Didattica Stratosfera & Stratwarming

INTERAZIONE tra stratosfera e troposfera durante l'approfondimento del Vortice Polare

Storicamente la stratosfera è stata quasi sempre considerata come una componente relativamente "passiva" del sistema climatico. Ed infatti, nel corso degli ultimi anni, prove crescenti suggeriscono che la variabilità stratosferica non svolge un ruolo di fondamentale importanza per la variabilità del clima sulla superficie terrestre.

Questo però non è esattamente corretto se ci si riferisce ad entrambi gli emisferi terrestri.

Nell'Emisfero settentrionale infatti il collegamento tra la stratosfera e la troposfera appare significativamente più evidente quando il VPS (vortice polare stratosferico) viene "sottoposto" a marcate variazioni nella velocità del vento e, soprattutto, a variazioni di temperatura. Condizioni di indebolimento del VPS sono solitamente associati ad improvvisi riscaldamenti stratosferici (SSW) in cui la temperatura della stratosfera polare aumenta drasticamente nel corso di un breve lasso di tempo.

Recentemente un nuovo studio ha osservato che il ciclo vitale di un SSW è preceduto da un pre-condizionamento della circolazione stratosferica superiore e da una marcata anomalia delle onde planetarie che vanno a disturbare in maniera accentuata i livelli stratosferici. Quando il VPS si indebolisce e si inverte la direzione dei venti stratosferici, tutto l'impianto tende ad abbassarsi, le anomalie del flusso sembrano riuscire a penetrare fino alla tropopausa, suscitando risposte anomale sia per quanto riguarda la propagazione delle onde sia per ciò che concerne la circolazione ai livelli medi della troposfera.

Recenti studi hanno dimostrato che l'influenza stratosferica sulla troposfera sembra essere maggiormente incisiva quando il vortice polare subisce un'insolita intensificazione con annesso marcato raffreddamento (in questo caso quindi il vortice polare tende a compattarsi). Questa è la fase in cui la colonna d'aria tende a raffreddarsi, la vorticità potenziale diventa marcata e nella tropopausa polare si equilibrano le forze geostrofiche e idrostatiche. I risultati del modello di Polvani e Kushner suggeriscono, inoltre, che un forte raffreddamento della stratosfera polare è quasi sempre collegato allo spostamento e al rafforzamento verso i poli del getto troposferico.

In questo studio sono stati esaminati, in particolare, l'evoluzione atmosferica e i flussi calore durante i rafforzamenti del VPS; è emerso che come nel caso di improvvisi riscaldamenti stratosferici (SSW), anche le fasi di compattamento del VPS sono collegate ad anomali flussi su scala planetaria nella troposfera superiore. Flussi questi che sono particolarmente importanti per  mantenere le anomalie troposferiche del vento legate al NAM (North Anular Mode). Inoltre, a differenza degli SSW, le fasi di ricompattamento del VPS hanno un'insorgenza maggiore nel tempo ed è stato osservato che tale intensificazione tende a verificarsi maggiormente soprattutto in presenza di La Nina (al contrario invece, gli eventi di SSW sono più probabili in presenza di El Nino).

Dati e analisi:

La variabilità nella forza del VPS è definita sulla base delle anomalie dei venti zonali alla quota isobarica di 50 hPa durante la stagione invernale; circa il 54% della variazione totale del campo zonale medio alla stessa quota viene denominata Stratosperic Zonal Index (SZI). Il notevole rafforzamento del vortice polare si manifesta quando la SZI supera una deviazione standard superiore alla media nel lungo termine. Il generale il rafforzamento del VPS avviene in maniera graduale su scale temporali ben definite o meglio, definite seguendo una media basata sugli ultimi 41 eventi verificatisi. In generale, dopo l'insorgenza del ricompattamento, trascorrono circa 37-40 giorni prima che la struttura tenda ad indebolirsi, a decadere.

Nella figura a destra possiamo osservare l'evoluzione composita dell'anomalia del vento zonale e quella dell'EP-Flux, durante il ricompattamento del VPS. Nel momento dell'insorgenza (immagini in alto) si notano deboli anomalie di temperatura verso i poli a 70° N. Deboli anomalie calde dei venti orientali accompagnano le anomalie occidentali (tipiche di un pattern da dipolo) con una linea che si estende verso la superficie intorno ai 50°N. In questa fase la divergenza dell'EP-Flux nella stratosfera polare corrisponde all'anomala accelerazione del vento alla quota isobarica di 100 hPa, mentre i flussi di calore si presentano decisamente più deboli in direzione dei poli.

