Rivoluzioni Stratosferiche: I Meccanismi e gli Impatti delle Improvvise Riscaldamenti Stratosferici”

Introduzione al Fenomeno delle Improvvise Riscaldamenti Stratosferici (SSW)

Le improvvise riscaldamenti stratosferici (Sudden Stratospheric Warmings, SSW) rappresentano uno dei fenomeni più affascinanti e complessi della dinamica atmosferica. Questi eventi si verificano nella stratosfera polare invernale, a un’altitudine compresa tra 10 e 50 km, e sono caratterizzati da un rapido e marcato aumento delle temperature, spesso dell’ordine di decine di gradi Celsius in pochi giorni, associato a una drastica inversione dei venti occidentali climatologicamente dominanti. Tale inversione segna il collasso temporaneo del vortice polare stratosferico, una struttura ciclonica persistente che domina la circolazione atmosferica invernale alle alte latitudini. Gli SSW non sono solo fenomeni spettacolari dal punto di vista fluidodinamico, ma hanno anche profonde ripercussioni sull’intera colonna atmosferica, influenzando il tempo troposferico, la chimica atmosferica e persino le dinamiche delle regioni ionizzate dell’atmosfera superiore. Questo testo esplora in dettaglio le cause, i meccanismi, le conseguenze e l’importanza degli SSW, offrendo una panoramica scientifica completa basata sulle conoscenze attuali.

Dinamica e Cause degli SSW
Gli SSW sono innescati dalla rottura di onde planetarie su larga scala, originate nella troposfera e propagate verso l’alto nella stratosfera. Queste onde, generate da forcing topografici (come le catene montuose) o da contrasti termici tra terra e oceano, trasportano quantità di moto e energia verso la stratosfera, dove interagiscono con il flusso medio zonale (i venti occidentali). Quando l’ampiezza di tali onde diventa sufficiente, esse si rompono, simile al frangersi delle onde marine sulla costa, causando una decelerazione improvvisa del vortice polare. Questo processo di rottura delle onde induce una compressione adiabatica dell’aria nella stratosfera polare, con conseguente riscaldamento rapido e discesa dell’aria verso altitudini inferiori. Al contempo, si verifica un’ascesa di aria più calda nelle regioni sopra il riscaldamento, creando un pattern di anomalie termiche che si estende verticalmente attraverso la stratosfera.

Il vortice polare, che in condizioni normali è una struttura robusta e fredda, subisce durante un SSW una destabilizzazione significativa. In alcuni casi, il vortice può essere completamente distrutto o spostato dal polo (eventi noti come “displacement” o “splitting” del vortice, a seconda della dinamica specifica). Questi cambiamenti sono accompagnati da un’inversione dei venti zonali, che passano da occidentali (westerly) a orientali (easterly), un fenomeno che altera profondamente la circolazione stratosferica.

Impatto sulla Troposfera e sul Clima
Gli effetti degli SSW non si limitano alla stratosfera, ma si propagano verso il basso, influenzando la troposfera e, di conseguenza, il tempo meteorologico a scala globale. La disgregazione del vortice polare è spesso associata a una modulazione della Modalità Annulare Settentrionale (Northern Annular Mode, NAM), un pattern di variabilità atmosferica che regola la posizione e l’intensità delle correnti a getto. Durante e dopo un SSW, il getto polare tende a indebolirsi e a spostarsi verso sud, favorendo la penetrazione di masse d’aria fredda verso latitudini più basse. Questo meccanismo aumenta la probabilità di ondate di freddo intenso in regioni come il Nord America e l’Eurasia, mentre altre aree possono sperimentare condizioni più miti.

Inoltre, gli SSW influenzano le traiettorie delle tempeste (storm tracks), modificando i pattern di precipitazione e la distribuzione delle pressioni atmosferiche. Questi effetti possono persistere per settimane o addirittura mesi, rendendo gli SSW un elemento cruciale per le previsioni meteorologiche a scala substagionale e stagionale. La loro capacità di alterare la circolazione troposferica li rende anche un punto focale negli studi sul cambiamento climatico, poiché variazioni nella frequenza o nell’intensità degli SSW potrebbero riflettere cambiamenti nei forcing troposferici o stratosferici legati al riscaldamento globale.

Effetti sull’Atmosfera Superiore e sulla Chimica Atmosferica
Oltre alla troposfera, gli SSW esercitano un’influenza significativa sulle regioni atmosferiche superiori, inclusa la mesosfera e la ionosfera. La discesa di aria polare durante un SSW altera la distribuzione delle temperature e dei venti a quote elevate, modificando la dinamica delle particelle neutre (non ionizzate) e delle densità elettroniche. Questi cambiamenti possono influenzare i campi elettrici atmosferici e, di conseguenza, le comunicazioni radio e i sistemi di navigazione satellitare che dipendono dalla ionosfera.

Dal punto di vista chimico, gli SSW hanno un impatto sulla distribuzione di specie chimiche chiave, come l’ozono. La disgregazione del vortice polare facilita il mescolamento dell’aria ricca di ozono dalle latitudini medie verso il polo, modificando temporaneamente la concentrazione di ozono stratosferico. Inoltre, le variazioni di temperatura associate agli SSW possono influenzare i processi chimici che regolano la distruzione dell’ozono, con potenziali implicazioni per il bilancio radiativo dell’atmosfera.

Rilevanza per la Ricerca Climatica e le Previsioni
Data la loro capacità di collegare processi atmosferici su scale verticali e orizzontali, gli SSW sono considerati un processo chiave negli studi di dinamica atmosferica e climatica. La modellazione degli SSW rappresenta una sfida significativa per i modelli climatici e meteorologici, poiché richiede una rappresentazione accurata delle interazioni tra troposfera e stratosfera, nonché della propagazione e rottura delle onde planetarie. I progressi nella comprensione degli SSW hanno migliorato le capacità di previsione a medio e lungo termine, consentendo una migliore anticipazione degli eventi estremi associati a questi fenomeni.

Nel contesto del cambiamento climatico, gli SSW sono oggetto di studio per valutare come le variazioni nei forcing atmosferici, come l’aumento delle concentrazioni di gas serra o i cambiamenti nella copertura di ghiaccio marino, possano influenzare la loro frequenza, intensità o tempistica. Alcuni studi suggeriscono che il riscaldamento globale potrebbe alterare la stabilità del vortice polare, con conseguenze per la probabilità di SSW e, di riflesso, per il clima regionale.

Conclusioni
Le improvvise riscaldamenti stratosferici sono fenomeni complessi che incarnano l’interconnessione tra i diversi strati dell’atmosfera terrestre. La loro capacità di innescare cambiamenti su scala globale, dalla troposfera alla ionosfera, li rende un argomento di studio fondamentale per comprendere la dinamica atmosferica e migliorare le previsioni meteorologiche e climatiche. Attraverso la combinazione di osservazioni, modellazione e analisi teorica, la comunità scientifica continua a svelare i dettagli di questi eventi spettacolari, consolidando il loro ruolo come indicatori chiave della salute e della variabilità del nostro sistema atmosferico. Questo lavoro rappresenta una sintesi delle conoscenze attuali, spaziando dalla storia degli SSW ai loro meccanismi dinamici, dagli impatti chimici alle implicazioni per la ricerca futura, offrendo una base solida per ulteriori approfondimenti scientifici.

Improvvise Riscaldamenti Stratosferici: Dinamiche e Impatti di un Fenomeno Atmosferico Estremo”

1. Introduzione
Le improvvise riscaldamenti stratosferici (Sudden Stratospheric Warmings, SSW) rappresentano uno dei fenomeni più spettacolari e complessi della dinamica atmosferica stratosferica. Questi eventi si manifestano con un rapido collasso della circolazione invernale stratosferica, caratterizzata da forti venti occidentali, che in pochi giorni si trasformano in deboli venti orientali. Tale inversione è accompagnata da un drammatico aumento delle temperature polari, con incrementi che possono raggiungere i 50°C, e da effetti che si propagano dalla superficie terrestre fino alla mesosfera e oltre. La probabilità di occorrenza degli SSW dipende dalla climatologia del flusso medio stratosferico e dall’ampiezza delle onde planetarie, ed è limitata all’inverno esteso, con una netta prevalenza nell’emisfero settentrionale (NH) rispetto a quello meridionale, dove gli eventi sono estremamente rari. Questo fenomeno non solo altera la struttura della stratosfera, ma esercita un’influenza significativa sulla troposfera e sulle regioni atmosferiche superiori, rendendolo un oggetto di studio cruciale per la meteorologia e la climatologia.

Contesto Climatico e Formazione del Vortice Polare
La stratosfera invernale è dominata da un forte ciclo annuale, guidato dalla variazione stagionale e latitudinale dell’insolazione. Durante l’inverno, il raffreddamento radiativo nella regione polare genera un vortice polare stratosferico, una struttura ciclonica fredda e robusta caratterizzata da una cintura di venti occidentali intensi a medie e alte latitudini. Le temperature tipiche nella stratosfera polare settentrionale, a una pressione di 10 hPa (circa 30 km di altitudine), oscillano tra -65°C e -55°C (208–218 K). Questo vortice rappresenta un elemento chiave della circolazione atmosferica invernale, mantenendo una stabilità relativa grazie al gradiente termico tra il polo freddo e le latitudini più calde.

Tuttavia, con una frequenza media di circa un evento ogni due anni, il vortice polare può essere gravemente perturbato da onde planetarie su larga scala, originate nella troposfera e propagate verso l’alto. Quando queste onde raggiungono un’ampiezza sufficiente, si rompono nella stratosfera, causando una decelerazione improvvisa dei venti occidentali e, in molti casi, la loro completa inversione in venti orientali. Questo processo è accompagnato da un riscaldamento adiabatico intenso nella regione polare, con temperature che possono salire di decine di gradi in pochi giorni, replicando condizioni tipiche della stratosfera estiva. In casi estremi, come osservato nel gennaio 2009, le temperature locali possono persino superare lo zero, un’anomalia straordinaria per la stratosfera invernale. La rapidità di questi eventi, che si sviluppano nell’arco di pochi giorni, li rende uno dei fenomeni atmosferici più impressionanti.

Evoluzione Temporale e Struttura degli SSW
Un esempio emblematico di SSW è illustrato per l’evento del 2018–2019, rappresentato nella Figura 1, che mostra l’evoluzione del vento zonale e della temperatura media tra 65°N e 90°N a 10 hPa. Durante questo evento, il riscaldamento (evidenziato dalla curva rossa) ha segnato un picco in pieno inverno, un periodo in cui si registrano sia le temperature più basse sia quelle più alte della stagione stratosferica. Dopo il picco di riscaldamento, si è osservata una fase di temperature insolitamente basse e venti intensi nella stratosfera media, con un ritardo di oltre un mese. Al di fuori dell’inverno, la stratosfera rimane generalmente stabile e priva di perturbazioni significative.

La Figura 2 illustra le anomalie di temperatura media zonale nei 0–30 giorni successivi agli SSW, evidenziando un pattern caratteristico: un forte riscaldamento nella stratosfera polare inferiore e media, compensato da un raffreddamento nella stratosfera superiore e da lievi anomalie fredde alle medie latitudini e ai tropici. Questo schema è coerente con il movimento discendente dell’aria polare, che provoca un riscaldamento adiabatico, e con l’ascesa di aria nelle regioni sovrastanti. I vettori di movimento indicano uno spostamento verso il polo della massa d’aria vicino alla superficie alle alte latitudini, un fenomeno che contribuisce a un aumento della pressione superficiale artica post-SSW, come dettagliato in Baldwin et al. (2019).

Persistenza e Propagazione degli Effetti
Gli effetti degli SSW non si limitano alla stratosfera media, ma si estendono sia verso l’alto che verso il basso nella colonna atmosferica. La Figura 3a, basata sulle rianalisi JRA-55 (1958–2015), mostra un composito delle anomalie di temperatura associate agli SSW. Nella stratosfera superiore (sopra i 30 km), gli eventi si dissipano rapidamente, entro 2–3 settimane, a causa della scala temporale radiativa più breve a queste altitudini. Nella bassa stratosfera, invece, le anomalie possono persistere per oltre due mesi, riflettendo una dinamica più lenta e una maggiore inerzia termica.

