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Autore Topic: inverno 2021 -2022 le mie considerazioni+dinamica dei vortici e riscaldam. strat  (Letto 2958 volte)

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Offline ale81

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Posto qui, dato che non posso accedere all apposita stanza, una mia personale tendenza per l inverno ormai in procinto di partenza.
Dati ARGO 0-700m. 3 aree più importanti: area della Corrente del Golfo, Groenlandia SE, Barentsea.

Ancora +NAO e +AO sembrano prevalere.  Nessun inverno eccezionalmente freddo in arrivo (almeno secondo me).Tuttavia   potrebbero verificarsi forti e brevi ondate di freddo. Forse di intensità maggiore rispetto agli anni scorsi.
Secondo me, bisognerà attendere l inverno  2023/24  , il quale potrebbe risultare "molto" freddo in Europa. Anno minimo della Corrente del Golfo.

Non resta che seguire ed aggiornare la situazione. Una buona serata a tutti. PS.mi scuso per la mia continua assenza, ma sto terminando numerosi articoli che presto pubblicherò nel mio blog e tempo permettendo posterò anche qui.
« Ultima modifica: Ottobre 30, 2021, 09:51:02 pm da Moderatore M » »


Capiamo di essere soli solo quando siamo di fronte a persone sbagliate, perché queste persone sono peggio della solitudine, non ti comprendono, non ascoltano i tuoi bisogni, sono vicine con il corpo ma lontane con l'anima.

Offline Stevesylvester

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Re:inverno 2021 -2022 le mie considerazioni.
« Risposta #1 il: Ottobre 10, 2021, 09:20:27 pm »
Grazie Ale.
Tutti i pesi massimi si sono ormai schierati ai nastri di partenza della bella stagione.
Manca solo Fabri.
"You better ask my mama how to make a monster" (The Cramps)

Offline ale81

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La stratosfera è quello strato d’atmosfera stratificata, che si estende al di sopra della tropopausa fino ad un’altezza di circa 40-50 km, e ha una composizione pressoché analoga allo strato precedente, ma la pressione è minima, bassa la densità e, quindi, i componenti gassosi si presentano sempre più rarefatti.

La stratosfera contiene il 9.5% di tutta la massa gassosa dell’atmosfera. Il vapore acqueo ed il pulviscolo atmo sferico diminuiscono rapidamente con la quota e non si verificano processi di formazione nuvolosa connessi con precipitazioni.

La stratosfera è contraddistinta anche da assenza di moti turbolenti e dalla presenza di venti regolari e impetuosi che possono raggiungere i 200 km/h.
Sopra la tropopausa, generalmente, la temperatura aumenta con la quota fino a 50 – 55 km, meno rapidamente nella porzione inferiore e più rapidamente in quella superiore.
La temperatura è approssimativamente costante per i primi 15 km, con valori prossimi a quelli della tropopausa, oltre i quali si innalza fino a raggiungere in media la temperatura di poco più di 0°C.

Esiste, quindi, un gradiente positivo di temperatura. Le ragioni di tale gradiente sono le seguenti.

La stratosfera è essenzialmente scaldata dalla radiazione solare assai ricca di raggi ultravioletti. A questa fascia dell’atmosfera, dove si ha la massima concentrazione di ozono e di ossigeno atomico e, quindi, un grande assorbimento di ultravioletto, si è dato il nome di ozonosfera.

Infatti, i raggi ultravioletti presenti nella radiazione solare sono particolarmente energici e separano la molecola di ossigeno così che l’ossigeno atomico (O) si combina con l’ossigeno molecolare (O2) formando ozono (O + O2 = O3).

Le condizioni ottimali si verificano a circa 25 km: più in alto l’ossigeno è troppo rarefatto, più in basso la radiazione è insufficiente.

L’ozono formato dai raggi ultravioletti è, infatti, in grado di assorbire efficacemente i raggi ultravioletti medesimi e quindi agli strati inferiori della stratosfera arriva una radiazione solare meno energetica: ecco perché la temperatura della stratosfera va diminuendo al diminuire della quota.
Verso i 50 km, la stratosfera termina con una superficie di discontinuità chiamata stratopausa, caratterizzata dalla rapida diminuzione di temperatura.
Sopra la stratopausa, la temperatura diminuisce con l’altezza, perché la concentrazione di ozono è così bassa che non è in grado di trattenere molti raggi ultravioletti, e raggiunge valori molto bassi a 80-85 km.
Questa regione, di temperatura decrescente con l’altezza è la mesosfera, e la sua sommità mesopausa, superficie di discontinuità caratterizzata da un brusco aumento di temperatura.

Il vortice polare stratosferico

Convenzionalmente, l’atmosfera è divisa in diversi strati. Lo strato più basso è la troposfera, che è caratterizzata da una diminuzione generale della temperatura all’aumentare dell’altezza. Alla tropopausa, circa 10-20 km sopra la superficie terrestre, c’è un brusco cambiamento nel gradiente di temperatura verticale, e sopra questo livello la temperatura aumenta lentamente con l’altitudine. La ragione principale di questa inversione del gradiente di temperatura verticale è la presenza di grandi concentrazioni di ozono (O3) su questa regione e l’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono è responsabile dell’aumento della temperatura. Lo strato in cui la temperatura aumenta lentamente con l’altezza è chiamato stratosfera ed è caratterizzato da una forte stratificazione, il che significa che è altamente stabile agli spostamenti verticali dei fluidi. Il flusso nella stratosfera è quindi bidimensionale a strati con buona approssimazione. La temperatura continua ad aumentare fino ad incontrare la stratopausa ad un’altitudine di circa 50 km, a quel punto il gradiente di temperatura verticale si inverte di nuovo, e la regione direttamente sopra la stratopausa è la mesosfera. Le grandi concentrazioni di anidride carbonica (CO2), che emettono radiazioni nello spazio, sono responsabili della diminuzione della temperatura con l’altezza che si osserva nella mesosfera. Una schematizzazione di questa struttura atmosferica è mostrata in Fig. 1.1. Nell’emisfero invernale, c’è un forte gradiente di temperatura polare-equatoriale nella stratosfera extratropicale, come mostrato nei grafici della temperatura media zonale in Figura 1.2 per gli inverni dell’emisfero settentrionale e meridionale. In termini di equilibrio termico del vento, questo gradiente di temperatura latitudinale è in equilibrio con i forti gradienti verticali zonali (est-ovest) del vento, e quindi forti getti subpolari occidentali sono presenti nella stratosfera polare invernale. La causa ultima del gradiente di temperatura latitudinale, e quindi dei getti polari, è data dal differenziale netto di riscaldamento radiativo che si verifica tra l’equatore e le regioni polari. Tuttavia, è importante notare che la dinamica attiva della stratosfera porta quest’ultima ad essere lontana dall’equilibrio radiativo, vale a dire che il moto su larga scala implica che il riscaldamento e il raffreddamento dovuti alla radiazione assorbita ed emessa, rispettivamente, non devono bilanciarsi localmente. È questa regione caratterizzata da un forte flusso verso ovest nella stratosfera polare invernale, che viene chiamata vortice polare stratosferico. Il vortice polare stratosferico si forma all’inizio dell’inverno sia nell emisfero boreale , sia in quello australe, e si dissolve durante la primavera successiva, quando il differenziale netto di riscaldamento radiativo che guida il flusso occidentale si indebolisce. La parte inferiore del vortice polare, o subvortex, si trova ad altezze di circa 15-20 km nella bassa stratosfera, con la struttura principale del vortice presente nella regione compresa tra i 20 km e la stratopausa a ∼ 50 km (Schoeberl e Strobel1978). La gettata a getto zonale associata al vortice polare è mostrata nei grafici del vento zonale medio (¯u) in Fig. 1.3, dove un aumento della corrente a getto ¯u occidentale, è osservabile a 60◦ N nel mese di gennaio e a 60◦ S nel mese di luglio sopra i 15 km, con il picco che si verifica ad altezze maggiori di 30 km in entrambi i casi. Oltre al getto circumpolare che caratterizza il vortice polare, un getto subtropicale compreso tra 20◦ -40◦ ad un’altezza di 7-15 km esiste sia nell’emisfero invernale che in quello estivo, come si vede in Fig. 1.3.

