la barriera di trasporto del margine del vortice più simile a una barriera “permeabile”. Si è scoperto che l’aria espulsa dal vortice veniva rimpiazzata da aria discendente dalla stratosfera superiore e da altri processi diabatici, facendo sì che l’area trasversale del vortice rimanesse sostanzialmente costante nonostante queste espulsioni.

Per il sub-vortice nella parte inferiore della stratosfera, questo processo di filamentazione è differente. Si è riscontrato che i filamenti in questa regione erano significativamente più piccoli rispetto a quelli nel vortice principale e, una volta espulsi, non si mescolavano con l’aria della zona di surf ma piuttosto circondavano il nucleo del vortice polare, attenuando la nettezza dei gradienti di PV al margine del vortice.

In contrasto con queste estrusioni di aria dal vortice polare nella zona di surf circostante, Plumb e colleghi hanno riscontrato che durante il periodo della missione aerea, le intrusioni di aria dalla zona di surf nel vortice polare erano relativamente limitate.

La Figura 1.3 rappresenta la sezione trasversale latitudine-altezza dei venti zonali medi, cioè i venti che soffiano da ovest verso est o viceversa lungo le latitudini, per i mesi di gennaio e luglio. I contorni segnano le linee di velocità costante del vento e sono distanziati da intervalli di 5 metri al secondo.

Nella parte superiore della figura, corrispondente a gennaio, le regioni non ombreggiate nell’emisfero nord indicano venti occidentali forti, tipici del getto polare invernale, che si estendono a diverse altitudini e raggiungono fino al Polo Nord (NP). Questo getto è particolarmente forte e concentrato a un’altezza di circa 10-30 km, che corrisponde alla parte inferiore della stratosfera e alla stratosfera media. Le aree ombreggiate indicano i venti orientali, che sono relativamente più deboli e si trovano principalmente nell’emisfero sud, che è in periodo estivo.

Nella parte inferiore, relativa a luglio, si osserva il fenomeno inverso nell’emisfero sud, con venti occidentali forti indicanti il getto polare invernale australe che si estende fino al Polo Sud (SP). Questo getto mostra anche un’alta concentrazione nella stratosfera inferiore e media, simile a quello osservato nell’emisfero nord a gennaio. Nell’emisfero nord, ora in estate, prevalgono i venti orientali, indicati dall’ombreggiatura.

I getti polari sono associati a forti venti occidentali che circondano i poli durante l’inverno e sono un fattore chiave nella dinamica atmosferica di alta quota. Si noti che i venti più forti si trovano generalmente a un livello stratosferico intorno ai 30 km di altitudine, che è dove si trova la corrente a getto polare.

La figura mostra anche un gradiente di velocità tra i venti occidentali e orientali, che è più pronunciato durante l’inverno. Questi gradienti di velocità del vento sono direttamente correlati ai gradienti di temperatura che a loro volta influenzano la pressione atmosferica. Ciò spiega perché i gradienti di velocità del vento e le correnti a getto sono più forti durante l’inverno, a causa del maggiore contrasto termico tra il polo e l’equatore.

Inoltre, i cambiamenti nella velocità e nella direzione dei venti zonali influenzano il trasporto di massa e calore nell’atmosfera e sono importanti per la formazione e il mantenimento del vortice polare, nonché per la distribuzione di sostanze chimiche come l’ozono nella stratosfera.

Stratospheric sudden warmings

I riscaldamenti stratosferici improvvisi sono fenomeni che si verificano nella stratosfera polare durante l’inverno in entrambi gli emisferi. L’Organizzazione Meteorologica Mondiale (OMM) definisce un riscaldamento stratosferico improvviso come un evento in cui il gradiente di temperatura zonale media a 10 hPa tra i 60° e gli 85° di latitudine è positivo per più di cinque giorni (Andrews et al. 1985). Questo fenomeno è caratterizzato da un rapido aumento della temperatura sopra il cappuccio polare, che può raggiungere anche i 40 K, come mostrato nel pannello A della Figura 1.4 per il riscaldamento improvviso avvenuto nel febbraio 1979.