Le anomalie di pressione, illustrate nella Figura 3b, seguono un andamento simile, ma evidenziano un segnale superficiale più pronunciato. Mediamente, nei 60 giorni successivi a un SSW, l’anomalia di pressione superficiale raggiunge i 2,1 hPa, mentre si riduce a 0,74 hPa vicino alla tropopausa. Questo fenomeno, noto come “amplificazione superficiale” del segnale stratosferico (Baldwin et al., 2019), indica che i processi troposferici vicino alla superficie giocano un ruolo attivo nel rinforzare l’impatto stratosferico. L’irregolarità del segnale superficiale è attribuibile alla variabilità intrinseca degli SSW e al numero relativamente limitato di eventi analizzati. L’aumento della pressione superficiale sopra la calotta polare è un elemento chiave, poiché suggerisce un’interazione complessa tra stratosfera e troposfera, con implicazioni per la previsione meteorologica e la comprensione dei meccanismi di accoppiamento atmosferico.

Rilevanza Scientifica
Gli SSW rappresentano un laboratorio naturale per studiare le interazioni dinamiche tra i diversi strati dell’atmosfera. La loro capacità di modulare la pressione superficiale, alterare la circolazione troposferica e influenzare le condizioni meteorologiche a scala regionale li rende un fenomeno di primaria importanza per la ricerca climatica e le previsioni a medio termine. La comprensione dei meccanismi che governano gli SSW, dalla propagazione delle onde planetarie alla risposta troposferica, richiede un approccio integrato che combini osservazioni, modellazione numerica e analisi teorica. Questi eventi offrono anche spunti per valutare l’impatto del cambiamento climatico sulla stabilità del vortice polare e sulla frequenza degli SSW, con potenziali ricadute sul clima dell’emisfero settentrionale.

Dinamica Fluidodinamica delle Improvvise Riscaldamenti Stratosferici
Le improvvise riscaldamenti stratosferici (Sudden Stratospheric Warmings, SSW) rappresentano un fenomeno atmosferico di straordinaria rilevanza dal punto di vista della dinamica dei fluidi, offrendo un’opportunità unica per studiare i processi di interazione tra onde e flusso medio in un contesto stratosferico. Uno degli approcci più illuminanti per analizzare la dinamica degli SSW consiste nell’esame delle mappe di vorticità potenziale (PV), come descritto da McIntyre e Palmer (1983, 1984). Nella stratosfera media, queste mappe rivelano che la rottura delle onde planetarie su larga scala erode progressivamente il vortice polare, un’ampia struttura ciclonica che domina la circolazione invernale alle alte latitudini. Questo processo di erosione non solo riduce l’estensione del vortice, ma ne affina i bordi, creando una netta separazione tra la regione interna del vortice e l’ambiente circostante.

Un elemento caratteristico di questa dinamica è la formazione di una cosiddetta “zona di surf” attorno al vortice polare, una regione in cui l’aria stratosferica viene intensamente mescolata a seguito della rottura delle onde. Con strumenti di osservazione ad alta risoluzione, è possibile rilevare fenomeni di filamentazione, ovvero la formazione di sottili nastri di vorticità potenziale che vengono strappati dal vortice e dispersi nella zona di surf. Questa prospettiva orizzontale, focalizzata sulla distribuzione spaziale della vorticità potenziale, si affianca alla visione media zonale, che invece enfatizza il rapido aumento delle temperature polari associato alla discesa dell’aria sopra la calotta polare e il concomitante rallentamento dei venti zonali occidentali. Insieme, queste due prospettive offrono una comprensione complementare dei processi dinamici alla base degli SSW, evidenziando la complessità delle interazioni tra onde planetarie e flusso stratosferico.

Meccanismi Proposti e Natura degli SSW
Nel corso degli anni, la comunità scientifica ha avanzato diverse ipotesi per spiegare l’occorrenza degli SSW, proponendo meccanismi che si differenziano in base alla prospettiva adottata. Da un lato, l’approccio medio zonale descrive gli SSW come il risultato dell’interazione tra onde planetarie e il flusso medio stratosferico, un processo in cui l’energia e la quantità di moto trasportate dalle onde decelerano i venti occidentali, portando al collasso del vortice polare. Dall’altro, la prospettiva orizzontale si concentra sulla rottura delle onde e sulla ridistribuzione della vorticità potenziale, che modella la struttura del vortice e facilita il mescolamento dell’aria stratosferica. Questi approcci, pur complementari, riflettono la complessità intrinseca degli SSW e la necessità di integrare diverse scale spaziali e temporali per una comprensione completa del fenomeno (si veda la sezione 4 per un approfondimento).

Una questione centrale nella ricerca sugli SSW riguarda la loro natura dinamica: sono eventi estremi e dinamicamente unici, o rappresentano semplicemente l’estremità di una distribuzione continua di stati stratosferici? Nell’emisfero settentrionale (NH), l’analisi delle distribuzioni di variabili come il vento zonale medio invernale a 60°N e 10 hPa suggerisce che gli SSW occupino una coda della distribuzione, senza costituire un fenomeno completamente separato dal continuum di riscaldamenti stratosferici. Esiste, infatti, una vasta gamma di eventi di riscaldamento, che spaziano da perturbazioni minori a deviazioni significative rispetto alla climatologia di riferimento (Coughlin & Gray, 2009). Definire un SSW richiede quindi l’adozione di soglie specifiche, che possono essere basate su campi assoluti (ad esempio, valori di vento polare o temperatura a un determinato livello stratosferico) o su campi relativi, come la variabilità della stratosfera polare espressa attraverso indici come la Modalità Annulare Settentrionale (NAM) o la deviazione standard della temperatura polare (Butler et al., 2015).

La sezione 3 del testo originale sintetizza i numerosi criteri proposti per identificare gli SSW maggiori, che generalmente individuano gli eventi più dirompenti, ma differiscono nella stima quantitativa della loro intensità e nella tempistica. L’uso di algoritmi diversi può generare discrepanze tra gli studi, specialmente quando si confrontano risultati ottenuti con modelli climatici diversi o in contesti climatici alterati, come nel caso di scenari di cambiamento climatico (McLandress & Shepherd, 2009). Questa variabilità sottolinea la necessità di standardizzare i criteri di rilevazione degli SSW per migliorare la comparabilità dei risultati e affinare la comprensione del loro ruolo nel sistema atmosferico.

Gli SSW nell’Emisfero Australe: Un Caso Eccezionale
Sebbene la maggior parte della ricerca sugli SSW si concentri sull’emisfero settentrionale, dove questi eventi sono più frequenti, l’emisfero australe (SH) ha offerto un caso studio straordinario con l’unico SSW maggiore registrato, avvenuto nel 2002 (Krüger et al., 2005). Questo evento si è distinto per la sua eccezionalità, con anomalie giornaliere del vento zonale che hanno raggiunto circa otto deviazioni standard rispetto alla media climatologica, collocandosi ben al di fuori della distribuzione osservata fino a quel momento. La rarità degli SSW nell’emisfero australe è attribuita alla minore variabilità delle onde planetarie, dovuta alla ridotta presenza di forcing topografici e termici rispetto all’NH.

Un evento altrettanto anomalo, sebbene non classificato come SSW maggiore secondo i criteri tradizionali, si è verificato all’inizio di settembre 2019 (Hendon et al., 2019; Rao et al., 2020). Gli eventi di riscaldamento nell’emisfero australe rivestono un’importanza particolare per il loro impatto sulla chimica atmosferica e sul clima regionale. In particolare, questi eventi possono inibire la deplezione eterogenea dell’ozono, riducendo la formazione del cosiddetto “buco dell’ozono” sopra l’Antartide. Inoltre, influenzano significativamente la circolazione troposferica, modificando le correnti a getto, i pattern di precipitazione e l’incidenza di siccità, con effetti rilevanti in regioni come驻地 come l’Australia (Lim et al., 2019; Thompson et al., 2005). Questi impatti hanno implicazioni socioeconomiche significative, soprattutto per l’agricoltura e la gestione delle risorse idriche.

Rilevanza Scientifica e Prospettive Future
Gli SSW offrono un’opportunità unica per studiare i processi dinamici che collegano la stratosfera alla troposfera e alla mesosfera, con implicazioni che spaziano dalla previsione meteorologica a breve e medio termine agli studi sul cambiamento climatico. La loro capacità di modulare la chimica atmosferica, in particolare la distribuzione dell’ozono, e di influenzare il clima regionale li rende un elemento chiave per comprendere la variabilità atmosferica e i suoi impatti sul sistema Terra. La sfida futura consiste nel migliorare la modellazione degli SSW, standardizzare i criteri di rilevazione e approfondire la loro risposta ai cambiamenti climatici, come il riscaldamento globale e la riduzione del ghiaccio marino, che potrebbero alterare la frequenza e l’intensità di questi eventi. Integrando osservazioni ad alta risoluzione, analisi teoriche e simulazioni numeriche, la ricerca sugli SSW continua a svelare i dettagli di uno dei fenomeni più affascinanti della dinamica atmosferica, contribuendo a una visione più completa del nostro pianeta.

Improvvise Riscaldamenti Stratosferici: Impatti Multistrato e Sfide di Prevedibilità nella Dinamica Atmosferica

Impatto Globale degli SSW: Dalla Stratosfera all’Atmosfera Superiore
Le improvvise riscaldamenti stratosferici (Sudden Stratospheric Warmings, SSW) non si limitano a perturbare la stratosfera polare, ma esercitano un’influenza significativa su molteplici strati dell’atmosfera, dalla troposfera alla termosfera, con effetti che si estendono su scala globale. Nella stratosfera tropicale, gli SSW modulano la circolazione atmosferica, come evidenziato da studi come Kodera et al. (2011), e favoriscono il mescolamento di costituenti chimici fondamentali, come l’ozono, un processo approfondito nella sezione 9. La dinamica degli SSW è caratterizzata da un’intensa discesa di aria sopra la calotta polare, che genera un riscaldamento adiabatico marcato. Questo movimento discendente è bilanciato da un’ascesa di aria a sud di circa 50°N, che si propaga fino all’emisfero australe, come illustrato nella Figura 2. Parallelamente, nella stratosfera superiore polare si osserva un’ascesa accompagnata da un raffreddamento che si estende nella mesosfera, come descritto da Körnich e Becker (2010).

Gli effetti degli SSW non si arrestano alla mesosfera: raggiungono la termosfera, influenzando parametri come la chimica atmosferica, le temperature, i venti, la densità elettronica e i campi elettrici, con ripercussioni osservabili in entrambi gli emisferi (Chau et al., 2012). Questi fenomeni, trattati in dettaglio nella sezione 8, sottolineano la natura interconnessa dell’atmosfera terrestre e il ruolo degli SSW come driver di cambiamenti su scala planetaria. La capacità di questi eventi di alterare la dinamica e la composizione chimica delle regioni atmosferiche superiori evidenzia la loro importanza per lo studio delle interazioni stratosfera-mesosfera-termosfera e per applicazioni pratiche, come la gestione delle comunicazioni radio e dei sistemi di navigazione satellitare.

Effetti Troposferici: Un Focus della Ricerca Recente
Uno degli aspetti più rilevanti degli SSW è il loro impatto sulla troposfera, un tema che ha dominato la letteratura scientifica dell’ultimo decennio, come riassunto nella sezione 7. In media, gli SSW generano effetti significativi e persistenti sul clima e sul tempo superficiale, in particolare sulla pressione a livello del mare (SLP) e sulla Modalità Annulare Settentrionale (NAM). Questi cambiamenti si traducono in spostamenti delle correnti a getto, modifiche delle traiettorie delle tempeste e variazioni nei pattern di precipitazione (Baldwin & Dunkerton, 2001). L’ampiezza di questi effetti troposferici supera quanto previsto dalle teorie dinamiche tradizionali, come l’inversione della vorticità potenziale (Charlton et al., 2005) o la risposta troposferica al forcing delle onde stratosferiche.