Durante la fase di crescita e successiva, eventuale maturazione, la struttura a dipolo tende sempre più ad approfondirsi e il vortice polare stratosferico a raffreddarsi, con graduale propagazione a quote via via sempre più elevate. La fase di raffreddamento del VPS raggiunge il proprio culmine proprio durante la fase di maturazione alla quota isobarica di 50 hPa ed è associata a marcate anomalie dei venti polari osservatedurante il ciclo iniziale del processo.

Analogamente, la regione dell'accelerazione anomala del vento (la divergenza dell'EP-Flux) diventa sempre più intensa durante la fase di crescita e scende verso il basso fino a raggiungere i 30 hPa. Il flusso d'onda stratosferico associato tende così a spingere verso il basso, implicando la partenza di altre onde verticali direttamente dal polo, rafforzandolo ulteriormente tramite "rilassamento" termico. Sotto i 100 hPa, durante la fase di maturazione, i flussi delle onde sono più intensi e provengono direttamente dall'equatore, spingendo in direzione dell'alta troposfera tra il 20° e il 70° N.

L'anomalo raffreddamento sulle regione polare tende ad indebolirsi notevolmente durante le fasi di declinio e di decadimento. Non appena il raffreddamento tende a propagarsi verso la quota isobarica di 50 hPa, l'anomalia continua a scendere verso il polo, raggiungendo i 200 hPa durante la fase di decadimento. Tuttavia, nonostante la discesa prevalente, l'anomalia del vento precedentemente giunta in superficie, tende a retrocedere verso l'alto, in concomitanza con la fine del ciclo vitale. L'attività dell'onda convettiva sull'equatore persiste, ma tende ad indebolirsi, mentre durante la fase di declinio la forzatura dell'onda rileva una fase di accelerazione-decelerazione dei venti a 300 hPa, coerente con la struttura del dipolo ovest-est.

Le deboli anomalie presenti vicino all'equotore, a 50 hPa, sono il segnale inequivocabile della fase occidentale della QBO, che favorisce peraltro l'intensificazione del vortice polare. D'altra parte, come già ribadito in altri editoriali, gli SSW vengono maggiormente esaltati in presenza di una QBO negativa, dunque associata alla fase orientale della stessa. Si nota inoltre che il wind shear verticale equatoriale, associato alla rispettiva QBO, è decisamente più marcato, ma anche la fase del ciclo solare riveste un ruolo di particolare importanza per la variabilità del vortice polare.

Non appena il raffreddamento si avvicina alla fase di maturazione, l'anomala circolazione meridionale osservata nella stratosfera si posiziona esattamente sul polo, dando luogo ad un'anomalia nella circolazione della media troposfera. Circolazione che poi si inverte durante la fase di declinio del VPS. In generale, tuttavia, l'accoppiamento delle anomalie nella bassa circolazione stratosferica con la troposfera è notevolmente lineare rispetto agli SSW.

Il movimento di "salita" della stratosfera polare è coerente, quindi, con il raffreddamento visto in precedenza. Tale movimento esalta come risposta una forte divergenza dell'EP-Flux nella medio-alta stratosfera. L'aspetto della cella nella circolazione troposferica coincide con i pronunciati flussi di calore, mentre alla quota isobarica di 300 hPa si registra un certo "slancio" anomalo dei flussi meridionali.

Ad intervenire poi è anche la forza di Coriolis, che agisce sul flusso troposferico equatoriale spingendo le anomalie verso est, causando quindi un "ribaltamento" della cella guidata a sua volta dalla divergenza anomala del flusso "parassita" (la componente meridionale dei vettori dell'EP-Flux). I flussi che subiscono gli effetti di Coriolis, all'equatore, aiutano a mantenere le anomalie superficiali nella bassa troposfera, a causa della dissipazione dell'attrito. Così, mentre le amomalie del vento più accentuate si trovano a livelli stratosferici, ai livelli più superficiali si registrano anomalie un pò più contenute, a conferma che il "ribaltamento" della circolazione troposferica è favoriro dai forti flussi presenti in quel momento.

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