Borderline stratosferico I - Fra il 2010 e il 2012

Alcune considerazioni in merito ad aspetti affascinanti quanto ancora relativamente giovani relativi allo studio della bassa stratosfera e alla sua associazione con la variabilità del clima e con i trend.
La prima delle tre considerazioni che posterò (cioè questa)  è una rielaborazione sintetica di un lavoro di ricerca a cui sto collaborando, per cui vale il solito caveat: al momento è da ritenere come ampiamente provvisoria e parziale.


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● Fra la fine dell'inverno 2010/11 e la prima parte di quello successivo, la bassa stratosfera polare ha presentato livelli di ozono decisamente sottomedia (Thiéblemont et al. 2011), in un contesto pluriennale, invece, di leggero aumento nell'ultimo decennio: durante la primavera 2011 un nuovo minimo si è presentato nella stratosfera polare (Rosenlof et al. 2011) raggiungendo livelli di assottigliamenti simili a quelli che si possono osservare alla fine dell'inverno antartico (Hurwitz et al. 2011)  e – dopo il fugace interludio estivo, stagione caratterizzata da dinamiche assai diverse da quelle invernali - ecco che dall'autunno dello stesso anno la relativa mancanza di ozono si è puntualmente ripresentata.

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Persistenza di anomalie dell'ozono stratosferico alle alte latitudini fra un inverno e il successivo sono tutt'altro che rare (Kiesewetter et al. 2010). Questo deficit dell'ozono è una chiara spia della debolezza, nel 2011, della principale circolazione meridiana stratosferica fra equatore e polo: la circolazione di Brewer-Dobson (BDC), paradigmatico esempio dello scambio che continuamente sussiste fra equatore e poli al fine di bilanciare i surplus energetici e, in questo specifico caso, responsabile dell'apporto di ozono dalla alta stratosfera tropicale alla bassa stratosfera polare (vedi figure a lato). Anche questa circolazione (come la traccia della sua forza, leggibile nei quantitativi di ozono presenti nella stratosfera invernale-primaverile sopra l'Artico), nel contesto pluriennale dell'ultimo decennio, pare in leggero rinforzo (Weber et al. 2011, Flury et al. 2012). Ma fra il 2010 e il 2012, invece, ha rallentato.

● La presenza di più o meno ozono nel vortice polare stratosferico (VPS) è decisiva nel determinarne le sorti: più (meno) ozono implica un indebilomento (rafforzamento) del vortice tramite mutamenti nella baroclinicità. Lo schema sotto ne esemplifica le ragioni e riassume le caratteristiche peculiari dell'AO nella sua fase positiva (ergo: vortici polari troposferico e stratosferico più forti, profondi e compatti).

Westerlies subpolari più forti, jet polari più tesi, forti e meno ondulati, zonalità e alte pressioni alle medie latitudini, concentrazione delle anomalie bariche e termiche positive alle medie latitudini e termiche negative ai tropici, rafforzamento degli alisei e westerlies in quota più accentuati sopra l'equatore, convergenza dei flussi di momento eddy dalle medie latitudini verso il polo e dalle regioni subtropicali verso l'equatore. A queste caratteristiche dinamiche, si accompagna la riduzione della

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concentrazione di ozono nella stratosfera delle alte latitudini, conseguenza di ridotta forza della BDC che, in tal caso, contribuisce quindi all'esaurimento dell'ozono alle alte latitudini. Alle medie latitudini la propagazione verso l'alto delle Rossby viene rifranta in modo più o meno forte verso i tropici a seconda della forza del VPS: in caso di forte VPS, la wave activity è maggiormente rifranta verso i tropici e la rottura di queste onde trasporta momento nel VPS, rafforzandolo ulteriormente (vedi figura a sx, primo caso).

Da notare come anche le anomalie positive particolarmente forti e persistenti nelle temperature marine superficiali (SSTA) del Nordpacifico abbiano contribuito alla debole wave driving troposferica che ha caratterizzato il tardo inverno 2010/11 così come la fine autunno e inizio inverno di quello successivo, lasciando piuttosto indisturbato il vortice polare troposferico e quindi contribuendo a rinvigorire la struttura da AO+ (Hurwitz et al. 2012).

● Perché la BDC fra il 2010 e io 2012 è stata meno forte? Ho individuato 3 ragioni, tutti facenti capo alla variabilità interna del sistema climatico oceano-atmosfera:

Calvo et al. 2010

- La fase protratta di Nina che ha condizionato (e lo sta ancora facendo) il sistema oceano-atmosfera per più di 20 mesi (pur con le normali fluttuazioni intra-annuali delle SSTA pacifiche equatoriali). Per es. il SOI è sempre rimasto positivo dall'aprile 2010 al marzo 2012 (con l'unica eccezione della fugace neutralità avuta nel giugno 2011). Durante le fasi di ENSO negativo, e a maggior ragione se protratte nel tempo, il gradiente termico meridiano nella bassa stratosfera fra basse e alte latitudini si rafforza mentre la BDC si indebolisce, riuscendo a trasportare molto meno ozono dai tropici al polo. Esplicita, in tal senso, la carta (a lato a dx, tratta da Calvo et al. 2010) sul profilo latitudinale del cambiamento % nelle anomalie di ozono durante i mesi di DJFM per quanto riguarda i compositi di anni con eventi di Nino (sopra) e Nina (sotto): nel nostro caso, si notano bene le anomalie positive di ozono nella bassa stratosfera tropicale e subtropicale e negative in quella dalle medie latitudini alle zone polari boreali, segno inequivocabile di maggior difficoltà di trasporto dell'ozono e di una BDC più debole. Questa caratterisitica, fra l'altro, è in totale corrispondenza con l'associata debole influenza che un Pacifico tropicale in stato di Nina ha sulla destrutturazione del VPS via induzione di Rossby waves più debole (Garcia-Herrera et al. 2006).
 