Studi recenti suggeriscono che processi troposferici, probabilmente legati ad anomalie di temperatura a bassa quota nell’Artico, amplificano il segnale stratosferico, un fenomeno noto come “amplificazione superficiale” (Baldwin et al., 2019). Tale amplificazione diventa evidente quando si analizzano medie di molteplici eventi di SSW, che rivelano un quadro coerente di impatto sul tempo superficiale. Tuttavia, la previsione dell’impatto troposferico di un singolo SSW rimane una sfida aperta. Non tutti gli SSW producono anomalie troposferiche (ad esempio, nell’indice NAM o nella pressione) dello stesso segno di quelle stratosferiche, e in alcuni casi l’impatto può essere presente ma troppo debole per risultare evidente. Questa variabilità sottolinea la complessità delle interazioni stratosfera-troposfera e la necessità di ulteriori ricerche per identificare i fattori che determinano la propagazione del segnale stratosferico verso la superficie.

Prevedibilità degli SSW e Fattori Modulatori
Data l’importanza degli SSW per l’intera atmosfera, la loro prevedibilità è stata oggetto di intensi studi. Le attuali capacità di previsione consentono di anticipare gli SSW con un margine di 10–15 giorni, grazie a modelli numerici avanzati e a una migliore comprensione delle dinamiche stratosferiche (Domeisen et al., 2020a; Karpechko, 2018; Tripathi et al., 2015). Tuttavia, la probabilità di occorrenza degli SSW è modulata da una serie di fenomeni esterni alla stratosfera polare, identificati attraverso osservazioni e analisi statistiche. Tra questi, spiccano fattori legati alla stratosfera tropicale, come l’oscillazione quasi-biennale (QBO) e l’oscillazione semiannuale (SAO) della stratosfera equatoriale, che influenzano la propagazione delle onde planetarie.

Altri modulatori includono fenomeni del sistema oceano-atmosfera, come l’El Niño-Oscillazione Meridionale (ENSO) e l’Oscillazione Madden-Julian (MJO), che possono alterare le condizioni troposferiche favorevoli alla genesi degli SSW. Inoltre, fattori esterni come il ciclo solare di 11 anni sono stati ipotizzati come possibili influenze, sebbene il loro ruolo rimanga dibattuto. La quantificazione di queste relazioni è complicata dal numero limitato di SSW osservati dal 1958 (circa 40 eventi), che rende difficile isolare i contributi individuali di ciascun fattore e stabilire correlazioni robuste. Questa limitazione evidenzia la necessità di approcci statistici avanzati e di simulazioni modellistiche per migliorare la comprensione dei trigger degli SSW.

Evoluzione della Ricerca sugli SSW
La presente revisione si propone di offrire una sintesi completa delle conoscenze attuali sugli SSW, un obiettivo reso necessario dall’evoluzione della ricerca su questo fenomeno. Le prime revisioni, pubblicate decenni fa (ad esempio, Holton, 1980; McIntyre, 1982; Schoeberl, 1978), si concentravano prevalentemente sulla dinamica degli SSW, limitate dalla scarsa disponibilità di osservazioni stratosferiche negli anni ’70 e ’80. All’epoca, i satelliti meteorologici erano agli albori, restringendo l’indagine agli aspetti dinamici e impedendo un’analisi approfondita degli effetti sull’atmosfera superiore o sul tempo superficiale. Quest’ultimo aspetto non fu pienamente riconosciuto fino alla fine degli anni ’90 (Baldwin & Dunkerton, 1999).

Un ulteriore ostacolo era rappresentato dalla bassa risoluzione verticale della stratosfera nei modelli di circolazione generale (GCM) degli anni ’70 e ’80. Un progresso significativo si è registrato solo di recente, con l’introduzione di modelli con stratosfere ben risolte durante la fase 5 del Coupled Model Intercomparison Project (CMIP5) (Charlton-Perez et al., 2013). Questi avanzamenti hanno permesso non solo di approfondire gli aspetti dinamici e chimici degli SSW, ma anche di esplorare nuove prospettive, come l’utilizzo delle informazioni stratosferiche per migliorare le previsioni meteorologiche a medio termine e substagionali. La ricerca sugli SSW ha conosciuto un’accelerazione negli ultimi decenni, con un aumento esponenziale delle pubblicazioni dedicate.

Rispetto a sintesi più recenti, come quelle di O’Neill et al. (2015) e Pedatella et al. (2018), questa revisione si distingue per la sua ampiezza e profondità. Le sintesi precedenti si limitavano a trattare aspetti comuni, come la dinamica, la classificazione degli eventi, la storia o l’impronta troposferica, senza affrontare in dettaglio temi come gli effetti sopra la stratopausa (O’Neill et al., 2015) o fornendo solo una panoramica generale dell’influenza degli SSW sull’atmosfera (Pedatella et al., 2018). La presente analisi copre un ventaglio più ampio di argomenti, includendo il contesto storico (sezione 2), la classificazione degli eventi (sezione 3), le teorie dinamiche (sezione 4), i fattori esterni (sezione 5), la prevedibilità (sezione 6), gli impatti climatici e meteorologici (sezione 7), gli effetti sull’atmosfera superiore (sezione 8) e gli aspetti chimici e traccianti (sezione 9). Le prospettive future e le conclusioni sono discusse nella sezione 10, delineando le principali sfide di ricerca ancora aperte.

Sfide e Prospettive Scientifiche
Nonostante i progressi, molte domande sugli SSW rimangono irrisolte. La variabilità degli impatti troposferici, la complessità dei fattori modulatori e le incertezze nella previsione degli eventi individuali richiedono ulteriori indagini. L’integrazione di dati osservativi ad alta risoluzione, modelli numerici avanzati e tecniche di analisi statistica sarà cruciale per affinare la comprensione degli SSW e il loro ruolo nel sistema climatico. Inoltre, il potenziale impatto del cambiamento climatico sulla frequenza e sull’intensità degli SSW rappresenta una frontiera di ricerca emergente, con implicazioni per la previsione meteorologica e la gestione degli eventi estremi. Questa revisione si propone come una base solida per orientare gli sforzi futuri, consolidando le conoscenze attuali e identificando le priorità per la ricerca atmosferica.

Analisi Dettagliata della Figura 1: Un Esempio di Improvviso Riscaldamento Stratosferico nella Dinamica Atmosferica Polare

Contesto e Obiettivo della Figura 1
La Figura 1 rappresenta un’analisi grafica dettagliata delle condizioni stratosferiche polari durante un ciclo stagionale, con particolare attenzione a un evento di improvviso riscaldamento stratosferico (Sudden Stratospheric Warming, SSW) verificatosi nell’inverno 2018-2019. I dati sono estratti dalla rianalisi ERA-Interim (Dee et al., 2011), un dataset che integra osservazioni atmosferiche e modellistiche per fornire una ricostruzione accurata delle condizioni passate. La figura si compone di due pannelli, che riportano rispettivamente l’evoluzione della temperatura media zonale (65°-90°N, 10 hPa) e del vento zonale medio (60°N, 10 hPa) nel periodo compreso tra luglio 2018 e giugno 2019. Questi parametri, misurati a un’altitudine di circa 30 km (10 hPa), sono rappresentativi della stratosfera media e consentono di analizzare sia l’evento di SSW sia il suo contesto climatologico, confrontandolo con la variabilità storica degli ultimi decenni (1979-2018).

Descrizione del Pannello Superiore: Temperatura Media Zonale
Il primo pannello della figura rappresenta l’evoluzione temporale della temperatura media zonale nella regione polare (65°-90°N) a 10 hPa. L’asse verticale riporta la temperatura in Kelvin (K), con un intervallo che si estende da 190 K a 260 K, mentre l’asse orizzontale copre un anno, da luglio a giugno, con i tick mensili che indicano il primo giorno di ogni mese. Diverse linee e aree ombreggiate forniscono un quadro completo delle condizioni termiche:

• Linea Rossa: Rappresenta la temperatura media zonale registrata nel periodo 2018-2019. Si osserva un andamento iniziale coerente con la climatologia, con temperature che scendono a valori minimi di circa 200 K tra novembre e dicembre, riflettendo il raffreddamento radiativo tipico del vortice polare invernale. Tuttavia, a fine febbraio 2019, si verifica un improvviso aumento, con un picco che raggiunge circa 240 K, segnando l’SSW. Questo incremento di circa 40 K in pochi giorni è indicativo di un riscaldamento adiabatico associato alla discesa di aria nella stratosfera polare. Successivamente, a marzo, la temperatura scende a valori inferiori alla media climatologica, suggerendo un raffreddamento post-evento.
• Linea Gialla: Indica la media climatologica delle temperature, calcolata sugli inverni dal 1979 al 2018. Mostra un andamento stagionale tipico, con un minimo invernale di circa 210 K a gennaio e un graduale aumento verso la primavera e l’estate, quando la stratosfera polare si riscalda per effetto dell’insolazione.
• Aree Grigie: Rappresentano la variabilità climatologica, espressa attraverso i percentili 30°/70° (grigio scuro) e 10°/90° (grigio chiaro). Questi intervalli indicano la dispersione delle temperature osservate negli ultimi decenni, evidenziando che l’SSW di febbraio 2019 si colloca al di fuori della variabilità normale, superando il 90° percentile e avvicinandosi ai valori massimi storici.
• Linee Nere Tratteggiate: Mostrano i valori massimi e minimi giornalieri registrati nello stesso periodo storico (1979-2018). Il picco di temperatura durante l’SSW del 2018-2019, pur eccezionale, non raggiunge il massimo storico, suggerendo che eventi ancora più estremi si siano verificati in passato.

Descrizione del Pannello Inferiore: Vento Zonale Medio
Il secondo pannello illustra l’evoluzione del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa, un indicatore chiave della forza e della direzione del vortice polare. L’asse verticale riporta la velocità del vento in metri al secondo (m/s), con valori che variano da -40 m/s (venti orientali) a 80 m/s (venti occidentali), mentre l’asse orizzontale copre lo stesso periodo temporale del pannello superiore. I dati sono rappresentati come segue:

• Linea Rossa: Mostra l’evoluzione del vento zonale nel 2018-2019. Durante l’autunno e l’inizio dell’inverno (luglio-dicembre), i venti sono prevalentemente occidentali, con valori che oscillano tra 20 e 40 m/s, coerenti con un vortice polare robusto. A fine febbraio, in concomitanza con l’SSW, si verifica un’inversione drammatica: il vento zonale passa a valori negativi, scendendo a circa -20 m/s, indicando un flusso orientale. Questa inversione è una firma distintiva degli SSW, che segna il collasso temporaneo del vortice polare. Dopo l’evento, a partire da marzo, il vento torna gradualmente a valori occidentali, ma rimane più debole della media climatologica per gran parte della primavera.
• Linea Gialla: Rappresenta la media climatologica del vento zonale, che mostra un massimo invernale di circa 40 m/s a gennaio, seguito da un graduale indebolimento verso la primavera, quando il vortice polare si dissolve con l’aumento dell’insolazione.
• Aree Grigie: Indicano la variabilità climatologica attraverso i percentili 30°/70° (grigio scuro) e 10°/90° (grigio chiaro). L’inversione del vento zonale durante l’SSW di febbraio 2019 si colloca al di fuori della variabilità normale, superando il 10° percentile inferiore, a conferma dell’eccezionalità dell’evento.
• Linee Nere Tratteggiate: Mostrano i valori massimi e minimi giornalieri storici. L’inversione del vento a -20 m/s, pur significativa, non è la più estrema registrata, indicando che eventi di SSW passati hanno prodotto inversioni ancora più marcate.
• Linea Tratteggiata a 0 m/s: Evidenzia il punto di transizione tra venti occidentali (positivi) e orientali (negativi), un criterio fondamentale per identificare un SSW maggiore secondo le definizioni standard.