Le correnti a getto sono classificate come getto polare e getto subtropicale. Il getto polare si genera alla confluenza della cella polare e della cella di Ferrel, intorno ai 250 hPa di pressione (7÷10 km di quota) in corrispondenza di forti gradienti termici in tutta la massa d’aria sottostante e forti variazioni di quota della tropopausa (tropopause breaking). Il getto subtropicale si forma a latitudini più basse (intorno ai 30°N) alla confluenza della cella di Ferrel con quella di Hadley, ad altitudini comprese tra 10 e 16 km. A causa della minore intensità delle discontinuità termiche delle masse d’aria che lo generano, il getto subtropicale non dà origine a correnti così intense come quelle associate al getto polare.

La corrente a getto subtropicale è centrata vicino ai 30° di latitudine nell’emisfero invernale. Questo getto: (1) è molto stabile; (2) si presenta ondulato; (3) è largo circa 10° in latitudine (larghezza ≈1.000 km); e (4) ha velocità medie stagionali di circa 45 m s-1 sull’Oceano Atlantico, da 55 a 65 m s-1 sull’Africa e l’Oceano Indiano, e da 60 a 80 m s-1 sul Pacifico occidentale. Il nucleo dei venti più veloci situato nei pressi del suo centro, si trova ad un’altitudine di 12 km . È determinato dal flusso in uscita proveniente dalla parte superiore della cella di Hadley, ed è influenzato sia dalla forza di Coriolis che dalla conservazione del momento angolare.Nell’emisfero estivo, il jet da ovest si è ormai fuso (Figg. 11.35b e 11.36), e i venti sono più lenti a causa del più debole contrasto termico tra l’equatore e il polo più caldo. Le velocità del vento al centro della corrente a getto sono da 0 a 10 m s-1 durante l’estate dell’emisfero nord, e da 5 a 45 m s-1 durante l’estate dell’emisfero sud. Questo nucleo si sposta verso il polo per essere centrato vicino a 40°-45° di latitudine. Un debole getto orientale è centrato a circa 10° di latitudine nell’emisfero estivo.

Figura 11.35 Sezione trasversale verticale semplificata. La linea spessa e continua è la tropopausa. Le sfumature più scure indicano i venti più veloci (perpendicolari alla pagina).

Figura 11.36 Componente zonale (U) dei venti (m s-1) a 20 kPa (vicino alla tropopausa) per (a) gennaio, e (b) luglio, come media dei 30 anni dal 1981 al 2010. L’intervallo di contorno è di 10 m s-1. I venti da est sono leggermente tratteggiati in rosso e sono indicati con frecce bianche. I venti da ovest sono indicati con frecce nere e sono ombreggiati in blu con isotopi a 40 e 60 m s-1. Nelle regioni polari, la tropopausa è relativamente bassa (a circa 8 km di altitudine, in cui P ≈ 35 kPa; quindi 20 kPa è ben al di sopra della tropopausa

Sia nell emisfero nord che in quello sud, Waugh e Randel (1999) hanno dimostrato che il vortice polare ha approssimativamente una sezione trasversale circolare ed è leggermente centrato rispetto al polo. Tuttavia, è stato dimostrato che la posizione e la forma del vortice è marginalmente diversa tra i due emisferi, con una maggiore variabilità registrata nel vortice polare dell’ emisfero nord rispetto alla sua controparte dell emisfero Sud.Nella media e bassa atmosfera, il rimescolamento quasi orizzontale delle sostanze chimiche è dovuto a turbolenze su larga scala. Approssimativamente, questa miscelazione avviene su superfici isentropiche, o superfici di entropia costante S, o alternativamente di temperatura potenziale costante θ, che è legata a S da S = cp ln θ, dove cp è il calore specifico dell’aria secca con pressione costante. Si noti che per un gas ideale, come l’aria secca, la temperatura potenziale è legata alla temperatura T e alla pressione p da θ = T(po/p)r/cp dove R è la costante del gas ideale per l’aria secca e po è una pressione di riferimento, solitamente presa a 103 hPa.

Si noti che per un gas ideale, come l’aria secca, la temperatura potenziale è legata alla temperatura T e alla pressione p da

dove R è la costante del gas ideale per l’aria secca e


è una pressione di riferimento, solitamente presa a


I dati in situ dell’Arctic Airborne Stratospheric Experiment (AASE) e dell’Antarctic Airborne Ozone Experiment (AAOE) hanno dimostrato che la composizione chimica della massa d’aria all’interno del vortice polare in entrambi gli emisferi e quella all’esterno del vortice sono distinte (vedi Loewenstein et al. 1989; Proffitt et al. 1989, e numeri di revisione del Journal of Geophysical Research vol. 94 D14 1989, Geophysical Research Letters 17 no. 41990, Science, 261 1993).In particolare, è stato dimostrato che concentrazioni di ozono anomalmente basse coincidono con la posizione del vortice polare, con l’emisfero meridionale che mostra la più grande anomalia (Proffitt et al. 1989). Una diagnostica utile da utilizzare per i flussi stratosferici è quella della vorticità potenziale di Ertel (PV), che è una quantità dinamica materialmente conservata in assenza di riscaldamento diabatico e di processi di attrito.A causa delle scale di tempo relativamente brevi in cui avviene l’avvezione nella stratosfera polare invernale, se paragonate alle scale di tempo dei processi diabatici, si presume generalmente che la vorticità potenziale di Ertel (PV) sia una quantità materialmente conservata su scale di tempo di circa 5-10 giorni. Le osservazioni della distribuzione della vorticità potenziale di Ertel (PV) nella stratosfera, hanno mostrato che il vortice polare è caratterizzato da valori di vorticità potenziale di Ertel (PV) che sono anormalmente alti se paragonati a quelli della “zona di surf” circostante (McIntyre e Palmer 1983, 1984; Nash et al. 1996).La zona di surf è presente in tutta la stratosfera e in media si estende in latitudine a partire dal bordo del vortice polare a circa ±70◦ di latitudine fino ai subtropici (circa ±20◦ ). È così chiamata a causa del mescolamento dinamico delle specie chimiche che avviene su larga scala in questa regione, in un processo che è stato paragonato alle onde che si infrangono su una spiaggia (McIntyre e Palmer 1983) .Le missioni AASE e AAOE hanno anche dimostrato che la transizione tra la zona di surf e le masse d’aria presenti nel vortice polare è caratterizzata dalla presenza di ripidi gradienti per quanto riguarda le sostanze chimiche in tracce, così come il PV e altri traccianti chimici a lunga vita, ad esempio il protossido di azoto (N2O) (vedi Fahey et al. 1990; Loewenstein et al. 1990, e le questioni AASE e AAOE di cui sopra).Il bordo del vortice polare è delimitato da questa regione di ripidi gradienti e agisce come una barriera di trasporto tra la massa d’aria fredda e chimicamente isolata all’interno del vortice e l’aria più calda e vigorosamente miscelata presente nella zona di surf (e.g. Hartmann et al. 1989). Il trasporto dell’aria fuori dal vortice polare e nella zona di surf avviene, tuttavia, attraverso turbolenze su piccola scala in prossimità del bordo del vortice. Trasporto che si presenta debole e dovuto a processi radiativi e, più significativamente, attraverso l’espulsione di vortex filaments dal vortice (con scale tipiche dell’ordine di 100 km).https://www.sciencedirect.com/topics/engineering/vortex-filament