Ci sono quattro tipologie specifiche di riscaldamento stratosferico:

1. Riscaldamento Maggiore: Si verifica quando l’inversione del gradiente di temperatura meridionale è accompagnata da un’inversione del vento zonale medio zonale a 60° di latitudine sul livello di pressione di 10 hPa, passando da un flusso occidentale a un flusso orientale (Andrews et al. 1985, vedi anche il pannello B della Fig. 1.4). Un riscaldamento maggiore è caratterizzato dal crollo drammatico del vortice polare, seguito da una lenta ripresa allo stato precedente al riscaldamento.
2. Riscaldamento Minore: Avviene quando si inverte il gradiente di temperatura meridionale, come definito dall’OMM, ma senza l’inversione del vento zonale medio zonale né il crollo del vortice polare.
3. Riscaldamento Finale: Si verifica alla fine dell’inverno, con il termine della notte polare e un aumento costante delle temperature stratosferiche. Questo aumento porta all’inversione del vento zonale medio zonale e alla distruzione completa del vortice polare. A differenza dei riscaldamenti maggiori, dopo un riscaldamento finale, il vortice polare non si riforma poiché i venti occidentali non ritornano.
4. Riscaldamenti Canadesi: Specifici dell’Emisfero Settentrionale, questi eventi vengono classificati usando i criteri dei riscaldamenti maggiori e minori, ma sono considerati distinti perché caratterizzati dallo spostamento del vortice polare a causa dell’anticiclone delle Aleutine. Generalmente avvengono prima degli altri tipi di riscaldamento, in novembre anziché tra dicembre e febbraio (Labitzke 1977; Labitzke e Naujokat 2000).

Labitzke e Naujokat (2000) hanno fornito un elenco completo di tutti gli inverni in cui si sono verificati i riscaldamenti stratosferici improvvisi maggiori e Canadesi, includendo anche informazioni su se il riscaldamento finale per ogni inverno è avvenuto più presto o più tardi del solito.

Recentemente, Limpasuvan et al. (2004) hanno realizzato uno studio utilizzando dati osservativi per analizzare il comportamento tipico durante i riscaldamenti stratosferici improvvisi. Analizzando i dati degli eventi di riscaldamento maggiore e minore tra il 1958 e il 2001, hanno creato dei compositi di vento zonale medio e temperatura media zonale per esplorare il comportamento tipico nella stratosfera e nella parte superiore della troposfera. Hanno scoperto che i riscaldamenti improvvisi presentano un ciclo vitale di circa 75 giorni. Stabilendo una data centrale per ogni riscaldamento, definita quando si verificano condizioni simili a quelle della definizione di riscaldamento della WMO, hanno diviso il ciclo vitale in cinque fasi: inizio (da -37 a -23 giorni), crescita (da -27 a -8 giorni), maturità (da -7 a +7 giorni), declino (da +8 a +22 giorni) e decadimento (da +24 a +37 giorni), dove i giorni sono relativi alla data centrale. Hanno osservato che durante le fasi di inizio, crescita e maturità, si verifica un indebolimento del flusso zonale medio e un riscaldamento del cappuccio polare che si estende dalla stratosfera media alla bassa stratosfera. Le anomalie del vento zonale medio e della temperatura media zonale rispetto alle loro climatologie hanno raggiunto il picco durante la fase di maturità, prima di tornare ai loro valori climatologici durante le fasi di declino e decadimento. In modo simile ai risultati di Baldwin e Dunkerton (1999, 2001), è stato notato che i maggiori disturbi nella stratosfera scendono nella troposfera man mano che si sviluppa il ciclo vitale.

La Figura 1.4 mostra due grafici relativi all’inverno del 1978-1979 nell’emisfero settentrionale, utilizzando dati di ri-analisi ERA-40.

vediamo in dettaglio i due grafici della Figura 1.4:

Pannello A: Temperatura del cappuccio polare a 10 hPa

• Il grafico mostra l’andamento della temperatura del cappuccio polare (zona compresa tra il polo nord e i 50°N) a un livello di pressione di 10 hPa, che corrisponde a un’altitudine nella stratosfera.
• La linea grigia sottile rappresenta la media climatologica delle temperature del cappuccio polare per tutti gli inverni dal 1958 al 2002. Questa funge da riferimento per capire quanto le temperature specifiche di quell’inverno siano insolite rispetto al normale.
• La regione ombreggiata indica il range di una deviazione standard dalla media, che ci mostra quanto le temperature possono variare in modo tipico.
• La parte del grafico colorata in rosso indica il periodo di riscaldamento stratosferico improvviso, durante il quale la temperatura aumenta rapidamente ben al di sopra della media e della deviazione standard, segnando un evento significativo.