Interpretazione Dinamica dell’SSW del 2018-2019
L’evento di SSW del 2018-2019, evidenziato nei due pannelli, è un esempio paradigmatico di improvviso riscaldamento stratosferico. Il picco di temperatura a fine febbraio, che raggiunge circa 240 K, è il risultato di un riscaldamento adiabatico indotto dalla discesa di aria nella stratosfera polare, un processo innescato dalla rottura di onde planetarie su larga scala. Queste onde, propagate dalla troposfera, trasportano energia e quantità di moto verso la stratosfera, dove la loro rottura destabilizza il vortice polare, portando al suo collasso. L’inversione del vento zonale da occidentale a orientale, osservata nello stesso periodo, è una diretta conseguenza di questa destabilizzazione, poiché il flusso medio stratosferico si inverte sotto l’effetto delle dinamiche d’onda.

Il confronto con la climatologia e la variabilità storica (percentili e valori estremi) sottolinea l’eccezionalità dell’evento. La temperatura durante l’SSW supera il 90° percentile, collocandosi tra i valori più alti registrati, mentre l’inversione del vento zonale a -20 m/s esce dall’intervallo di variabilità normale, confermando la natura estrema dell’evento. Tuttavia, il fatto che i valori massimi storici non siano stati raggiunti suggerisce che SSW ancora più intensi si siano verificati in passato, un aspetto che evidenzia la variabilità intrinseca di questi fenomeni.

Evoluzione Post-SSW e Implicazioni
Dopo l’SSW, si osserva un periodo di temperature insolitamente basse nella stratosfera polare, con valori che a marzo scendono al di sotto della media climatologica e si avvicinano al 10° percentile inferiore. Questo raffreddamento post-evento è tipico degli SSW e riflette la riorganizzazione della circolazione stratosferica dopo la disgregazione del vortice polare. Parallelamente, il vento zonale, pur tornando a valori occidentali, rimane più debole della media climatologica per gran parte della primavera, indicando un recupero graduale del vortice polare, influenzato dalla transizione stagionale verso condizioni più stabili.

Questi pattern post-SSW hanno implicazioni significative per la dinamica atmosferica a scala globale. Il raffreddamento stratosferico e l’indebolimento del vento zonale possono influenzare la propagazione del segnale stratosferico verso la troposfera, modulando pattern come la Modalità Annulare Settentrionale (NAM) e contribuendo a variazioni del tempo superficiale, come ondate di freddo alle medie latitudini. Inoltre, la persistenza di queste anomalie sottolinea l’importanza degli SSW per le previsioni substagionali, poiché i loro effetti possono durare settimane o mesi.

Significato Scientifico della Figura
La Figura 1 offre una rappresentazione visiva e quantitativa della drammaticità degli SSW, evidenziando due caratteristiche fondamentali: il rapido aumento della temperatura polare e l’inversione del vento zonale. Questi elementi sono il risultato di processi dinamici complessi, in cui le interazioni tra onde planetarie e flusso medio giocano un ruolo centrale. Il confronto con la climatologia e la variabilità storica permette di contestualizzare l’evento del 2018-2019, confermandone la natura estrema ma inserendolo in un continuum di variabilità stratosferica. La figura sottolinea anche la necessità di analisi a lungo termine per comprendere la gamma completa degli SSW, dai più lievi ai più intensi, e per migliorare la loro prevedibilità e il loro impatto sul sistema climatico globale. In questo senso, la Figura 1 rappresenta un punto di partenza essenziale per ulteriori studi sulla dinamica stratosferica e le sue interconnessioni con l’atmosfera terrestre nel suo insieme.

Analisi Approfondita della Figura 2: Anomalie di Temperatura e Dinamiche Atmosferiche nei 30 Giorni Successivi agli Improvvisi Riscaldamenti Stratosferici

Introduzione e Contesto della Figura 2
La Figura 2 rappresenta un composito delle anomalie di temperatura media zonale calcolate nei 30 giorni successivi a eventi di improvviso riscaldamento stratosferico (Sudden Stratospheric Warming, SSW), un fenomeno che perturba profondamente la circolazione stratosferica invernale. Il composito è costruito utilizzando i dati di rianalisi JRA-55 (Kobayashi et al., 2015), che coprono 36 eventi di SSW registrati tra il 1958 e il 2015, per un totale di 1.116 giorni mediati. Gli SSW sono identificati secondo il criterio di Charlton e Polvani (2007), che definisce un evento maggiore attraverso l’inversione del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa, una firma dinamica tipica del collasso del vortice polare. Questo grafico bidimensionale offre una visione dettagliata delle anomalie termiche e dei movimenti atmosferici associati agli SSW, evidenziando il loro impatto su scala verticale e latitudinale, dalla superficie alla stratosfera superiore e attraverso entrambi gli emisferi.

Struttura Grafica e Parametri Rappresentati
Il diagramma della Figura 2 è strutturato per rappresentare le anomalie di temperatura media zonale in funzione dell’altitudine e della latitudine, con i seguenti assi e caratteristiche:

• Asse Verticale (Altitudine): L’altitudine è espressa in chilometri (km), con un intervallo che si estende da 0 km (superficie terrestre) a circa 40 km (stratosfera superiore). Sul lato destro del grafico, è riportata una scala di pressione in hPa, che varia da 1000 hPa (vicino alla superficie) a 1 hPa (circa 40 km), riflettendo la relazione logaritmica tra pressione e altitudine nell’atmosfera. Questa doppia scala facilita la correlazione tra i livelli di altitudine e i corrispondenti livelli di pressione, un approccio comune negli studi stratosferici.
• Asse Orizzontale (Latitudine): La latitudine è rappresentata da -30° (emisfero australe) a 90° (Polo Nord), coprendo l’emisfero settentrionale e una porzione di quello meridionale. Questo intervallo permette di analizzare gli effetti degli SSW non solo nella regione polare, dove si originano, ma anche alle medie latitudini e oltre l’equatore.
• Anomalie di Temperatura: Le anomalie di temperatura sono indicate tramite una scala cromatica graduata. Le tonalità di arancione e rosso rappresentano anomalie positive (riscaldamento), con un massimo di +12 K, mentre le tonalità di blu indicano anomalie negative (raffreddamento), con un minimo di -12 K. I contorni sono tracciati con un intervallo di 1 K, offrendo una risoluzione fine delle variazioni termiche.
• Vettori di Movimento: Sovrapposti alle anomalie di temperatura, i vettori rappresentano il movimento approssimativo dell’aria necessario per produrre tali anomalie, rispetto a uno stato climatologico di base. La componente verticale dei vettori indica discesa o ascesa, mentre quella orizzontale mostra il movimento nord-sud. Questi vettori sono derivati statisticamente mediante regressioni e non rappresentano una circolazione dinamica reale, ma piuttosto un movimento ideale che giustificherebbe le anomalie termiche e di pressione (queste ultime non mostrate nel grafico).
• Tropopausa: Una linea grigia tratteggiata indica la posizione media della tropopausa (definita come lapse-rate tropopause) durante i giorni del composito. La tropopausa separa la troposfera dalla stratosfera e si trova a circa 10-12 km alle medie latitudini, scendendo a circa 8 km vicino al Polo Nord, riflettendo la variabilità latitudinale tipica di questa interfaccia atmosferica.

Analisi delle Anomalie di Temperatura
Il composito rivela un pattern caratteristico delle anomalie di temperatura nei 30 giorni successivi agli SSW, che riflette la dinamica atmosferica indotta da questi eventi:

1. Riscaldamento Polare nella Stratosfera Media e Inferiore:
   La regione polare (60°-90°N) a altitudini comprese tra 20 e 30 km (circa 30-10 hPa) mostra un’anomalia di temperatura positiva significativa, con valori massimi che raggiungono +12 K. Questo riscaldamento è una diretta conseguenza della discesa adiabatica dell’aria nella stratosfera polare, un processo fondamentale degli SSW. Durante questi eventi, la rottura delle onde planetarie destabilizza il vortice polare, causando una compressione adiabatica dell’aria che scende verso altitudini inferiori. Il riscaldamento massimo si concentra a circa 25 km di altitudine, dove l’effetto della discesa è più pronunciato, e si estende verso il Polo Nord, evidenziando l’intensità dell’anomalia nella regione di origine dell’SSW.
2. Raffreddamento nella Stratosfera Superiore Polare:
   Sopra i 30 km (circa 10-1 hPa), nella stessa regione polare, si osserva un raffreddamento marcato, con anomalie negative che raggiungono -12 K a circa 40 km di altitudine. Questo raffreddamento è il risultato di un’ascesa compensativa dell’aria nella stratosfera superiore, necessaria per bilanciare la discesa nella stratosfera inferiore. L’ascesa provoca un’espansione adiabatica dell’aria, che si raffredda di conseguenza, creando un contrasto termico verticale significativo. Questo pattern di riscaldamento in basso e raffreddamento in alto è una caratteristica distintiva degli SSW e riflette la redistribuzione verticale della massa atmosferica indotta dalla perturbazione del vortice polare.
3. Anomalie alle Medie Latitudini e nei Tropici:
   Tra 0° e 50°N, a altitudini comprese tra 10 e 30 km, si osservano anomalie di temperatura negative più moderate, che variano da -1 K a -3 K. Questo raffreddamento è associato all’ascesa dell’aria in queste regioni, un movimento compensativo rispetto alla discesa polare. L’ascesa è parte di una cella di circolazione meridionale indotta dall’SSW, che altera la distribuzione termica su scala globale. Il raffreddamento si estende anche a latitudini tropicali, sebbene con intensità decrescente, indicando che gli effetti dinamici degli SSW non si limitano alla regione polare ma influenzano l’intera stratosfera.
4. Propagazione nell’Emisfero Australe:
   Le anomalie di temperatura si estendono oltre l’equatore, raggiungendo l’emisfero australe fino a -30°. In questa regione, si osserva un leggero raffreddamento (circa -1 K) a altitudini comprese tra 20 e 30 km, associato all’ascesa dell’aria. Questa propagazione trans-emisferica evidenzia la capacità degli SSW di perturbare la circolazione stratosferica globale, un aspetto cruciale per comprendere il loro ruolo nel sistema atmosferico terrestre.

Dinamica Atmosferica: Interpretazione dei Vettori
I vettori di movimento forniscono un’interpretazione fisica delle anomalie di temperatura osservate, pur essendo derivati statisticamente e non rappresentativi di una circolazione dinamica reale. Essi indicano:

• Discesa Polare: Nella regione polare tra 20 e 30 km, i vettori mostrano una chiara discesa dell’aria, coerente con il riscaldamento adiabatico osservato. Questa discesa è la causa diretta dell’aumento di temperatura nella stratosfera media e inferiore, poiché la compressione adiabatica riscalda l’aria in modo significativo.
• Movimento Verso il Polo Vicino alla Superficie: Sotto i 10 km, nella regione polare, i vettori indicano un movimento orizzontale verso il Polo Nord. Questo spostamento contribuisce all’aumento della pressione superficiale artica post-SSW, un fenomeno noto come “amplificazione superficiale” del segnale stratosferico, che può influenzare il tempo troposferico, ad esempio favorendo ondate di freddo alle medie latitudini.
• Ascesa alle Medie Latitudini: Tra 0° e 50°N, i vettori mostrano un’ascesa dell’aria a altitudini comprese tra 10 e 30 km, che si estende verso sud fino all’emisfero australe. Questa ascesa è responsabile del raffreddamento osservato in queste regioni, poiché l’espansione adiabatica dell’aria in risalita provoca una diminuzione della temperatura.
• Ascesa nella Stratosfera Superiore Polare: Sopra i 30 km nella regione polare, i vettori indicano un’ascesa, che spiega il raffreddamento significativo in questa zona. Questo movimento compensativo bilancia la discesa nella stratosfera inferiore, mantenendo la continuità della massa atmosferica.