Nel caso della parte principale del vortice polare, i filamenti espulsi nella stratosfera media (850 K) sono stati segnalati da Clough et al. (1985), McIntyre e Palmer (1983, 1984) e Waugh et al. (1994) per essere rapidamente miscelati con aria proveniente dalla zona di surf circostante. Durante l’AASE, una forte miscelazione interna è stata osservata all’interno del vortice polare attraverso la quale l’aria presente al centro del vortice è stata trasportata verso il bordo del vortice stesso.In combinazione con l’espulsione dei filamenti PV e il mescolamento nella stratosfera media, questo ha fatto sì che l’aria proveniente dalla parte più interna del vortice sia stata spinta fuori dal vortice stesso e mescolata nella zona di surf circostante. In questo modo, Waugh et al. hanno osservato che durante l’AASE circa il 50% dell’aria proveniente dalla parte interna del vortice polare presente nell’emisfero settentrionale sia stata spinta fuori dal vortice e mescolata nella zona di surf, in modo che la barriera di trasporto del bordo del vortice possa essere descritta più accuratamente come una barriera di trasporto “leaky”.https://arxiv.org/abs/1910.07355

Per il sub vortex nella parte inferiore della stratosfera (circa 450 K), questo processo di filamentazione è leggermente diverso. Waugh et al. (1994) hanno trovato che i filamenti in questa regione sono significativamente più piccoli rispetto al vortice principale e, una volta espulsi, non si mescolano con l’aria nella zona di surf, ma circondano il nucleo del vortice polare, riducendo la nitidezza dei gradienti PV ai confini del vortice. In confronto a queste estrusioni d’aria dal vortice polare nella zona di surf circostante, Plumb et al. (1994) hanno trovato che durante lo stesso periodo di missione aerea, le intrusioni d’aria dalla zona di surf nel vortice polare, risultavano abbastanza modeste.

Figura 1.3: Sezione trasversale latitudine-altezza del vento zonale medio in gennaio (in alto) e luglio (in basso). L’intervallo di contorno è di 5 m s-1 e i venti orientali vengono evidenziati tramite il colore grigio (figura dagli appunti del corso Atmospheric Circulation di David A. Randall).

Stratospheric sudden warmings

Il riscaldamento stratosferico improvviso SSWs è un fenomeno che si verifica nella stratosfera polare invernale in entrambi gli emisferi. La World Meteorological Organization (WMO), per riscaldamento improvviso stratosferico, intende quello che si verifica ogni volta che il gradiente meridionale delle temperature medie zonali a 10 hPa tra 85◦ e 60◦ è positivo per più di 5 giorni (Andrews et al. 1985). Questo è caratterizzato da un forte aumento della temperatura sulla calotta polare, in alcuni casi fino a 40 K, un esempio è mostrato nel pannello A di Fig. 1.4 in occasione del riscaldamento improvviso avvenuto nel febbraio 1979. All’interno di questa definizione, ci sono quattro sotto-classificazioni di riscaldamento stratosferico (per una revisione approfondita di queste classificazioni di riscaldamento vedi Labitzke 1977):

Un major warming si verifica quando l’inversione del gradiente di temperatura meridionale è accompagnato da un’inversione del vento zonale medio a 60 ◦ di latitudine sul livello di pressione di 10 hPa, con inversione del flusso da occidentale a orientale (Andrews et al. 1985, vedi anche pannello B della Fig. 1.4). Una caratteristica distintiva dei grandi riscaldamenti stratosferici improvvisi è che essi sono accompagnati da una drastica rottura del vortice polare, seguita da un graduale recupero del vortice polare al suo stato precedente al riscaldamento. Il comportamento del vortice polare durante questa rottura sarà discusso a breve.

I Minor warmings riscaldamenti minori , si verificano quando il gradiente di temperatura meridionale si inverte rispetto al suo stato climatologico, come descritto nella definizione del WMO, tuttavia, a differenza di un major warming, non c’è inversione del vento zonale medio o rottura del vortice polare

I Final warmings riscaldamento finale, avviene alla fine di ogni inverno, quando la notte polare volge al termine e le temperature nella stratosfera aumentano costantemente. Con l’aumento delle temperature stratosferiche, i gradienti di temperatura meridionali alla base dei forti venti occidentali nella stratosfera scompaiono, portando inevitabilmente a un’inversione del vento zonale medio, accompagnata dalla completa distruzione del vortice polare. A differenza dei major warming , il vortice polare non si riforma, in quanto i venti occidentali non ritornano, da qui il termine “riscaldamento finale”.

L’ultima sottoclassificazione è quella dei canadian warmings osservati solo nell’emisfero settentrionale. Questi eventi sono identificati utilizzando i criteri relativi ai riscaldamenti maggiori e minori, sebbene Labitzke (1977) e Labitzke e Naujokat (2000) abbiano stabilito che essi si distinguono dai riscaldamenti maggiori e minori in quanto sono caratterizzati da uno spostamento del vortice polare lontano dal polo ad opera dell’anticiclone delle Aleutine, che tipicamente si verifica in novembre prima degli altri tipi di riscaldamenti che di solito si verificano in dicembre/ febbraio.

Una lista completa di tutti gli inverni in cui sono avvenuti i riscaldamenti maggiori e canadesi è fornita da Labitzke e Naujokat (2000), insieme ad altre informazioni, incluso se il riscaldamento finale di ciascun inverno è avvenuto prima o dopo il solito.


Recentemente, Limpasuvan et al. (2004) hanno eseguito uno studio in cui i dati osservazionali sono stati utilizzati per analizzare il comportamento caratteristico della stratosfera durante un riscaldamento improvviso. Usando i dati relativi ad eventi di riscaldamento maggiori e minori avvenuti nel periodo 1958-2001, Limpasuvan et al. (2004) hanno creato dei compositi di vento zonale medio e temperatura zonale media per studiare il comportamento che caratterizza la stratosfera e la troposfera superiore.Si è scoperto che i riscaldamenti improvvisi hanno un ciclo di vita di circa 75 giorni. Fissando una data media per ogni riscaldamento, stabilita nel momento in cui si verificano le condizioni previste dalla definizione di riscaldamento elaborata dal WMO, il ciclo di vita è stato diviso in cinque fasi: inizio (-37:-23 giorni), crescita (-27:-8 giorni), maturità (-7:+7 giorni), declino (+8:+22 giorni) e decadimento (+24:+37), dove tutti i giorni sono indicati rispetto alla data centrale. È stato trovato che durante le fasi di inizio, crescita e maturità, il flusso zonale-medio indebolito e il riscaldamento della calotta polare sono scesi dalla media alla bassa stratosfera.Le anomalie del vento zonale medio e della temperatura zonale media dalle loro rispettive climatologie hanno raggiunto il massimo durante la fase di maturità, prima di tornare al loro valore climatologico nelle fasi di declino e decadimento. Similmente ai risultati di Baldwin e Dunkerton (1999, 2001), è stato notato che le maggiori perturbazioni che si sono verificate nella stratosfera sono scese nella troposfera con lo sviluppo delle varie fasi .