Pannello B: Vento zonale medio zonale a 10 hPa

• Questo grafico traccia la velocità del vento zonale medio zonale a 60°N a 10 hPa di pressione, anch’esso a un’altitudine nella stratosfera.
• La linea grigia sottile rappresenta la media climatologica della velocità del vento zonale per tutti gli inverni dal 1958 al 2002.
• La regione ombreggiata, come per il pannello A, mostra la variabilità tipica attorno a questa media, misurata come una deviazione standard.
• La parte del grafico in rosso mostra il periodo in cui si verifica il riscaldamento stratosferico improvviso, durante il quale la velocità del vento diminuisce drasticamente, a volte invertendosi, rispetto al flusso zonale medio westerly (da ovest) normale.

In entrambi i grafici, il periodo di riscaldamento stratosferico improvviso è chiaramente distinto dalle condizioni climatologiche medie e rientra in un intervallo di tempo in cui si osservano cambiamenti significativi nella dinamica dell’atmosfera superiore. Questi eventi hanno implicazioni per la meteorologia e possono influenzare condizioni meteorologiche estreme, come ondate di freddo o caldo, a livelli più bassi dell’atmosfera.

Questa lavoro si focalizzerà unicamente sulla dinamica che causa i riscaldamenti stratosferici maggiori. A causa della loro dipendenza dal ciclo annuale di radiazione, i processi dinamici che stanno dietro ai riscaldamenti finali differiscono da quelli dei riscaldamenti maggiori. Specificatamente, un riscaldamento finale si verifica alla conclusione di ogni inverno in entrambi gli emisferi, mentre l’insorgenza dei riscaldamenti maggiori è più casuale: alcuni inverni possono avere al massimo uno o due eventi di questo tipo, o addirittura nessuno. Per un’analisi del comportamento dinamico dei riscaldamenti finali, si rimanda al lavoro di Black e McDaniel (2007). Poiché il nostro interesse si limita ai riscaldamenti maggiori, l’acronimo SSW (riscaldamenti stratosferici improvvisi) sarà utilizzato nel seguito di questo testo per indicare esclusivamente gli eventi di riscaldamento maggiore che avvengono a metà inverno.

Tradizionalmente, gli SSW sono stati classificati in eventi di tipo “onda-1” o “onda-2”, terminologia derivante dall’osservazione delle perturbazioni del geopotenziale su superfici di pressione, dove il geopotenziale è l’energia potenziale per unità di massa in riferimento al livello del mare, e dove si evidenzia come predominante nella struttura longitudinale un modo di Fourier con numero d’onda-1 o numero d’onda-2. La modalità con cui il vortice polare si decompone in queste due categorie di SSW è marcatamente diversa: durante gli SSW di tipo onda-1 si osserva generalmente un incremento dello spostamento del vortice polare dal polo, mentre gli SSW di tipo onda-2 sono caratterizzati da una divisione completa del vortice polare in due entità separate. Un esempio di questa differenza comportamentale è osservabile analizzando i contorni ombreggiati del potenziale vorticoso (PV) ponderato verticalmente sulla superficie isentropica di 840 K durante un SSW di tipo onda-1 avvenuto nel gennaio 1987 e un SSW di tipo onda-2 nel febbraio 1979, come mostrato nella Figura 1.5. Negli stati del vortice perturbati, che si verificano tipicamente durante il disfacimento del vortice polare in concomitanza con gli SSW, la distribuzione complessiva del PV si discosta significativamente da quella che si aspetterebbe in presenza di flusso zonale intorno al polo. Ciò implica che classificazioni basate esclusivamente su medie zonali e perturbazioni definite in relazione a queste potrebbero non fornire una rappresentazione realistica e fisicamente fondata della struttura del vortice (O’Neill e Pope 1988; Waugh 1997).