Significato Scientifico e Implicazioni
La Figura 2 offre una visione completa degli effetti degli SSW sulla struttura termica e dinamica dell’atmosfera, evidenziando la loro capacità di generare anomalie su scala globale. Il riscaldamento polare nella stratosfera media e inferiore, con picchi di +12 K, è una firma diretta della discesa adiabatica associata al collasso del vortice polare, un processo innescato dalla rottura delle onde planetarie. Il raffreddamento nella stratosfera superiore polare, con anomalie fino a -12 K, riflette l’ascesa compensativa dell’aria, un elemento chiave della dinamica verticale indotta dagli SSW.

La propagazione delle anomalie alle medie latitudini e nell’emisfero australe sottolinea la natura globale di questi eventi, che non si limitano alla regione polare ma influenzano la circolazione stratosferica su vasta scala. Questo aspetto è cruciale per comprendere il ruolo degli SSW nel collegare processi atmosferici tra emisferi e strati diversi, con implicazioni per la chimica atmosferica (ad esempio, la distribuzione dell’ozono) e la dinamica della mesosfera. Inoltre, il movimento verso il polo vicino alla superficie, evidenziato dai vettori, è coerente con l’aumento della pressione superficiale artica post-SSW, un fenomeno che può modulare pattern climatici come la Modalità Annulare Settentrionale (NAM) e influenzare il tempo troposferico, ad esempio aumentando la probabilità di ondate di freddo in Nord America ed Eurasia.

Riflessioni Metodologiche
Il composito è costruito su 36 eventi, il che garantisce una certa robustezza statistica, ma la variabilità intrinseca degli SSW (ad esempio, in termini di intensità e durata) può influenzare i risultati. La definizione degli eventi secondo il criterio di Charlton e Polvani (2007) si concentra sull’inversione del vento zonale, un indicatore standard ma non esaustivo, poiché altri criteri (ad esempio, basati sulla temperatura polare o sulla NAM) potrebbero produrre compositi leggermente diversi. Inoltre, i vettori di movimento, pur utili per interpretare le anomalie, sono un’astrazione statistica e non catturano la complessità delle circolazioni dinamiche reali, che possono variare da evento a evento.

Conclusione
La Figura 2 rappresenta un’analisi sintetica ma potente delle anomalie di temperatura e dei movimenti atmosferici indotti dagli SSW, offrendo una visione tridimensionale del loro impatto sull’atmosfera. Il pattern di riscaldamento polare, raffreddamento nella stratosfera superiore e ascesa alle medie latitudini riflette la complessa dinamica meridionale e verticale innescata da questi eventi, con effetti che si estendono dalla troposfera alla stratosfera superiore e attraverso entrambi gli emisferi. Questi risultati sottolineano il ruolo degli SSW come driver di variabilità atmosferica globale, con implicazioni per la previsione meteorologica substagionale, la modellazione climatica e la comprensione delle interazioni stratosfera-troposfera. La figura rappresenta quindi una base fondamentale per ulteriori studi sulla dinamica stratosferica e il suo impatto sul sistema climatico terrestre.

Analisi Dettagliata della Figura 3: Evoluzione Temporale delle Anomalie di Temperatura e Pressione nella Calotta Polare in Seguito agli Improvvisi Riscaldamenti Stratosferici

Contesto e Obiettivo della Figura 3
La Figura 3 presenta un’analisi temporale e verticale delle anomalie di temperatura e pressione nella calotta polare (65°-90°N) in seguito a eventi di improvviso riscaldamento stratosferico (Sudden Stratospheric Warming, SSW), un fenomeno che perturba profondamente la dinamica atmosferica invernale. I dati sono derivati dalla rianalisi JRA-55 (Kobayashi et al., 2015) e si basano su un composito di 36 eventi di SSW registrati tra il 1958 e il 2015, per un totale di 1.116 giorni mediati. Gli SSW sono identificati secondo il criterio di Charlton e Polvani (2007), che definisce un evento maggiore attraverso l’inversione del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa, una firma dinamica del collasso del vortice polare. La figura si compone di due pannelli (a e b), che mostrano rispettivamente l’evoluzione delle anomalie di temperatura e pressione in funzione dell’altitudine e del tempo, coprendo un intervallo che va da 20 giorni prima a 60 giorni dopo l’SSW. Questo approccio consente di analizzare la persistenza delle anomalie attraverso la colonna atmosferica e di evidenziare il fenomeno di amplificazione superficiale del segnale stratosferico.

Pannello (a): Evoluzione Temporale delle Anomalie di Temperatura
Il pannello (a) rappresenta un composito temporale delle anomalie di temperatura media nella calotta polare, illustrando come queste variazioni si sviluppano verticalmente e nel tempo in risposta agli SSW.

• Struttura Grafica:
  • Asse Verticale: L’altitudine è espressa in chilometri (km), con un intervallo che si estende da 0 km (superficie terrestre) a circa 40 km (stratosfera superiore). Sul lato destro, è riportata una scala di pressione in hPa, che varia da 1000 hPa (vicino alla superficie) a 1 hPa (circa 40 km), riflettendo la relazione logaritmica tra pressione e altitudine tipica dell’atmosfera.
  • Asse Orizzontale: Il ritardo temporale (lag) in giorni, che va da -20 giorni (prima dell’SSW) a 60 giorni (dopo l’SSW). Il giorno 0 corrisponde alla data dell’SSW, definita dall’inversione del vento zonale.
  • Anomalie di Temperatura: Le anomalie sono rappresentate tramite una scala cromatica: le tonalità di arancione e rosso indicano anomalie positive (riscaldamento), con un massimo di +15 K, mentre le tonalità di blu indicano anomalie negative (raffreddamento), con un minimo di -13 K. I contorni sono tracciati con un intervallo di 1 K, offrendo una risoluzione dettagliata delle variazioni termiche.
• Dinamica Pre-SSW (da -20 a 0 giorni):
  Prima del giorno 0, le anomalie di temperatura sono generalmente modeste, con variazioni lievi che oscillano tra valori leggermente positivi e negativi. Questo suggerisce che la stratosfera polare si trova in uno stato relativamente stabile, con il vortice polare ancora integro, anche se le onde planetarie stanno iniziando a perturbarlo, come indicato dall’erosione del vortice descritta in altre sezioni del testo. Queste piccole fluttuazioni riflettono l’accumulo di energia ondosa che precede l’SSW.
• Fase Acuta dell’SSW (intorno al giorno 0):
  Al giorno 0 e nei giorni immediatamente successivi, si osserva un picco di riscaldamento nella stratosfera media e inferiore (20-30 km, circa 30-10 hPa), con anomalie positive che raggiungono +15 K. Questo riscaldamento è una diretta conseguenza della discesa adiabatica dell’aria associata al collasso del vortice polare. Quando le onde planetarie si rompono, la loro energia viene dissipata, rallentando i venti occidentali del vortice e inducendo una discesa di massa d’aria verso altitudini inferiori. La compressione adiabatica di questa aria genera un aumento significativo della temperatura, un processo che è al cuore della dinamica degli SSW.
• Stratosfera Superiore (sopra 30 km):
  Nella stratosfera superiore (circa 40 km, 1 hPa), poco dopo il giorno 0, si manifesta un raffreddamento marcato, con anomalie negative che raggiungono -13 K. Questo raffreddamento è il risultato di un’ascesa compensativa dell’aria in questa regione, necessaria per bilanciare la discesa nella stratosfera inferiore. L’ascesa provoca un’espansione adiabatica dell’aria, che si raffredda di conseguenza, creando un contrasto termico verticale tipico degli SSW. Questo pattern di riscaldamento in basso e raffreddamento in alto riflette la ridistribuzione della massa atmosferica indotta dalla perturbazione del vortice polare.
• Persistenza delle Anomalie:
  L’evoluzione temporale delle anomalie di temperatura rivela differenze significative tra i diversi strati atmosferici. Nella stratosfera superiore (sopra 30 km), le anomalie, sia positive che negative, si dissipano rapidamente entro 2-3 settimane (circa 20 giorni). Questo comportamento è attribuibile alla scala temporale radiativa più breve a queste altitudini, dove l’atmosfera torna rapidamente verso l’equilibrio termico attraverso il raffreddamento radiativo. Al contrario, nella stratosfera inferiore (sotto i 20 km), le anomalie positive persistono per oltre 60 giorni, indicando una maggiore inerzia termica e una dinamica più lenta in questa regione. Questa persistenza prolungata suggerisce che gli SSW hanno un impatto duraturo sulla struttura termica della stratosfera inferiore, con implicazioni per la propagazione del segnale verso la troposfera.

Pannello (b): Evoluzione Temporale delle Anomalie di Pressione
Il pannello (b) rappresenta un composito temporale delle anomalie di pressione nella calotta polare, evidenziando come la pressione si modifica in risposta agli SSW e come queste variazioni si propagano verticalmente e nel tempo.

• Struttura Grafica:
  • Asse Verticale: Come nel pannello (a), l’altitudine è espressa in km (da 0 a 40 km), con la scala di pressione in hPa sul lato destro.
  • Asse Orizzontale: Ritardo temporale, da -20 giorni a 60 giorni, come nel pannello (a).
  • Anomalie di Pressione: Le anomalie sono rappresentate tramite una scala cromatica: le tonalità di arancione e rosso indicano anomalie positive (aumento di pressione), con un massimo di +4 hPa, mentre le tonalità di blu indicano anomalie negative (diminuzione di pressione), con un minimo di -2 hPa. I contorni sono tracciati con un intervallo di 0,25 hPa, riflettendo la minore ampiezza delle variazioni di pressione rispetto a quelle di temperatura.
• Dinamica Pre-SSW (da -20 a 0 giorni):
  Prima del giorno 0, le anomalie di pressione sono minime, con variazioni lievi che riflettono le prime perturbazioni del vortice polare. Questo periodo di relativa stabilità è coerente con l’accumulo graduale di energia ondosa, che culmina nell’SSW al giorno 0.
• Fase Acuta dell’SSW (intorno al giorno 0):
  Al giorno 0, si osserva un’anomalia negativa di pressione nella stratosfera media (circa 30 km), con valori che raggiungono -2 hPa. Questa diminuzione di pressione è una conseguenza diretta della discesa dell’aria nella stratosfera polare: quando l’aria scende, la massa si sposta verso altitudini inferiori, riducendo la pressione a quote più alte. Questo spostamento di massa è parte integrante della dinamica degli SSW e contribuisce al riscaldamento adiabatico osservato nel pannello (a).
• Evoluzione Temporale:
  Similmente alle anomalie di temperatura, le anomalie di pressione mostrano una diversa persistenza a seconda dell’altitudine. Nella stratosfera superiore (sopra 30 km), le anomalie si dissipano rapidamente entro 2-3 settimane, riflettendo la scala temporale radiativa più breve a queste quote. Nella stratosfera inferiore (sotto 20 km), le anomalie persistono più a lungo, con effetti che si estendono oltre i 60 giorni, in linea con la maggiore inerzia dinamica di questa regione.
• Amplificazione Superficiale:
  L’aspetto più significativo del pannello (b) è l’anomalia positiva di pressione vicino alla superficie (0-5 km), che raggiunge un massimo di +4 hPa tra i 30 e i 60 giorni successivi all’SSW. Mediamente, nei 60 giorni successivi, l’anomalia di pressione superficiale è di 2,1 hPa, mentre si riduce a 0,74 hPa vicino alla tropopausa (circa 10 km). Questo fenomeno, noto come “amplificazione superficiale” del segnale stratosferico (Baldwin et al., 2019), indica che i processi troposferici giocano un ruolo attivo nel rinforzare l’impatto dell’SSW. In particolare, anomalie di temperatura a bassa quota nell’Artico, probabilmente indotte dall’SSW, contribuiscono ad aumentare la pressione superficiale nella calotta polare, un effetto che può influenzare il tempo troposferico, ad esempio favorendo condizioni associate alla fase negativa della Modalità Annulare Settentrionale (NAM), come ondate di freddo alle medie latitudini.
• Irregolarità del Segnale Superficiale:
  La didascalia nota che il segnale superficiale presenta una certa “irregolarità” (lumpiness), attribuibile alla media di un numero relativamente piccolo di SSW (36 eventi). La variabilità intrinseca tra eventi individuali, che possono differire in intensità, durata e dinamica, si riflette in un segnale superficiale non uniforme. Questo aspetto evidenzia la complessità della risposta troposferica agli SSW e la necessità di analisi più approfondite per isolare i fattori che determinano l’ampiezza e la consistenza di questi effetti.