Il lavoro presentato in questo documento, si concentrerà esclusivamente sulle dinamiche responsabili dei grandi riscaldamenti. A causa della loro dipendenza dal ciclo radiativo annuale, le dinamiche dei riscaldamenti finali sono distinte da quelle dei grandi riscaldamenti. In particolare, un singolo riscaldamento finale si verifica alla fine di ogni inverno in entrambi gli emisferi, mentre i grandi riscaldamenti risultano più imprevedibili, con inverni che hanno al massimo uno o due riscaldamenti o nessuno. Uno studio del comportamento dinamico dei riscaldamenti finali può essere trovato in Black e McDaniel (2007). Poiché stiamo considerando solo i grandi riscaldamenti, l’acronimo SSW per identificare i riscaldamenti stratosferici improvvisi viene preso nel resto di questo documento per riferirsi esclusivamente ai grandi eventi di riscaldamento di metà inverno. Tradizionalmente,i sudden stratospheric warming sono etichettati come eventi “wave-1” o “wave-2”. Questa convenzione di denominazione deriva dalle osservazioni sulle superfici di pressione delle perturbazioni geopotenziali, dove il geopotenziale è l’energia potenziale per unità di massa rispetto al livello del mare, che hanno o onda-1 o onda-2 come modo Fourier dominante nella struttura longitudinale. Il modo in cui il vortice polare si rompe durante queste due classificazioni di SSWs è significativamente diverso. Durante un Displacement SSW (planetary wave #1) c’è tipicamente un aumento nello spostamento del vortice polare dal polo, mentre durante un Split SSW (planetary wave #2) c è una completa rottura del vortice polare in due lobi separati. Un esempio di questa differenza è dato dall’osservazione della vorticità potenziale PV , ponderata verticalmente sulla superficie isentropica 840 K durante un Displacement SSW (planetary wave #1) verificatasi nel gennaio 1987 e un Split SSW (planetary wave #2) verificatasi nel febbraio 1979, come mostrato in Fig. 1.5.Per gli stati in cui il vortice è disturbato, che tipicamente si verificano durante le rotture del vortice polare associate ai SSW (Sudden Stratospheric Warming), la distribuzione complessiva della vorticità potenziale (PV) è vista discostarsi significativamente da quella corrispondente al flusso zonale intorno al polo, il che significa che le classificazioni basate puramente sulle medie zonali, e le onde definite come disturbi relativi a queste, possono offuscare un quadro realistico e fisicamente valido della struttura del vortice (O’Neill e Pope 1988; Waugh 1997).Recentemente, un nuovo algoritmo in grado di classificare oggettivamente gli SSW è stato introdotto da Charlton e Polvani (2007), in cui la distribuzione della vorticità è stata utilizzata per classificare tutti gli SSW dell’emisfero settentrionale nel periodo 1958-2002 come SSW vortex-displacement o vortex-splitting, corrispondenti alle categorie wave-1 e wave-2 precedentemente menzionate.L’algoritmo di Charlton e Polvani (2007) riconosce un SSW quando il vento zonale medio a 60◦N inverte il livello di pressione a 10 hPa. Una volta che un SSW è stato identificato, viene calcolato il rapporto tra le due più grandi regioni distinte di vorticità assoluta a 10 hPa, e l’SSW è classificato come un SSW vortex-splitting se il rapporto supera un certo valore di soglia. Se non è classificato come un SSW vortex-splitting, l’SSW è invece classificato come un evento di dislocamento del vortice.

Gli SSWs identificati utilizzando l’algoritmo di Charlton e Polvani (2007) si verificano con una frequenza di circa 0,62 all’anno nell’emisfero settentrionale, equivalente a due eventi SSW ogni tre anni (si noti che questo è leggermente superiore alla frequenza di 0,5 all’anno indicata in Andrews et al.). Finora, solo un grande riscaldamento è stato registrato nell’emisfero meridionale, avvenuto nel settembre 2002 (vedi J. Atmos. Sci. Special Issue, 62, n. 3; vedi anche Fig. 1.6).Un altro forte evento di riscaldamento avvenuto nell’emisfero meridionale durante il mese di luglio 1974 è stato documentato da Barnett (1975). Anche se questo riscaldamento è stato simile per intensità al SSW osservato nell’emisfero settentrionale, non è stata osservata alcuna inversione del vento zonale medio, il che significa che questo evento era ancora di fatto un riscaldamento minore, piuttosto che maggiore (vedi Quiroz 1974). Anche se non discusso qui, i riscaldamenti minori sono osservati più frequentemente dei riscaldamenti maggiori, e sono noti per verificarsi in entrambi gli emisferi.Una delle principali conclusioni a cui sono giunti Charlton e Polvani (2007) è che gli SSWs vortex-displacement e vortex-splitting sono dinamicamente differenti, e dovrebbero quindi essere trattati separatamente quando si studia il comportamento stratosferico durante gli SSWs. Come parte del loro studio, Charlton e Polvani (2007) hanno trovato che gli eventi di vortex-splitting nell’emisfero settentrionale si sono verificati più spesso nei mesi di gennaio e febbraio, mentre gli eventi di vortex-displacement si sono verificati con frequenza quasi costante durante il periodo invernale novembre-marzo.

La ragione per trattare separatamente il vortex-splitting e il vortex displacement può essere osservata osservando il comportamento del vortice polare durante ogni tipo di SSW. Un evento di vortex-splitting particolarmente intenso che è stato al centro di molti studi è quello che si è verificato nel febbraio 1979 nell’emisfero nord (Andrews et al. 1985; Jung et al. 2001; Manney et al. 1994, vedi anche Fig. 1.5). Durante questo SSW, un vortice polare quasi-colonnare venne visto dividersi in due colonne di vorticità più piccole e di dimensioni comparabili. Inoltre, la scissione è stata vista avvenire quasi simultaneamente a tutte le altezze (Manney et al. 1994, vedi la loro Fig. 14). Un altro SSW vortex-splitting che ha attirato molta attenzione è quello osservato durante l inverno dell’ emisfero australe nel settembre 2002. In questo caso, un vortice polare inizialmente colonnare è stato visto dividersi in due nella stratosfera media mentre rimaneva colonnare nella stratosfera inferiore, in modo tale che la struttura verticale complessiva del vortice polare assomigliava alla lettera “Y” (vedi J. Atmos. Sci. Special Issue, 62).Inoltre, questa scissionedel vps osservata nell’emisfero meridionale è stata osservata anche nella distribuzione dell’ozono stratosferico, evidenziando il ruolo svolto dal bordo del vortice come una barriera tra l’aria all’interno del vortice polare e l’aria all’esterno (vedi Fig. 1.6). Un esempio del comportamento del vortice polare osservato durante gli eventi di spostamento del vortice è fornito dal SSW che si è verificato nel dicembre 1998, discusso in Manney et al. (1999) e Naujokat et al. (2002). In Manney et al. (1999) (la loro Fig. 12), le rappresentazioni tridimensionali del vortice polare mostrano che l’evoluzione è molto diversa da quella del SSW del febbraio 1979, con il vortice polare che mostra una forte inclinazione con l’altezza mentre sviluppa una forma a “virgola” in sezione trasversale, con la “virgola” che diventa più allungata mano a mano che si guarda il vortice in alto (vedi Fig. 1.5 per un esempio del SSW del gennaio 1987).

