Introduzione allo Stratwarming: Forcing Tropo-Stratosferico - EPF - BDC - Coupling

Questo brano rappresenta un breve preambolo utile per una miglior comprensione del piu' complesso fenomeno atmosferico dello Stratwarming:

La Stratosfera si riscalda a partire dal basso e procedendo verso l'alto, per l'azione di fenomeni atmosferici che vengono detti di "forcing troposferico", riconducibili a forte convettivita' o jet stream particolarmente invadenti, che specialmente in fase di QBO- sfondano in Stratosfera e vanno a interferire con il normale moto zonale dei venti stratosferici, creando cosi' una sorta di attrito da scontro, derivante da forze cinetiche di direzione opposta.

Questo forte scontro diamico e il relativo attrito che ne derivano, scompongono le molecole di O3 ( ozono o ossigeno triatomico ) trasformandole in O2 ( ossigeno o ossigeno biatomico ) o in O ( ossigeno libero o ossigeno monoatomico ). L' Ozono ha la funzione di preservare la Stratosfera dal riscaldamento da raggi ultravioletti e assorbire il calore che da essi proviene. Una volta scomposto l'ozono non garantisce piu' questa funziome di anti-riscaldamento e tende a rilasciare il calore precedentemente incamerato.

Ecco che il riscaldamento della fascia di ozono, che si trova in Stratosfera tra 15 e 40 km dal suolo ( quest'ultima e' all'incirca l'altezza relativa alla quota dei 10 Hpa ) arriva alla 10 hPa per espansione dell'aria con relativo moto ascendente. Da questa altezza ( 10 hPa-40 Km ) il riscaldamento si ripropaga verso il basso fino ad arrivare alla 100 hPa ( circa 18 km dal suolo), zona prossima alla Tropopausa, che si trova all'incirca a 200 Hpa ( circa 12 Km dal suolo ) e attraverso la quale il riscaldamento della Stratosfera si trasferisce in Troposfera.

Queste due singole e separate fasi opposte vengono rispettivamente dette FORCING TROPOSFERICO ( propagazione di flusso dalla Troposfera alla Stratosfera ) e FORCING STRATOSFERICO ( propagazione di flusso dalla Stratosfera alla Troposfera ).

L'insieme dei due fenomeni viene chiamato FORCING TROPO-STRATOSFERICO.

La forza cinetica che trasmette il forcing troposferico in Stratosfera ( convettivita' e Jet Stream ) riscaldandola  e' detta EP-Flux ( Eliassen e Palm flux ) e si misura essenzialmente ma non esclusivamente all'Equatore e nelle zone meridionali subtropicali, dove i moti convettivi sono continuativi per tutto l'anno ed enormemente piu' potenti che alle altre latitudini.

Dall'Equatore e dalle zone meridionali subtropicali il riscaldamento della Stratosfera viaggia verso nord, trasportato ai poli della Stratosfera da una corrente denominata BDC ( Brewer Dobson Circulation).

Ultimo fenomeno da menzionare, per poter meglio capire e per portare a conclusione le succitate dinamiche atmosferiche, e' quello del COUPLING ( accoppiamento ) Tropo-Stratosferico. Si dice che c'e' coupling ( accoppiamento ) tra Stratosfera e Troposfera, quando la situazione termico-barica della Stratosfera alla quota di 100 hPa e' la medesima o molto simile alla sottostante Troposfera o viceversa. In caso contrario, quando cioe' le due configurazioni sono differenti, si parla di DECOUPLING ( disaccoppiamento ).

Nella prima illustrazione una schematizzazione del Forcing Troposferico:

Vediamo come in tutti i fenomeni temporaleschi l'INFLOW, flusso di correnti caldo-umide al suolo che sollevandosi va a creare ed alimentare la nube temporalesca ( cumulonembo ). All'interno della stessa,  la corrente ascendente denominata UPDRAFT prosegue il trasporto delle suddette correnti verso il limite della Troposfera. Una volta sfondata la soglia dei 200 hPa, l'updraft genera una nube in piena Stratosfera, denominata OVERSHOOTING TOP. Le correnti dell'updraft e quelle dei velocissimi venti di confine tra Troposfera e Stratosfera, di cui e' composta la JET STREAM ( corrente a getto  ) SUBTROPICALE, determinano il flusso invasivo e di scontro con i venti interni alla Stratosfera, determinano cioe' quello che viene detto EP-FLUX. La turbolenza e l'attrito generati da questa forza cinetica scompongono come spiegato nell'articolo l'OZONO, dando di fatto il via al riscaldamento della Stratosfera ( warming ).

Nella seconda illustrazione una schematizzazione del Forcing Stratosferico:

Vediamo in questa immagine come le forti turbolenze in Stratosfera, determinate dall'EP-Flux in zona equatoriale e subtropicale, vengano trasportate verso le latitudini polari della Stratosfera dalla corrente detta BREWER DOBSON CIRCULATION ( BDC ). Di qui' il carico di calore generato dalla scomposizione delle molecole di Ozono sale verso l'alta Stratosfera, fino alla quota classica di monitoraggio dei 10 hPa, per poi ridiscendere verso la Bassa Stratosfera e sfondando in senso opposto al Forcing Troposferico la soglia di confine dei 200 hPa ( Tropopausa ), penetrare in Troposfera determinando quello che viene definito FORCING STRATOSFERICO. Questo fenomeno e' in ultima analisi il veicolo primario dell'eventuale scissione in piu' lobi del Vortice Polare Troposferico, che puo' essere di semplice natura barica o barico-termica. In quest'ultimo caso si parla di Stratwarming, eccezionale quanto complesso e affascinante meccanismo atmosferico che andremo ad analizzare in un altro specifico articolo.

Luciano Serangeli