Significato Scientifico e Implicazioni
La Figura 3 offre una rappresentazione dettagliata della risposta atmosferica agli SSW, evidenziando due aspetti fondamentali: la persistenza delle anomalie attraverso la colonna atmosferica e il fenomeno di amplificazione superficiale.

• Persistenza Verticale e Temporale:
  Le anomalie di temperatura e pressione mostrano una chiara dipendenza dall’altitudine in termini di persistenza. Nella stratosfera superiore, la rapida dissipazione delle anomalie entro 2-3 settimane è dovuta alla scala temporale radiativa più breve, che facilita un ritorno all’equilibrio termico attraverso il raffreddamento radiativo. Nella stratosfera inferiore, invece, le anomalie persistono per oltre 60 giorni, riflettendo una dinamica più lenta e una maggiore inerzia termica. Questo contrasto sottolinea la complessità delle interazioni stratosferiche e il ruolo della struttura verticale dell’atmosfera nel modulare gli effetti degli SSW.
• Amplificazione Superficiale e Interazioni Stratosfera-Troposfera:
  L’aumento della pressione superficiale, con un’anomalia media di 2,1 hPa nei 60 giorni successivi all’SSW, è un risultato significativo che evidenzia l’interazione tra stratosfera e troposfera. L’ampiezza di questa anomalia, che è massima alla superficie e si riduce a 0,74 hPa vicino alla tropopausa, indica un processo di amplificazione superficiale, in cui meccanismi troposferici, come anomalie di temperatura a bassa quota nell’Artico, rinforzano il segnale stratosferico. Questo fenomeno ha implicazioni dirette per il tempo superficiale, poiché l’aumento della pressione nella calotta polare può modulare pattern climatici su larga scala, come la NAM, e favorire eventi meteorologici estremi, ad esempio ondate di freddo in Nord America ed Eurasia.
• Variabilità e Limiti Metodologici:
  L’irregolarità del segnale superficiale, dovuta alla media di soli 36 eventi, sottolinea la variabilità intrinseca degli SSW e la difficoltà di generalizzare i loro effetti troposferici. Ogni SSW è influenzato da fattori specifici, come l’intensità della rottura del vortice polare, la propagazione delle onde planetarie e le condizioni troposferiche preesistenti, che possono modulare l’ampiezza e la durata dell’impatto superficiale. Questo limite metodologico suggerisce la necessità di campioni più ampi e di analisi più dettagliate per migliorare la comprensione delle interazioni stratosfera-troposfera e affinare le previsioni substagionali.

Conclusione
La Figura 3 fornisce una visione completa dell’evoluzione delle anomalie di temperatura e pressione nella calotta polare in seguito agli SSW, evidenziando la loro persistenza verticale e temporale e il ruolo dei processi troposferici nell’amplificazione del segnale stratosferico. Il pannello (a) mostra un pattern chiaro di riscaldamento nella stratosfera inferiore e raffreddamento in quella superiore, con una persistenza maggiore a quote più basse, mentre il pannello (b) rivela un aumento significativo della pressione superficiale, un segnale amplificato che collega la dinamica stratosferica al tempo superficiale. Questi risultati sottolineano l’importanza degli SSW come driver di variabilità atmosferica e il loro ruolo cruciale nelle interazioni stratosfera-troposfera, con implicazioni per la previsione meteorologica substagionale e lo studio del clima globale. La figura rappresenta una base solida per ulteriori indagini sulla dinamica atmosferica e sulle sue connessioni con il sistema climatico terrestre.

2. Contesto Storico: La Scoperta e le Prime Osservazioni degli Improvvisi Riscaldamenti Stratosferici

Le Origini della Scoperta degli SSW
Gli improvvise riscaldamenti stratosferici (Sudden Stratospheric Warmings, SSW) furono identificati per la prima volta da Richard Scherhag, un meteorologo tedesco, attraverso misurazioni di temperatura effettuate con radiosonde sopra Berlino, Germania. Scherhag avviò un programma di osservazioni sistematiche a partire dal gennaio 1951, utilizzando l’ex aeroporto di Tempelhof come base operativa per i lanci delle radiosonde. In qualità di professore e direttore del neonato Istituto di Meteorologia dell’Università di Berlino, Scherhag era profondamente interessato a esplorare la dinamica della stratosfera, una regione dell’atmosfera ancora poco studiata all’epoca. Grazie alla collaborazione con gli alleati statunitensi nella Berlino del dopoguerra, ebbe accesso a una nuova generazione di radiosonde americane dotate di palloni in neoprene, strumenti capaci di fornire misurazioni affidabili fino a circa 30 km di altitudine (circa 10 hPa), corrispondenti alla stratosfera media. Questo progresso tecnologico permise di ottenere dati regolari e dettagliati su temperatura, pressione e venti a quote elevate, aprendo la strada alla scoperta di fenomeni stratosferici fino ad allora sconosciuti.

Il “Fenomeno di Berlino”: La Prima Osservazione di un SSW
Nel corso delle sue misurazioni, Scherhag rilevò un evento straordinario nel gennaio 1952, che descrisse in una pubblicazione nella primavera dello stesso anno (Scherhag, 1952a). Durante questo episodio, la stratosfera superiore subì un riscaldamento di tipo esplosivo, che Scherhag denominò “Fenomeno di Berlino”. I dati raccolti mostrano un’evoluzione drammatica: il 26 gennaio 1952, tutte le temperature stratosferiche misurate si attestavano tra -56°C e -69°C, valori tipici di una stratosfera invernale fredda dominata dal vortice polare. Tuttavia, appena due giorni dopo, il 28 gennaio, la temperatura a 13 hPa (circa 28 km) salì a -37°C, indicando l’inizio di un improvviso riscaldamento di 30°C in sole 24 ore. Il 30 gennaio, la temperatura raggiunse -23°C a 10 hPa, segnando un ulteriore aumento, prima di un rapido raffreddamento nei giorni successivi. Scherhag osservò che questo riscaldamento si propagò lentamente verso il basso, raggiungendo il livello di pressione di 200 hPa (circa 12 km) nell’arco di una settimana, un’indicazione della natura dinamica e tridimensionale del fenomeno.

Un secondo episodio di riscaldamento, ancora più intenso, si verificò circa un mese dopo, il 23 febbraio 1952. In questo caso, la temperatura a 10 hPa raggiunse un massimo di -12,4°C, corrispondente a un aumento di circa 37°C in soli due giorni, un valore eccezionale per la stratosfera invernale. Questo secondo evento fu accompagnato da un cambiamento significativo nella circolazione stratosferica, con i venti che passarono da occidentali a sud-orientali nella stratosfera media, un segnale della disgregazione del vortice polare. La Figura 4 riporta le misurazioni di temperatura effettuate con le radiosonde di Tempelhof in tre momenti chiave: il 21 febbraio (prima del riscaldamento), il 23 febbraio (al picco dell’SSW) e il 28 febbraio (dopo il picco), come documentato da Wiehler (1955). Questi dati evidenziano l’evoluzione rapida e drammatica del fenomeno, con un picco di temperatura seguito da un ritorno a condizioni più fredde, un pattern tipico degli SSW.

Osservazioni Contemporanee e Prime Evidenze Dinamiche
Nello stesso periodo, altre osservazioni confermarono la natura estesa del fenomeno. Nel febbraio 1952, i dati sui venti in quota raccolti da radiosonde sopra gli Stati Uniti settentrionali rivelarono un aumento della frequenza di venti orientali a 50 hPa (circa 20 km), associati a una circolazione anticiclonica chiusa e persistente a nord-ovest della Baia di Hudson. Parallelamente, si registrò un riscaldamento sopra il Canada e la Groenlandia (Darling, 1953). Questi segnali indicano che l’SSW non era un fenomeno locale limitato a Berlino, ma un evento su larga scala che coinvolgeva l’intera stratosfera polare dell’emisfero settentrionale, con cambiamenti significativi nella struttura del vortice polare e nella distribuzione termica.

Un riscaldamento stratosferico simile era stato notato anche l’anno precedente, nel febbraio 1951, attraverso misurazioni con radiosonde e radar effettuate dal British Meteorological Office sopra Inghilterra e Scozia. Questo evento fu caratterizzato da un’inversione dei venti nella stratosfera inferiore, che passarono da occidentali a orientali, per poi tornare a occidentali prima della transizione ai venti orientali estivi (Scrase, 1953). Queste osservazioni precoci, sebbene limitate dalla scarsa copertura spaziale e temporale dei dati, suggeriscono che gli SSW fossero un fenomeno ricorrente nella stratosfera invernale, anche se la loro comprensione dinamica era ancora rudimentale.

Prime Ipotesi Esplicative
Nel tentativo di spiegare l’inaspettato riscaldamento della stratosfera invernale, Scherhag (1952b) e Willett (1952) ipotizzarono che la causa potesse essere una severa eruzione solare avvenuta il 24 febbraio 1952. Questa ipotesi rifletteva la comprensione limitata dell’epoca sui meccanismi dinamici della stratosfera e l’interesse per possibili influenze esterne, come l’attività solare. Sebbene oggi sia noto che gli effetti solari non sono sufficienti a innescare singoli SSW, la relazione statistica tra l’occorrenza di questi eventi e il ciclo solare di 11 anni rimane un argomento di ricerca attivo, con studi che esplorano correlazioni a lungo termine tra l’attività solare e la variabilità stratosferica. L’ipotesi solare, pur errata nel contesto di un singolo evento, evidenzia l’importanza di considerare fattori esterni nella modulazione della dinamica stratosferica, un tema che continua a essere rilevante nella ricerca moderna.

Evoluzione delle Osservazioni negli Anni ’50
Fu necessario attendere gli inverni del 1956/57 e del 1957/58 per osservare SSW altrettanto intensi, documentati in mappe specifiche prodotte a livelli di pressione stratosferici (Teweles, 1958; Teweles & Finger, 1958). Queste mappe rappresentarono un progresso significativo, poiché permisero di visualizzare la distribuzione spaziale delle anomalie di temperatura e pressione su scala emisferica, fornendo un quadro più completo della dinamica degli SSW. La Figura 5 illustra l’evoluzione della temperatura a 50 hPa sopra Alert, Ellesmere Land, durante tre inverni degli anni ’50 caratterizzati da riscaldamenti stratosferici. Questi dati mostrano la variabilità temporale degli SSW, con picchi di temperatura che si verificano in momenti diversi dell’inverno, evidenziando la natura episodica e imprevedibile di questi eventi.