Teorie dinamiche sul riscaldamento improvviso della stratosfera

I meccanismi sottostanti responsabili dell’insorgenza e dello sviluppo dei SSW (Sudden Stratospheric Warming) non sono completamente compresi, poiché non esiste una teoria che spieghi perché i SSW (Sudden Stratospheric Warming) si verificano in alcuni anni e in altri no. Tuttavia, c’è un consenso generale sul fatto che le perturbazioni su larga scala osservate durante un SSW (Sudden Stratospheric Warming) , insieme ai tempi brevi in cui queste perturbazioni si sviluppano, indicano che il fenomeno è di natura dinamica piuttosto che radiativa.Questo significa che, piuttosto che effetti di riscaldamento chimico o radiativo, è il trasporto isentropico di masse d’aria calda nelle regioni polari in occasione della rottura del vortice polare ad essere responsabile degli aumenti di temperatura osservati durante i SSW (Sudden Stratospheric Warming). Esiste una lunga storia di indagini riguardanti i meccanismi dinamici che possono portare alla rottura del vortice polare osservata durante un SSW. I primi lavori (vedi Charney e Stern 1962; Fleagle 1958; Lindzen 1966; McIntyre 1972; Murray 1960) miravano a chiarire il ruolo svolto dalle instabilità dei vortici polari come un possibile meccanismo di rottura del vortice polare durante un SSW (Sudden Stratospheric Warming) (vedi anche McIntyre 1982).Ad ogni modo, si scoprì che anche se il vortice polare fosse instabile nei confronti di perturbazioni simili alle onde di Rossby, la scala e il comportamento risultante di tali instabilità non assomiglierebbe a quello osservato durante la rottura del vortice polare nel corso di un SSW (McIntyre 1972). Di conseguenza, sono state studiate altre ipotesi che guardavano a fattori esterni come il forcing troposferico o le interazioni tra il vortice polare e altre strutture vorticose (McIntyre 1982). Tre delle idee teoriche più importanti, ossia la teoria dell’onda di Rossby che si propaga verso l’alto, la teoria dell’eccitazione risonante e la teoria dell’interazione vortice-vortice, saranno introdotte di seguito.

Prima di esaminare ciascuna di queste idee teoriche, è utile introdurre due concetti importanti, ognuno dei quali gioca un ruolo importante nello studio dei SSW (Sudden Stratospheric Warming). Il primo riguarda le condizioni in cui le onde di Rossby prodotte nella troposfera possono propagarsi verticalmente nella stratosfera. Le onde di Rossby (conosciute anche come planetary waves) sono perturbazioni su larga scala simili a onde che si propagano su gradienti latitudinali PV nell’atmosfera, in modo simile al modo in cui le onde d’acqua guidate dalla gravità si propagano sul gradiente di densità tra acqua e aria (Andrews et al. 1985).

I ripidi gradienti di PV osservati sul bordo del vortice polare agiscono quindi come una guida d’onda in grado di propagare le onde di Rossby bloccate latitudinalmente. La capacità delle onde di Rossby generate nella bassa stratosfera di propagarsi a quote più alte, è stata studiata da
Charney e Drazin (1961). Nel loro articolo , Charney e Drazin (1961) hanno trovato che per le onde di Rossby che si propagano verticalmente nella stratosfera, la relazione

0 < ū − c <ū crit, deve essere soddisfatto, dove ¯u è il vento zonale medio presente nella stratosfera, ca velocità di fase dell’onda di Rossby nella direzione zonale, e ū crit è un valore critico dipendente da parametri che includono il numero di onda zonale dell’onda di Rossby. Per le perturbazioni che sono quasi stazionarie rispetto alla superficie terrestre, cioè le onde di Rossby con c vicino a zero, questa condizione impone che la propagazione verticale delle onde di Rossby avrà luogo solo se i venti medi zonali nella stratosfera siano moderati e occidentali. Cioè, se le onde di Rossby che si propagano verso l’alto raggiungono un’altezza dove il flusso zonale medio è orientale o fortemente occidentale, le onde non saranno in grado di propagarsi ulteriormente in verticale e saranno riflesse o assorbite. In altre parole, se i venti medi zonali orientali si verificano ad una certa altezza nella stratosfera, qualsiasi onda di Rossby generata nella bassa stratosfera rimarrà intrappolata tra la bassa stratosfera e l’altezza alla quale si verificano i venti orientali. Il flusso zonale orientale che caratterizza la stratosfera nell’emisfero estivo (vedi Fig. 1.3), oltre alla mancanza di una guida d’onda persistente come il bordo del vortice polare, assicura che la propagazione verticale delle onde di Rossby nella stratosfera durante il periodo estivo sia molto più bassa che in inverno.Il parametro ūcrit mostra una dipendenza inversa dal numero d’onda zonale dell’onda di Rossby, così che ūcrit è vicino a zero per perturbazioni che presentano un grande numero d’onda zonale. Di conseguenza, nella stratosfera invernale la propagazione verticale è generalmente osservata solo per le onde di Rossby con numero d’onda zonale 1, 2 o 3, e la propagazione verticale delle perturbazioni con numero d’onda superiore risulta soppressa.Il secondo concetto è quello che riguarda il flusso Eliassen-Palm (EP) S, e l attività dele onde A-wave activity , che sono stati introdotti per la prima volta da Eliassen e Palm (1961) per le onde di gravità interna, e successivamente per le onde di Rossby in Andrews e McIntyre (1976, 1978). Il flusso EP S è definito in modo tale che esiste una relazione di conservazione per l’attività delle onde A nella forma della “relazione generalizzata Eliassen-Palm” (Andrews e McIntyre 1976, 1978)

dove D è dovuto agli effetti di attrito e diabatici, così che in un flusso adiabatico senza attrito, gli aumenti dell’attività delle onde A risultano direttamente da una divergenza del flusso EP S. L’uso del flusso EP come diagnostico per i flussi geofisici, fu introdotto per la prima volta da Edmon et al. (1980), che notarono che lo studio del flusso EP S in una sezione trasversale di altezza meridiana, dava un’idea del comportamento dei disturbi eddy in un flusso zonale.