- La bassa attività convettiva tropicale generale del 2011: sicuramente anche dipendente dal punto precedente, il 2011 ha visto una attività più debole (tranne in zona indo-pacifica) e questo non ha permesso alla troposfera tropicale di innalzarsi come invece sarebbe stata costretta a fare in caso contrario, impedendo un suo raffreddamento, contribuendo ad un surplus di ozono e all'associato e relativo rallentamento della BDC.

- Il ruolo importante giocato dall'oscillazione quasi biennale (QBO) dei venti della media stratosfera equatoriale - soggiacenti al ben noto ciclo di quasi due anni fra direzione occidentale e orientale - , per

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gran parte del 2011 (alla quota con maggior importanza, cioè fra i 21 e i 23 km, corrispondenti grossomodo ai piani isobarici fra i 40 e i 50 hPa) spiranti da occidente. Quando a prevalere sono i venti orientali (eQBO)  il contrasto alla circolazione zonale favorisce un potenziamento degli scambi meridiani e

Flury et al. 2012

un'accelerazione della BDC, il contrario con una prevalenza dei venti occidentali (wQBO), come nel 2011 (vedi fig. a lato, a dx). All'inizio dell'inverno 2011/12, alla quota di 45hPa era ancora prevalente la fase di wQBO benché sopra l'oscillazione fosse già da alcuni mesi nella sua successiva fase orientale. La discesa della eQBO e il relativo shear vertiale dei venti mantiene temperature più fredde nella regione equatoriale fra i due livelli (vedi fig. a lato, sopra a sx), diminuendo il raffreddamento radiativo verso lo spazio esterno e aumentando quindi il riscaldamento totale della stratosfera tropicale.

Flury et al. 2012

Calvo et al. 2010

Questo, se da un lato rafforza il gradiente termico meridiano (forse nel 2011 accentuato pure dalla parziale ripresa dell'attività solare, vedi secondo post), dall'altro rafforza il trasporto meridiano fra equatore e regioni sutropicali, diminuendo il tempo di formazione dell'ozono nella stratosfera tropicale, inibendo l'upwelling, concentrando l'ozono nelle parti più basse di quelle regioni e sfavorendo il trasporto verso le più alte latitudini (vedi fig. a lato, a sx). Inoltre in anni con forte (o protratta) influenza da parte della Nina, la modulazione della fredda tropopausa tropicale da parte della QBO è più forte (Geller, Yuan 2011). In caso di wQBO (come nel 2011), con lagtime massimo a 6 mesi, la tropopausa tropicale risulta più calda e quindi più bassa (Zhou et al. 2001). Siccome una wQBO, come visto, tende a indebolire la BDC e ad abbassare e riscaldare la tropopausa tropicale (Randel et al. 2006), in questa fase viene favorita una maggior infiltrazione di aria troposferica nella stratosfera (soprattutto al di sopra delle aree connotate da frequente convezione profonda, come la zona indo-pacifica). Conseguentemente si inibisce il processo di crioessiccazione (Dhomse et al. 2008) e aumenta l'apporto di vapore in stratosfera (una caratteristica, in sé, influenzata anche dall'ENSO: a lagtime 0 l'apporto di vapore in stratosfera è anticorrelato al segno dell'ENSO, a lagtime di 12-24 mesi è correlato solo al Nino, vedi figura a lato, a dx, Calvo et al. 2010) con associata riduzione dell'upwelling e aumentata formazione di ozono al di sopra della tropopausa.  

● Per riassumere: condizioni di contorno e associabili alla particolare situazione venutasi a creare fra il 2010 e il 2012 (solar flux in ripresa, Nina protratta, wQBO) hanno giocato più o meno tutte a sfavore di una vigorosa circolazione stratosferica meridiana, indebolendo la BDC e l'upwelling tropicale/il downwelling polare, concentrando l'ozono alle latitudini tropicali/subtropicali e impedendo un suo massiccio trasporto verso la bassa stratosfera polare (Rosenlof et al. 2011). In ultima analisi, quindi, non permettendo un disturbo al nascente VPS che, memore della forza e della compattezza della seconda metà dell'inverno 2010/11 e della successiva  primavera (cooling a gennaio 2011, assottigliamento record dell'ozono sopra l'Artico in primavera), ha potuto riformarsi all'inizio della stagione buia successiva in tutto il suo concentrico vigore.

Questo ha anche favorito  - in un contesto di stagioni invernali più fredde e connotato da strutture circolatorie bloccate e AO- e NAO- nell'ultimo lustro - la fugace fase di AO+ e NAO+ e di relativo ritorno a condizioni invernali miti e spesso anticicloniche sull'Europa centro-occidentale fra la seconda metà dell'inverno 2010/11 e i primi 2/3 di quello successivo. E ha probabilmente contribuito a condizionare la primavera particolarmente mite e siccitosa del 2011.

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