La Figura 1.5 illustra due eventi distinti di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) utilizzando il potenziale vorticoso (PV), una misura della circolazione e rotazione dell’aria, su una superficie isentropica a 840 K (che è una superficie di potenziale termodinamico costante usata in meteorologia per tracciare il movimento dell’aria). I due pannelli rappresentano due diversi tipi di SSW e mostrano come il vortice polare sia stato influenzato da ciascun evento.

Pannello di Sinistra (SSW di tipo onda-1, Gennaio 1987):

• Questo pannello mostra un evento SSW di tipo onda-1, che è caratterizzato da uno spostamento del vortice polare rispetto alla sua posizione abituale sul polo. Il contorno scuro in blu indica il bordo del vortice, che è stato determinato usando la metodologia descritta nel capitolo 2. L’area ombreggiata in blu chiaro rappresenta l’interno del vortice polare, dove il PV è più alto, indicativo di aria fredda e densa che normalmente si trova attorno al polo nord.

Pannello di Destra (SSW di tipo onda-2, Febbraio 1979):

• Il pannello di destra mostra un evento SSW di tipo onda-2, in cui il vortice polare non è solo spostato, ma effettivamente diviso in due distinti “pezzi” o vortici separati. Questo è evidenziato dalle due distinte aree ombreggiate in blu chiaro, separate da zone con PV più basso (colori più caldi nella mappa). Ancora una volta, il bordo del vortice è indicato dal contorno scuro in blu.

In entrambi i pannelli, le aree che non sono ombreggiate in blu chiaro indicano regioni con PV più basso, associato a masse d’aria meno fredde e potenzialmente più dinamiche. I colori di sfondo che vanno dal giallo al rosso rappresentano valori decrescenti di PV. La presenza di tali valori bassi di PV all’interno del vortice polare è un indicatore delle perturbazioni che caratterizzano gli eventi SSW.

Queste immagini sono usate per visualizzare e comprendere le differenze strutturali e dinamiche tra i due tipi di SSW e il loro impatto sulla circolazione atmosferica. Gli SSW sono eventi significativi perché possono influenzare il tempo e il clima a livello globale, compresa la possibilità di condizioni meteorologiche estreme nelle latitudini medie.

Recentemente, Charlton e Polvani (2007) hanno introdotto un nuovo algoritmo per la classificazione oggettiva dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), utilizzando la distribuzione della vorticità assoluta osservata del vortice per classificare tutti gli SSW dell’emisfero settentrionale nel periodo tra il 1958 e il 2002 come eventi di spostamento del vortice o di frammentazione del vortice. Questi corrispondono strettamente alle categorie onda-1 e onda-2 precedentemente menzionate. L’algoritmo di Charlton e Polvani identifica un SSW quando il vento zonale medio zonale a 60 gradi nord si inverte a un livello di pressione di 10 hPa. Una volta identificato un SSW, viene calcolato il rapporto tra le due più ampie aree distinte di vorticità assoluta a questo livello di pressione. L’evento è classificato come un SSW di frammentazione del vortice se il rapporto supera una certa soglia. In caso contrario, l’SSW è classificato come un evento di spostamento del vortice. In questa tesi, tutti i riferimenti agli SSW e alle loro classificazioni si riferiranno agli SSW definiti utilizzando l’algoritmo di Charlton e Polvani.

Gli SSW identificati con l’algoritmo di Charlton e Polvani si verificano nell’emisfero settentrionale con una frequenza media di circa 0,62 all’anno, il che equivale a due eventi SSW ogni tre anni (questo è leggermente superiore alla frequenza di 0,5 all’anno riportata da Andrews et al. nel 1985). Finora, un solo riscaldamento maggiore è stato registrato nell’emisfero meridionale, avvenuto nel settembre 2002 (vedi il numero speciale di J. Atmos. Sci., volume 62, numero 3; vedi anche la Figura 1.6). Un altro forte evento di riscaldamento verificatosi nell’emisfero meridionale nel luglio 1974 è stato documentato da Barnett (1975). Anche se quest’ultimo evento era simile in intensità agli SSW osservati nell’emisfero settentrionale, non fu osservata un’inversione del vento zonale medio zonale, il che significa che si trattava in realtà di un riscaldamento minore e non maggiore (vedi Quiroz 1974). Anche se non discussi in questa sede, i riscaldamenti minori sono più frequenti dei maggiori e si verificano in entrambi gli emisferi.