In particolare, rappresentando il vettore EP-flusso S con le frecce, la direzione delle frecce rappresenta la direzione della propagazione dell’onda, la componente verticale il flusso di calore diretto verso nord dovuto ai vortici, e la componente orizzontale (meridiano) il flusso di quantità di moto diretto verso nord dovuto ai vortici. La divergenza di S ha un’ulteriore interpretazione in quanto è equivalente alla grandezza del flusso di vorticità potenziale verso nord dovuto ai vortici.È importante notare che in condizioni di un’onda piana monocromatica che si propaga in un flusso di fondo più lento e variabile, il flusso EP soddisfa anche una proprietà di velocità di gruppo S = cgA, dove cg è la velocità di gruppo dell’onda di Rossby. Di conseguenza, il flusso EP è spesso interpretato come un indicatore di un pacchetto di onde di Rossby che si propaga con la sua velocità di gruppo.A questo punto diamo una descrizione delle tre idee teoriche riguardanti i meccanismi dinamici degli SSW, come menzionato in precedenza in questa sezione. Anche se presentate separatamente, sottolineiamo che queste tre idee non si escludono necessariamente a vicenda, e che i veri meccanismi dinamici responsabili dell’insorgenza degli eventi SSW possono benissimo includere proprietà di alcune, se non tutte, queste diverse idee.

La propagazione delle onde di Rossby verso l’alto

Una visione consolidata del meccanismo dinamico responsabile dei SSWs è che essi sono causati da onde di Rossby che si propagano verso l’alto generate nella troposfera. Segue un riassunto. Una delle importanti caratteristiche concettuali di questa teoria è che si pensa che la troposfera agisca indipendentemente dalla stratosfera durante il periodo in cui si verifica il riscaldamento. Disturbi di ampiezza insolitamente alta nella troposfera si manifestano nella bassa stratosfera sotto forma di un forcing anomalo che eccita i disturbi delle onde di Rossby (Nishii e Nakamura 2004; Peters et al. 2007).A causa dei moderati venti zonali occidentali che caratterizzano la stratosfera durante l’inverno, queste onde di Rossby sono in grado di propagarsi a quote più alte in accordo con la teoria di Charney e Drazin (1961). La propagazione verticale può essere diagnosticata nelle sezioni trasversali meridiane del flusso EP come un vettore S orientato verso l’alto.A causa della diminuzione esponenziale della densità con l’altezza, l’ampiezza di queste onde di Rossby che si propagano verso l’alto, aumenta fino alla saturazione dell’onda nella stratosfera superiore, e le onde di Rossby si rompono. Il wave breaking dà inizio ad un forte rimescolamento nella stratosfera superiore, che inverte il gradiente di temperatura meridiano che a sua volta inverte il flusso zonale medio verso est. Seguendo Charney e Drazin (1961), questo flusso medio orientale agisce come una barriera per l’ulteriore propagazione verso l’alto delle onde di Rossby, così che le successive onde di Rossby devono depositare la loro energia sotto questa altezza, iniziando il rimescolamento e l’inversione del gradiente di temperatura meridiano a quote inferiori.Questo processo continua, con l’altezza a cui gli esterlies sono incontrati per la prima volta, scendendo lungo la stratosfera man mano che il SSW si sviluppa. Questo meccanismo è stato proposto per la prima volta da Matsuno (1971), che ha utilizzato un nuovo modello dinamico per la stratosfera, perturbato da un forcing al limite inferiore che simula il forcing a livello della tropopausa, per produrre il primo modello semi-realistico di SSW. Con l’evoluzione del flusso del modello, è stato osservato un comportamento simile a quello di un SSW nel modello in cui il forcing era presente nell limite inferiore con una struttura zonale sia per quanto riguarda il wave number-1 che il wave number-2.Una forma più realistica di questo modello è stata sviluppata da Holton (1976), le cui simulazioni concordavano con quelle di Matsuno (1971) ad eccezione del fatto che l’inversione del vento zonale medio verso il flusso orientale era visto verificarsi quasi simultaneamente attraverso la stratosfera, piuttosto che la steadydescent osservata da Matsuno. Questo modello è stato utilizzato anche da Butchart et al. (1982) per simulare il SSW osservato nel febbraio 1979.Una domanda importante che deve essere posta rispetto alla teoria dell’onda di Rossby che si propaga verso l’alto descritta sopra, è l’interpretazione del flusso EP che punta verso l’alto nella regione del bordo del vortice. Studiando modelli dinamici idealizzati, Scott et al. (2004) e Scott e Polvani (2004) hanno dimostrato che quando si considerano le perturbazioni stratosferiche dovute a un forcing al limite inferiore, il flusso EP rivolto verso l’alto in corrispondenza del limite inferiore, non dipende solo dall’ampiezza del forcing, ma anche dallo stato della stratosfera stessa.Cioè, un grande flusso di EP presso il confine inferiore è in parte dovuto all’eccitazione delle onde di Rossby da parte del forcing presso il confine inferiore, e in parte è dovuto allo stato della stratosfera che “invita” le onde di Rossby a propagarsi nella stratosfera (vedi anche Gray et al. 2003). La forte variabilità che si osserva nei flussi di EP verso l’alto durante gli studi di modellazione rimane un problema per la teoria delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto, dove il flusso di EP al confine inferiore è concettualmente attribuito ad una forzatura costante presso il confine inferiore, almeno nei modelli idealizzati.Un apparente difetto della teoria delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto è che non riesce a spiegare perché il comportamento simile a un SSW like non è osservato in tutti i casi di forcing di grande ampiezza nella bassa stratosfera.

La teoria sulla risonanza

Una teoria alternativa per il grande e improvviso aumento delle onde di Rossby al bordo del vortice polare durante il SSW è che ci sia un’eccitazione risonante del modo libero delle onde di Rossby all’interno della stratosfera, con eccitazione dovuta a forzature remote (come il forcing dall’atmosfera).La risonanza dei flussi atmosferici soggetti a forzatura topografica è stata studiata da Charney e DeVore (1979) come un possibile meccanismo per i fenomeni di blocco che si verificano nella troposfera. Charney e DeVore (vedi anche Tung e Lindzen 1979a, b) hanno trovato che quando le perturbazioni nel flusso diventano stazionarie rispetto al forcing, la risonanza tra i due si traduce in un grande e improvviso aumento dell’ampiezza della perturbazione.Questo concetto di crescita dell’onda risonante è stato precedentemente applicato agli studi SSW da Clark (1974), che ha suggerito che per osservare un comportamento simile a quello degli SSW, sia necessaria un’eccitazione risonante delle perturbazioni stratosferiche da parte del forcing proveniente dalla troposfera, oltre all’aumento dell’ampiezza del forcing. Questo sembra spiegare il fatto che un aumento dell’ampiezza della forzatura di per sé non conduce a un comportamento simile al SSW nella totalità dei casi.Le teorie lineari presentate in Clark (1974) e Tung e Lindzen (1979a, b) sono state ulteriormente sviluppate da Plumb (1981), che ha quantificato gli effetti della non linearità nel determinare l’evoluzione della stratosfera durante la crescita delle onde vicino al livello di risonanza. È stato trovato che per i flussi stratosferici vicini alla risonanza, gli effetti non lineari dovuti alla crescita dell’onda possono agire per “auto sintonizzare” le perturbazioni più vicine alla risonanza. Plumb ha anche sottolineato che qualsiasi crescita delle perturbazioni in un sistema che inizialmente è esattamente risonante agirebbe per de-sintonizzare il sistema dalla risonanza, facendo decadere le ampiezze delle perturbazioni nel corso del tempo.Il processo di risonanza self tuning in un modello più realistico della stratosfera, è stato poi studiato da Smith (1989), che ha trovato che la risonanza self tuning delle perturbazioni con la forzatura topografica ha prodotto una diagnostica media zonale che era simile a quella osservata durante un reale SSW.