Significato delle Prime Osservazioni
Le osservazioni pionieristiche di Scherhag e dei suoi contemporanei segnano l’inizio della comprensione scientifica degli SSW, un fenomeno che si sarebbe rivelato cruciale per lo studio della dinamica atmosferica. Le misurazioni effettuate con le radiosonde di Tempelhof e le osservazioni complementari in altre regioni dell’emisfero settentrionale dimostrarono che gli SSW non erano eventi isolati, ma parte di un pattern ricorrente nella stratosfera invernale. La scoperta del “Fenomeno di Berlino” pose le basi per successive ricerche sulla propagazione delle onde planetarie, sull’interazione tra stratosfera e troposfera e sull’impatto degli SSW sul clima globale. Inoltre, le prime ipotesi, sebbene imprecise, stimolarono il dibattito scientifico sui fattori che modulano la variabilità stratosferica, un argomento che rimane centrale nella meteorologia moderna. Le osservazioni degli anni ’50, pur limitate dalla tecnologia dell’epoca, rappresentano un punto di partenza fondamentale per l’evoluzione della nostra conoscenza degli SSW e della loro importanza nel sistema atmosferico terrestre.Evoluzione della Ricerca sugli Improvvisi Riscaldamenti Stratosferici: Dall’Anno Geofisico Internazionale all’Era Satellitare

L’Impatto dell’Anno Geofisico Internazionale (IGY) sulle Osservazioni Stratosferiche
A partire dal luglio 1957, con l’inizio dell’Anno Geofisico Internazionale (IGY), si registrò un notevole incremento nel numero di palloni radiosonda capaci di raggiungere altitudini superiori a 30 km, corrispondenti alla stratosfera media e superiore. Questo progresso tecnologico e organizzativo consentì una raccolta più sistematica e dettagliata dei dati stratosferici, segnando un punto di svolta nello studio della dinamica atmosferica. Durante questo periodo, diversi centri di ricerca iniziarono a pubblicare mappe stratosferiche regolari (giornaliere o ogni 5 giorni) a livelli di pressione di 100, 50, 30 e 10 hPa, coprendo l’intero emisfero settentrionale. Tra i principali centri coinvolti vi erano l’U.S. Weather Bureau, il Gruppo di Ricerca sulla Meteorologia Artica della McGill University di Montreal e il Gruppo di Ricerca Stratosferica della Freie Universität di Berlino. Queste mappe fornirono una visione sinottica delle condizioni stratosferiche, permettendo di monitorare l’evoluzione dei fenomeni atmosferici su scala emisferica e di identificare con maggiore precisione gli eventi di improvviso riscaldamento stratosferico (SSW).

Parallelamente, l’introduzione dei razzi meteorologici (rocketsondes) aprì nuove prospettive di indagine. Questi strumenti permisero di sondare altitudini superiori ai 40 km, rivelando dettagli sulla struttura verticale della stratosfera e della mesosfera. Ad esempio, un’analisi condotta sopra Fort Churchill nel gennaio 1958 mostrò che un forte riscaldamento stratosferico si manifestò con un anticipo di un paio di giorni nella regione al di sopra dei 40 km rispetto agli strati inferiori (Stroud et al., 1960). Inoltre, i rocketsondes rilevarono riscaldamenti intensi nella stratosfera superiore che non si propagavano mai al di sotto di 10 hPa, evidenziando una variabilità dinamica significativa tra i diversi strati atmosferici. Questi risultati sottolinearono la complessità degli SSW e la necessità di osservazioni ad alta quota per comprenderne appieno i meccanismi.

Istituzione del Sistema di Allerta STRATWARM e Classificazione degli SSW
Per rispondere alla crescente necessità di dati durante gli eventi di riscaldamento stratosferico, l’Organizzazione Meteorologica Mondiale (WMO) istituì nel 1964 il sistema di allerta STRATWARM. Questo sistema aveva l’obiettivo di coordinare e incrementare i sondaggi ad alta quota in concomitanza con gli SSW, fornendo avvisi che includevano informazioni sull’intensità e il movimento dei riscaldamenti. Gli avvisi venivano distribuiti a livello internazionale dai centri meteorologici di Melbourne, Tokyo, Berlino e Washington D.C., garantendo una risposta rapida e coordinata a livello globale. Il sistema STRATWARM rappresentò un passo avanti nella capacità di monitorare in tempo reale questi eventi, migliorando la raccolta di dati e la comprensione della loro evoluzione dinamica.

Nel rapporto WMO/IQSY del 1964, gli SSW furono classificati in base a due criteri principali: il periodo di occorrenza e l’intensità. I riscaldamenti furono distinti in “riscaldamenti di pieno inverno” (midwinter warmings), che si verificano nel cuore dell’inverno boreale, e “riscaldamenti finali” (final warmings), che segnano la transizione verso la primavera. Inoltre, in base all’intensità, si distinse tra “riscaldamenti minori di pieno inverno” e “riscaldamenti maggiori di pieno inverno”. I riscaldamenti minori erano caratterizzati da un forte aumento della temperatura nella stratosfera artica a 10 hPa e a livelli superiori, mentre i riscaldamenti maggiori richiedevano, oltre al riscaldamento, una completa inversione della circolazione da venti occidentali a orientali a nord di 60°N agli stessi livelli di pressione. Questa classificazione, sebbene pionieristica, fu successivamente integrata da definizioni alternative, discusse nella sezione 3, che hanno affinato i criteri per identificare e categorizzare gli SSW.

Primi Indizi di Accoppiamento Stratosfera-Troposfera
L’importanza degli SSW non si limitava alla stratosfera, ma si estendeva alla loro potenziale influenza sul tempo troposferico, un aspetto che iniziò a emergere già negli anni ’60 e ’70. Scherhag et al. (1970) posero una questione cruciale: una conoscenza approfondita della circolazione stratosferica poteva migliorare le previsioni meteorologiche? Gli autori sottolinearono la necessità di comprendere le relazioni di fase tra gli eventi nella stratosfera e nella troposfera per sfruttare appieno le probabilità di previsione. Questa intuizione era in parte basata sulle osservazioni di Scherhag stesso, che già nel suo rapporto del 1952 aveva notato una diminuzione dell’accuratezza delle previsioni meteorologiche in seguito all’SSW di febbraio 1952, un fenomeno probabilmente legato all’assenza di informazioni stratosferiche nei modelli di previsione dell’epoca.

Studi pionieristici iniziarono a esplorare l’interazione tra stratosfera e troposfera. Ad esempio, Johnson (1969) evidenziò una possibile interazione tra l’onda zonale 2 troposferica e stratosferica durante il riscaldamento del 1967/68, suggerendo che i processi troposferici potessero influenzare o essere influenzati dalla dinamica stratosferica. Parallelamente, Julian e Labitzke (1965) indagarono il ruolo dei blocchi troposferici nell’innesco dei riscaldamenti stratosferici, identificando una connessione tra pattern di alta pressione nella troposfera e la destabilizzazione del vortice polare. Un esempio concreto di accoppiamento stratosfera-troposfera è illustrato nella Figura 6, che mostra mappe di altezza a 10 hPa all’inizio (18 gennaio) e al picco (27 gennaio) del riscaldamento stratosferico del 1963, insieme alla mappa della pressione superficiale del 31 gennaio (Scherhag, 1965). Pochi giorni dopo il picco dell’SSW, si sviluppò un anticiclone superficiale sopra la Groenlandia, che si estendeva dalla troposfera fino alla stratosfera media. Questo pattern fu coerente con le osservazioni di Labitzke (1965), che descrisse l’insorgenza di un blocco troposferico circa 10 giorni dopo un riscaldamento stratosferico, e con i risultati di Quiroz (1977), che rilevò variazioni di temperatura troposferica in seguito a un SSW. Queste prime evidenze posero le basi per lo studio delle interazioni stratosfera-troposfera, un tema centrale nella meteorologia moderna.

L’Era Satellitare e i Progressi nella Comprensione della Dinamica Stratosferica
Un salto qualitativo nella comprensione degli SSW avvenne con l’inizio dell’era dei satelliti nel 1979, che garantì una copertura dati senza precedenti e rivoluzionò lo studio della dinamica stratosferica. La disponibilità di dati satellitari permise di osservare la stratosfera con una risoluzione spaziale e temporale molto superiore rispetto alle radiosonde, consentendo di analizzare in dettaglio l’evoluzione degli SSW e i loro effetti su scala globale. Un contributo fondamentale fu quello di McIntyre e Palmer (1983), che presentarono le prime mappe a scala emisferica derivate da osservazioni della vorticità potenziale (PV) su una superficie di temperatura potenziale nella stratosfera media (850 K, circa 30 km). Queste mappe furono costruite utilizzando i dati di radianza ottenuti dall’unità di sondaggio stratosferico (SSU), uno strumento innovativo che misurava l’emissione infrarossa della stratosfera.

Le mappe di McIntyre e Palmer rivelarono dinamiche cruciali associate all’SSW del 1979. In particolare, mostrarono la presenza di un’onda planetaria di ampiezza elevata con numero d’onda 1 nelle fasi precedenti l’evento, seguita da un’evoluzione che evidenziava la rottura dell’onda, un processo chiave nella destabilizzazione del vortice polare. Inoltre, le mappe illustrarono la suddivisione del vortice polare durante l’SSW maggiore del 1979, un fenomeno visibile nella distribuzione della vorticità potenziale a 850 K. Questo evento di splitting del vortice rappresentò una conferma osservativa delle teorie dinamiche sugli SSW, dimostrando come la rottura delle onde planetarie possa portare a una completa riorganizzazione della circolazione stratosferica. I dati satellitari hanno continuato a fornire vincoli osservativi preziosi per lo studio delle caratteristiche dinamiche e di trasporto associate agli SSW, come documentato in lavori successivi (ad esempio, Manney, Harwood et al., 2009; si veda anche la sezione 9), contribuendo a una comprensione più approfondita dei processi che governano questi eventi e dei loro impatti sull’atmosfera globale.

Significato Scientifico delle Osservazioni
Il periodo compreso tra l’IGY e l’era satellitare segnò una transizione fondamentale nello studio degli SSW, passando da osservazioni sparse e limitate a un monitoraggio sistematico e globale. L’aumento delle misurazioni ad alta quota durante l’IGY, l’istituzione del sistema STRATWARM e l’introduzione dei dati satellitari permisero di acquisire una visione più completa della dinamica stratosferica, rivelando la complessità degli SSW e il loro ruolo nell’atmosfera terrestre. Le prime evidenze di accoppiamento stratosfera-troposfera, come l’insorgenza di anticicloni superficiali e blocchi troposferici in seguito agli SSW, posero le basi per studi successivi sulle interazioni tra i diversi strati atmosferici, un tema centrale nella meteorologia moderna. Inoltre, i progressi tecnologici, come l’uso dei rocketsondes e dei dati satellitari, permisero di esplorare nuovi aspetti della dinamica degli SSW, come la propagazione verticale delle anomalie termiche e la rottura delle onde planetarie, aprendo la strada a una comprensione più approfondita di questi fenomeni e delle loro implicazioni per il clima e le previsioni meteorologiche.

Analisi Approfondita della Figura 4: Profili di Temperatura durante il Primo Improvviso Riscaldamento Stratosferico Documentato a Tempelhof nel 1952

Contesto e Significato della Figura 4
La Figura 4 presenta un’analisi storica delle misurazioni di temperatura effettuate con radiosonde presso l’ex aeroporto di Tempelhof a Berlino durante un evento di improvviso riscaldamento stratosferico (Sudden Stratospheric Warming, SSW) nel febbraio 1952. Queste misurazioni, documentate da Wiehler (1955), furono condotte in tre momenti chiave: il 21 febbraio (prima del riscaldamento), il 23 febbraio (al picco dell’SSW) e il 28 febbraio (dopo il picco). La figura riporta i profili verticali di temperatura in funzione dell’altitudine, offrendo una visione dettagliata dell’evoluzione termica della stratosfera durante uno dei primi SSW mai registrati. Questo evento, identificato da Richard Scherhag e denominato “Fenomeno di Berlino”, segnò l’inizio della comprensione scientifica degli SSW, un fenomeno che avrebbe rivoluzionato lo studio della dinamica stratosferica e delle sue interazioni con il sistema atmosferico globale.