Una delle principali conclusioni di Charlton e Polvani è stata che gli SSW che comportano lo spostamento del vortice e quelli che comportano la frammentazione del vortice sono dinamicamente distinti e, quindi, dovrebbero essere analizzati separatamente nello studio del comportamento stratosferico durante gli SSW.

Nel loro studio, Charlton e Polvani (2007) hanno scoperto che gli eventi che portano alla frammentazione del vortice nell’emisfero settentrionale si verificano più comunemente in gennaio e febbraio, mentre gli eventi di spostamento del vortice si distribuiscono con una frequenza quasi costante lungo tutto il periodo invernale, da novembre a marzo.

Il motivo per considerare separatamente gli SSW che comportano la frammentazione del vortice da quelli che comportano lo spostamento si evidenzia osservando il comportamento del vortice polare durante ciascun tipo di evento. Un evento di frammentazione del vortice particolarmente intenso, che è stato al centro di molti studi, è quello verificatosi nel febbraio 1979 nell’emisfero settentrionale. Durante questo SSW, un vortice polare quasi colonnare si è diviso in due colonne vorticose figlie di dimensioni simili. Inoltre, la divisione è avvenuta quasi contemporaneamente a tutte le quote (Manney et al. 1994, vedi la loro Figura 14). Un altro evento di frammentazione del vortice che ha ricevuto grande attenzione è stato quello osservato nell’emisfero meridionale durante l’SSW nel settembre 2002. In questo caso, un vortice polare inizialmente colonnare si è diviso in due nella stratosfera media, mentre rimaneva colonnare nella stratosfera inferiore, tanto che la struttura verticale complessiva del vortice polare assomigliava alla lettera “Y”. Questa divisione nell’emisfero meridionale è stata osservata anche nella distribuzione dell’ozono stratosferico, evidenziando il ruolo del bordo del vortice come barriera tra l’aria all’interno del vortice polare e quella esterna.

Un esempio del comportamento del vortice polare osservato durante gli eventi di spostamento del vortice è fornito dall’SSW che si è verificato nel dicembre 1998, discusso in dettaglio da Manney et al. (1999) e Naujokat et al. (2002). In questo caso, il vortice polare non si è diviso ma ha mostrato un’inclinazione significativa con l’altezza, assumendo una forma trasversale simile a una virgola, che diventa più allungata man mano che si sale di quota nel vortice.

La Figura 1.6 presenta due immagini che rappresentano le concentrazioni di ozono stratosferico nell’emisfero meridionale il 24 settembre di due anni consecutivi, con lo scopo di mettere a confronto un inverno “tipico” con uno che ha avuto un evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) che ha causato la frammentazione del vortice polare.

Pannello di Sinistra (24 Settembre 2001):

• Questa immagine mostra le concentrazioni di ozono durante un inverno senza eventi straordinari. Il colore rosso indica aree di alta concentrazione di ozono, tipicamente osservate sopra l’Antartide durante l’inverno. Questa condizione normale mostra un vortice polare ben definito e concentrato, che corrisponde a una distribuzione di ozono relativamente omogenea e intensa sopra l’Antartico.

Pannello di Destra (24 Settembre 2002):

• Nell’immagine relativa al 2002, l’anno in cui è stato osservato un SSW che ha portato alla frammentazione del vortice polare, si nota una sostanziale differenza nella distribuzione dell’ozono. Il tipico “occhio” di alta concentrazione di ozono sopra l’Antartico è notevolmente alterato, con la presenza di due aree distinte dove la concentrazione di ozono è ridotta (evidenziate dai colori blu e verde). Questo indica che il vortice polare, che di solito confina l’ozono in quella zona, è stato disturbato a tal punto da influenzare la distribuzione dell’ozono e ridurre la concentrazione nella regione antartica.

Le differenze tra le due immagini mettono in luce l’effetto dinamico di un evento di SSW sulla distribuzione dell’ozono. Durante un evento di frammentazione del vortice, il normale schema di circolazione dell’ozono viene interrotto, portando a una distribuzione irregolare che può avere implicazioni significative sia per la chimica dell’atmosfera sia per le condizioni meteorologiche di superficie.