Un limite degli studi di Tung e Lindzen e Plumb è l’uso del modello di canale β-plane. La distribuzione PV di questo modello, che non corrisponde strettamente a quella osservata nel vortice polare reale, in combinazione con la sua geometria del canale, significa che il modello β-plane non è in grado di prevedere l’evoluzione realistica del vortice polare durante un SSW (Sudden Stratospheric Warming) rispettivamente di vortex-splitting e vortex-displacement.

Usando un modello tridimensionale f-plane più adeguato (vedi capitoli 3 e 6), con una rappresentazione esplicita del bordo del vortice polare come un brusco cambiamento nella PV, Esler e Scott (2005) hanno dimostrato che un’eccitazione risonante delle onde di Rossby in corrispondenza del bordo del vortice attraverso una forzatura topografica, porta ad un comportamento di splitting del vortice simile a quello osservato durante gli SSWs.

Lo stesso modello è stato poi utilizzato da Esler et al. (2006) in cui configurazioni più realistiche del vortice polare sono state utilizzate per costruire un modello concettuale del vortice del settembre 2002 in si è verificato un SSW nell’emisfero meridionale. In entrambi questi studi, gli esperimenti numerici hanno indicato che gli effetti di non linearità presenti negli stati vorticosi altamente disturbati hanno agito per auto-sintonizzare il vortice verso la risonanza, o per de-sintonizzare il vortice lontano dalla risonanza, a seconda delle condizioni presenti nella stratosfera durante l’esperimento. Questi risultati hanno rafforzato ulteriormente gli studi di Tung e Lindzen (1979a) e Plumb (1981) in direzione di una struttura modellistica un po’ più realistica. Quantificare gli effetti della non linearità sull’eccitazione risonante delle onde di Rossby da parte della topografia, che conduce a un comportamento del vortice simile a quello osservato durante un SSW, sarà di importanza centrale per il lavoro condotto in questo lavoro .

La teoria dell’interazione vortice-vortice

Come accennato in precedenza, il fatto che il vortice sia spesso spostato rispetto al polo significa che dividere il flusso stratosferico in una componente zonale-media e una componente di disturbo su piccola scala può portare a un quadro non realistico del comportamento del vortice durante un SSW (Sudden Stratospheric Warming) . Per evitare di suddividere il flusso in questo modo, un altro meccanismo teorico sull’ insorgenza e lo sviluppo dei SSWs si focalizza invece sull’interazione del vortice polare ciclonico con grandi strutture di vortici anticiclonici che si formano durante l’inverno nella stratosfera.Grandi e profonde strutture anticicloniche sono state osservate nella stratosfera da O’Neill et al. (1994) e Lahoz et al. (1996), e sono state viste formarsi in seguito alla fusione di vortici anticiclonici più piccoli. Nel caso del minor warming avvenuto nel 1992, O’Neill et al. hanno scoperto che una grande struttura anticiclonica si è formata dalla fusione dell’alto delle Aleutine, una struttura di vortice anticiclonico stratosferico relativamente stazionario situato sopra le isole Aleutine a circa 10 hPa durante l’inverno, e un altro vortice anticiclonico transitorio, la cui fusione ha contribuito all’inizio del warming.La fusione tra vortici anticiclonici vaganti nell’emisfero meridionale è stata osservata da Lahoz et al., che hanno notato che il grande vortice anticiclonico derivato dalla fusione ha interagito con un vortice polare più debole contribuendo così all’inizio del final warming.Un semplice modello dinamico basato sull’interazione vortice-vortice è stato utilizzato da Scott e Dritschel (2006) nel tentativo di capire la natura di tali interazioni in merito alla deformazione del vortice polare. È stato trovato che per una struttura di vortice anticiclonico relativamente piccola nella bassa stratosfera, l’interazione con un grande vortice polare ciclonico e profondo porta a una deformazione significativa del vortice polare, con una deformazione molto piccola di quello anticiclonico.Una questione importante relativa a questo meccanismo è la formazione degli anticicloni, che giocano un ruolo in queste interazioni vortice-vortice. Usando esperimenti di modelli idealizzati e dati osservativi, Gray et al. (2004) hanno trovato che nell’emisfero settentrionale, lo sviluppo degli anticicloni associati all’alto delle Aleutine dipende sia dalla fase dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) che dal ciclo solare.Si è trovato che quando la QBO è nella fase orientale, corrispondente a venti medi zonali orientali nella bassa stratosfera equatoriale, e il ciclo solare era al suo massimo, sono state osservate anomalie orientali nei venti medi zonali nella stratosfera superiore tropicale. Queste anomalie orientali hanno aumentato il vortice anticiclonico associato all’alto delle Aleutine, che a sua volta ha accelerato l’inizio del SSW.Al contrario, quando la QBO era nella sua fase occidentale, che corrisponde ad un flusso zonale medio occidentale nella bassa stratosfera equatoriale, e il ciclo solare era al suo minimo, anomalie occidentali sono state osservate nella stratosfera superiore tropicale, sopprimendo la formazione dell’anticiclone delle Aleutine e ritardando, o in alcuni casi impedendo, l’inizio dei SSW. Questi risultati sono coerenti con il meccanismo Holton-Tan (Holton e Tan 1980), che suggerisce che la rifrazione delle onde di Rossby rende più probabili gli SSW durante la fase orientale della QBO, anche se il meccanismo Holton Tan pone maggiore enfasi sulla rifrazione delle onde nella stratosfera inferiore, mentre Gray et al. (2004) hanno evidenziato il possibile ruolo dei venti di fondo presenti nella stratosfera superiore.



Mi scuso in anticipo per eventuali errori nella presentazione delle equazioni. Purtroppo per questioni di tempo ho fatto il copia e incolla dell articolo dal mio blog in direzione del forum. Altri articoli seguiranno.Per chi volesse approfondire, segnalo il link del mio blog, dove troverete l articolo sopra esposto e prossimamente altri articoli.

http://portaledellameteorologia.it/

Nella sezione del blog, riguardante la stratosfera, ho pubblicato un aggiornamento della situazione. http://portaledellameteorologia.it/propagazione-verticale-di-onde-attesa-durante-la-settimana-in-stratosfera-con-un-conseguente-indebolimento-del-vortice-polare-stratosferico/
« Ultima modifica: Ottobre 30, 2021, 07:46:44 pm da ale81 » »
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Re:inverno 2021 -2022 le mie considerazioni.
« Risposta #3 il: Ottobre 30, 2021, 08:39:15 pm »
Buona serata a tutti. Non potendo scrivere nell apposita stanza, continuo qui la disamina interrotta alcuni giorni.
Per chi volesse approfondire, ho postato erroneamente nella sezione chiacchere bar un mio articolo.Riporto il link per poterlo raggiungere. https://meteodue.it/index.php?topic=16112.0

Come scritto nel post ad inizio thread, episodi invernali possibili, ma con qualche dubbio.
La presenza di più o meno ozono nel vortice polare stratosferico (VPS) è decisiva nel determinarne le sorti invernali.La presenza di più (meno) ozono implica un indebolimento (rafforzamento) del vortice tramite mutamenti nella baroclinicità. Ora molti si chiederanno dove poter visionare l ozono. Di seguito riporto il link  https://exp-studies.tor.ec.gc.ca/e/ozone/Curr_allmap.htm


Come detto sopra, La presenza di più o meno ozono nel vortice polare stratosferico (VPS) risulta  decisiva .Come possiamo vedere nella mappa  della concentrazione di ozono nella stratosfera delle alte latitudini, risulta essere alquanto modesta, indicando una ridotta forza della BDC.
Perché la BDC risulta essere meno forte?
La risposta risulta alquanto articolata.Da un lato gioca un ruolo importante  le fluttuazioni  delle SSTA pacifiche equatoriali.Per es. il SOI è sempre rimasto positivo negli ultimi 90 giorni. https://www.longpaddock.qld.gov.au/soi/
Durante le fasi di ENSO negativo,  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. Da un altra parte gioca un ruolo importante l'oscillazione quasi biennale (QBO) dei venti della media stratosfera equatoriale. alla quota di maggior importanza, cioè fra i 21 e i 23 km, corrispondenti grossomodo ai piani isobarici fra i 40 e i 50 hPa  , tuttora i venti sono ancora occidentali anche se in maniera debole.https://www.cpc.ncep.noaa.gov/data/indices/qbo.u50.index
https://iridl.ldeo.columbia.edu/maproom/Global/Atm_Circulation/QBO.html?T=739
Quando a prevalere sono i venti orientali (eQBO)  si assiste a un potenziamento degli scambi meridiani e un'accelerazione della BDC, il contrario con una prevalenza dei venti occidentali (wQBO).alla quota di 50 hPa prevale ancora la fase di wQBO nonostante sopra l'oscillazione sia già da alcuni mesi nella sua successiva fase orientale.https://www.cpc.ncep.noaa.gov/data/indices/qbo.u30.index
La discesa della eQBO e il relativo shear vertiale dei venti mantiene temperature più fredde nella regione equatoriale compresa fra i due livelli  diminuendo il raffreddamento radiativo verso lo spazio esterno e aumentando quindi il riscaldamento  della stratosfera tropicale.Ciò inibisce il trasporto verso le più alte latitudini dell ozono. In caso di wQBO come nel nostro caso, la tropopausa tropicale risulta più calda e quindi più bassa . Un wQBO,  tende a indebolire la BDC e ad abbassare e riscaldare la tropopausa tropicale.

Per riassumere: La stagione attuale (solar flux in ripresa  https://www.solen.info/solar/   , l emergere di  condizioni di La Niña, come indicato da temperature della superficie del mare (SST) inferiori alla media nel Pacifico equatoriale centrale e centro-orientale , e un wQBO ancora con segno positivo 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 ) stanno giocando a sfavore di una intensa circolazione stratosferica meridiana, indebolendo la BDC e l'upwelling tropicale/il downwelling polare, concentrando  in tal modo l'ozono alle latitudini tropicali/subtropicali e impedendo un  trasporto più intenso di ozono verso la bassa stratosfera polare.
Con questo non vuol dire che non avremo nessun inverno. Vedremo con i prossimi aggiornamenti come evolverà la situazione ,con l aiuto degli utenti più preparati in materia. Io sono un semplice appassionato di questa materia .Nulla di più.Un grande saluto e un buon proseguimento a tutti. 
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Offline incudine

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Re:inverno 2021 -2022 le mie considerazioni.
« Risposta #4 il: Ottobre 30, 2021, 09:32:22 pm »
Complimenti Ale per la tua preparazioneNon posso dire altro perché siamo aldifuori dalle mie conoscenze

Offline Moderatore M

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Ciao Ale81,

ti ho unito al presente thread cio' che avevi postato erroneamente in " quattro chiacchere al bar ".

Adesso hai tutto insieme, ho cercato anche di cambiarti il titolo ma purtroppo data la sua lunghezza ho dovuto abbreviare alcune parole, scusami  :)

Per quanto riguarda l' accesso all' altra sezione, molto piu' consona a cio' che scrivi  ;) basta che vai al link sotto riportato e fai richiesta di poter interagire nella sezione, tutto qui.  ;)

Complimenti per il lavoro svolto  ;)


https://meteodue.it/index.php?topic=15582.0


PS una volta ottenuto l' accesso ti sposto  il thread nell' altra stanza di cui farai richiesta  :)

Buona serata.

Offline ale81

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Il modello di previsione CFSV2 mostra una situazione non favorevole all attività delle onde, poiché nel Pacifico nordoccidentale si DOVREBBE verificare un’oscillazione anomala , che interromperà l’attività delle onde in direzione della stratosfera nei prossimi giorni. L’oscillazione del Pacifico settentrionale può essere abbreviata come NPO e risulta ben visibile nel grafico sotto.



Dopo un heth flux piuttosto significativo verso i poli registrato all’inizio del mese, il vps a 10 hPa si rafforzerà rapidamente fin verso la  metà  di novembre.




Di seguito il grafico dei flussi a 100 hpa. Grafico in cui si nota la bassa attività degli eddy heat flux dalla troposfera e quindi un evento di riflessione dell’onda (flusso di calore negativo) e di conseguenza un rafforzamento del vortice polare stratosferico.


L articolo , insieme ad altri articoli, li potete anche consultare nel mio blog raggiungibile tramite il seguente link   http://portaledellameteorologia.it/
« Ultima modifica: Novembre 05, 2021, 08:55:24 pm da ale81 » »
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Offline ale81

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Tornando  a parlare di lungo termine, si prevede attualmente, un regime AAM in calo, accoppiato con la MJO "bloccata" sulle fasi 4-5-6 e che, nel complesso, non supporta i modelli di blocco. Per ora , la fase di blocco attesa nei prossimi giorni, sembra avere carattere temporaneo. Vedremo con i prossimi aggiornamenti se emergeranno ulteriori novità.

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Offline Luca Orlando

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 Seguo con molto interesse quello che posti..  :)
 Ti faccio i miei complimenti continua così..  ;)
Dobbiamo diventare il cambiamento che vogliamo vedere.

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Di seguito provo ad inserire ulteriori fattori per cercare di capire come potrebbe evolvere la situazione durante il mese di dicembre. Questa volta andrò ad analizzare la corrente a getto riscontrata a livello globale nelle ultime settimane.
Ciò che possiamo notare è una corrente decisamente intrusiva sul continente euroasiatico.Ciò non depone a favore di un trimestre invernale particolarmente freddo a livello europeo. Nello stesso modo ciò non preclude che durante tale trimestre non possono ugualmente verificarsi degli episodi invernali. Non resta altro che seguire l evoluzione nei prossimi giorni, dato che nella meteo la parola certezza non esiste.

 
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Capiamo di essere soli solo quando siamo di fronte a persone sbagliate, perché queste persone sono peggio della solitudine, non ti comprendono, non ascoltano i tuoi bisogni, sono vicine con il corpo ma lontane con l'anima.

Offline ale81

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Tornando in stratosfera, la guida del modello (GEFS e CFS di seguito) è abbastanza fiduciosa in un SPV più forte del normale a metà del mese di dicembre. Inoltre, il modello troposferico al momento  non è favorevole a causare un evento di riscaldamento nel prossimo futuro. Non resta che seguire ulteriormente i prossimi aggiornamenti.

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