Struttura Grafica e Dati Rappresentati
La Figura 4 è un grafico che mostra tre profili di temperatura, ciascuno corrispondente a una delle tre date indicate, tracciati in funzione dell’altitudine. I dettagli della rappresentazione sono i seguenti:

• Asse Verticale (Altitudine): L’altitudine è espressa in chilometri (km), con un intervallo che si estende da 0 km (superficie terrestre) a circa 30 km (stratosfera media), corrispondente a un livello di pressione di circa 10 hPa. È probabile che sul lato destro del grafico sia riportata una scala di pressione in hPa (da 1000 hPa a 10 hPa), una convenzione comune nei profili di radiosonde per correlare l’altitudine con i livelli di pressione, anche se ciò non è esplicitamente specificato nella descrizione.
• Asse Orizzontale (Temperatura): La temperatura è espressa in gradi Celsius (°C), con un intervallo che potrebbe variare, ad esempio, da -80°C a 0°C, per coprire le temperature tipiche della stratosfera invernale e le anomalie significative durante l’SSW. I valori specifici riportati nel testo, come -56°C a -69°C prima dell’evento e -12,4°C al picco, definiscono il range di variazione osservato.
• Profili di Temperatura:
  • La linea del 21 febbraio rappresenta il profilo di temperatura prima dell’SSW, catturando le condizioni iniziali della stratosfera polare.
  • La linea del 23 febbraio mostra il profilo al picco dell’SSW, evidenziando il massimo riscaldamento.
  • La linea del 28 febbraio illustra il profilo dopo il picco, durante la fase di raffreddamento post-evento.

Questi profili sono stati ottenuti tramite radiosonde, strumenti che misurano temperatura, pressione e umidità lungo la colonna atmosferica, lanciati da Tempelhof nell’ambito delle osservazioni pionieristiche di Scherhag.

Analisi dei Profili di Temperatura
I tre profili di temperatura offrono un quadro chiaro dell’evoluzione termica della stratosfera durante l’SSW del febbraio 1952, riflettendo la dinamica drammatica di questo evento:

1. Profilo del 21 Febbraio (Prima del Riscaldamento):
   Il profilo del 21 febbraio rappresenta le condizioni tipiche della stratosfera invernale prima dell’SSW. Il testo riporta che le temperature stratosferiche in questa fase erano comprese tra -56°C e -69°C, valori coerenti con un vortice polare forte e freddo, una struttura ciclonica che domina la stratosfera polare durante l’inverno boreale. A 10 hPa (circa 30 km), la temperatura potrebbe essere stata intorno a -60°C, un valore rappresentativo del raffreddamento radiativo che caratterizza la stratosfera in questa stagione. Il profilo mostra un gradiente termico verticale tipico, con temperature che diminuiscono progressivamente con l’altitudine nella stratosfera, riflettendo l’assenza di significative perturbazioni dinamiche prima dell’evento. Questo stato freddo e stabile è indicativo di un vortice polare ben consolidato, con venti occidentali dominanti e una circolazione stratosferica relativamente quiescent.
2. Profilo del 23 Febbraio (Al Picco dell’SSW):
   Il profilo del 23 febbraio cattura il momento culminante dell’SSW, evidenziando un riscaldamento stratosferico eccezionale. A 10 hPa, la temperatura raggiunge -12,4°C, un aumento di circa 37°C in soli due giorni rispetto ai valori precedenti (ad esempio, da -49,4°C a -12,4°C, considerando il riscaldamento totale riportato). Questo incremento drammatico è il risultato della discesa adiabatica dell’aria nella stratosfera polare, un processo innescato dalla rottura delle onde planetarie su larga scala. Quando queste onde si rompono, trasferiscono energia e quantità di moto al flusso stratosferico, rallentando i venti occidentali e causando il collasso del vortice polare. La discesa dell’aria provoca una compressione adiabatica, che riscalda l’aria in modo significativo, portando a un aumento di temperatura di decine di gradi in pochi giorni. Il profilo mostra un riscaldamento a tutte le altitudini stratosferiche, con un picco particolarmente pronunciato nella stratosfera media (20-30 km), dove l’effetto della discesa è più marcato. Questo evento è accompagnato da un cambiamento della circolazione, con i venti che passano da occidentali a sud-orientali, un segnale della completa disgregazione del vortice polare.
3. Profilo del 28 Febbraio (Dopo il Picco):
   Il profilo del 28 febbraio rappresenta la fase di raffreddamento successivo al picco dell’SSW. Il testo menziona un “rapido raffreddamento” dopo il 23 febbraio, e questo profilo riflette un ritorno a temperature più fredde, sebbene probabilmente ancora più alte rispetto al 21 febbraio. Ad esempio, a 10 hPa, la temperatura potrebbe essere scesa a valori come -30°C o -40°C, indicando che il riscaldamento indotto dall’SSW si sta dissipando. Questo raffreddamento è il risultato del ripristino graduale della circolazione stratosferica e del raffreddamento radiativo, un processo dominante nella stratosfera superiore che tende a riportare l’atmosfera verso l’equilibrio termico. Tuttavia, il testo specifica che il riscaldamento si propagò verso il basso fino al livello di pressione di 200 hPa (circa 12 km) nell’arco di una settimana, suggerendo che gli effetti dell’SSW persistano a quote inferiori anche dopo il picco. Il profilo del 28 febbraio mostra quindi una stratosfera che sta tornando a condizioni più fredde, ma con anomalie termiche ancora presenti rispetto allo stato iniziale del 21 febbraio, soprattutto nella stratosfera inferiore.

Significato Scientifico e Contesto Storico
La Figura 4 rappresenta una testimonianza fondamentale della scoperta degli SSW, un fenomeno che Scherhag identificò come “Fenomeno di Berlino” e che segnò l’inizio di un nuovo capitolo nella meteorologia stratosferica. Le misurazioni di Tempelhof del 1952, condotte in un periodo in cui le osservazioni stratosferiche erano ancora limitate, furono cruciali per riconoscere la natura drammatica degli SSW e per avviare lo studio sistematico di questi eventi. Il profilo del 23 febbraio, con un aumento di temperatura di 37°C in due giorni, è un esempio emblematico della rapidità e dell’intensità degli SSW maggiori, che si distinguono per il loro impatto sulla struttura termica e dinamica della stratosfera. Il riscaldamento, che raggiunge -12,4°C a 10 hPa, è un valore eccezionale per la stratosfera invernale, dove le temperature sono generalmente molto più basse, e riflette la potenza delle dinamiche d’onda che destabilizzano il vortice polare.

La propagazione del riscaldamento verso il basso, fino a 200 hPa, indica che gli SSW non sono fenomeni isolati nella stratosfera superiore, ma possono influenzare l’intera colonna atmosferica, con potenziali effetti sulla troposfera. Questo aspetto, osservato già nel 1952, anticipa le successive ricerche sull’accoppiamento stratosfera-troposfera, che avrebbero dimostrato come gli SSW possano modulare pattern climatici come la Modalità Annulare Settentrionale (NAM) e favorire eventi meteorologici estremi, ad esempio ondate di freddo alle medie latitudini. Il rapido raffreddamento post-picco, visibile nel profilo del 28 febbraio, sottolinea la natura transitoria dell’evento nella stratosfera superiore, dove la scala temporale radiativa è breve, ma la persistenza a quote inferiori evidenzia il ruolo degli SSW come driver di variabilità atmosferica a lungo termine.

Implicazioni per la Ricerca Meteorologica
La Figura 4 non è solo un documento storico, ma anche un punto di partenza per la comprensione scientifica degli SSW. Le osservazioni di Scherhag posero le basi per successive indagini sui meccanismi dinamici alla base di questi eventi, come la propagazione e la rottura delle onde planetarie, e sull’interazione tra stratosfera e troposfera. L’evento del 1952, con il suo riscaldamento esplosivo e il cambiamento della circolazione stratosferica, dimostrò che la stratosfera non è una regione isolata, ma un componente attivo del sistema atmosferico globale, capace di influenzare il clima e il tempo superficiale. Inoltre, la rapidità del fenomeno, con un aumento di 37°C in due giorni, e la sua propagazione verso il basso evidenziarono la necessità di sviluppare strumenti e modelli più avanzati per monitorare e prevedere gli SSW, un’esigenza che sarebbe stata affrontata negli anni successivi con l’introduzione di mappe stratosferiche, sistemi di allerta come STRATWARM e, più tardi, dati satellitari.

Conclusione
La Figura 4 offre una rappresentazione dettagliata e quantitativa dell’evoluzione termica della stratosfera durante l’SSW del febbraio 1952, uno dei primi eventi di questo tipo mai documentati. I profili di temperatura del 21, 23 e 28 febbraio mostrano il passaggio da condizioni fredde tipiche del vortice polare a un riscaldamento drammatico, seguito da un rapido raffreddamento, un pattern che riflette la dinamica esplosiva degli SSW. Questo grafico non solo testimonia un evento storico, ma rappresenta anche il punto di partenza per la comprensione scientifica degli SSW, un fenomeno che ha rivoluzionato lo studio della dinamica atmosferica e delle sue interazioni con il clima globale. Le osservazioni di Tempelhof, condotte in un’epoca di limitate capacità osservative, posero le basi per una nuova era di ricerca stratosferica, che continua a evolversi con tecnologie e modelli sempre più avanzati.

Analisi Dettagliata della Figura 5: Evoluzione della Temperatura Stratosferica a 50 hPa sopra Alert durante gli Improvvisi Riscaldamenti Stratosferici negli Anni ’50

Introduzione e Contesto della Figura 5
La Figura 5 rappresenta un’analisi storica dell’evoluzione della temperatura a 50 hPa (circa 20 km di altitudine) sopra Alert, Ellesmere Land, una stazione di osservazione situata nell’estremo nord del Canada (circa 82°N), durante tre inverni degli anni ’50 caratterizzati da eventi di improvviso riscaldamento stratosferico (Sudden Stratospheric Warming, SSW). Alert, grazie alla sua posizione polare, è un sito ideale per monitorare le condizioni stratosferiche dell’Artico, dove gli SSW manifestano il loro impatto più diretto. La figura mostra le variazioni temporali della temperatura in questi inverni, probabilmente 1951/52, 1956/57 e 1957/58, evidenziando i picchi termici associati agli SSW e la loro variabilità stagionale. Questi dati, raccolti in un’epoca in cui le osservazioni stratosferiche stavano diventando più sistematiche grazie a iniziative come l’Anno Geofisico Internazionale (IGY), offrono una testimonianza preziosa della dinamica stratosferica e del ruolo degli SSW nel sistema atmosferico globale.

Struttura Grafica e Parametri Rappresentati
La Figura 5 è un grafico temporale che riporta l’evoluzione della temperatura a 50 hPa sopra Alert durante tre inverni degli anni ’50. La struttura del grafico è la seguente:

• Asse Verticale (Temperatura): La temperatura è espressa in gradi Celsius (°C), con un intervallo che potrebbe variare, ad esempio, da -70°C a -20°C, per coprire le temperature tipiche della stratosfera invernale e le anomalie significative durante gli SSW. Sebbene il testo non specifichi i valori esatti, è possibile dedurre un range realistico sulla base del contesto: le temperature stratosferiche polari in inverno sono generalmente comprese tra -60°C e -70°C, mentre durante un SSW possono aumentare di 20-30°C, raggiungendo valori come -30°C o -25°C.
• Asse Orizzontale (Tempo): Il tempo copre il periodo invernale di ciascun anno, probabilmente da novembre a marzo, i mesi in cui gli SSW sono più probabili nell’emisfero settentrionale. I tick sull’asse potrebbero rappresentare i giorni o i mesi, con una scala temporale che si estende per l’intera stagione invernale (circa 150 giorni). La figura confronta tre inverni distinti, ciascuno rappresentato da una linea separata.
• Linee dei Tre Inverni:
  • La figura mostra tre linee, ciascuna corrispondente a un inverno diverso negli anni ’50. Ogni linea rappresenta l’evoluzione temporale della temperatura a 50 hPa sopra Alert durante quell’inverno, evidenziando i picchi di temperatura associati agli SSW e il ritorno a condizioni più fredde dopo gli eventi.

Condizioni di Fondo della Stratosfera Invernale
Durante l’inverno boreale, la stratosfera polare a 50 hPa è caratterizzata da temperature estremamente basse, tipicamente comprese tra -60°C e -70°C. Questo freddo intenso è il risultato del raffreddamento radiativo, un processo dominante nella stratosfera polare in assenza di insolazione significativa durante i mesi invernali. Inoltre, la presenza del vortice polare, una struttura ciclonica forte e fredda che domina la circolazione stratosferica, contribuisce a mantenere queste temperature basse, con venti occidentali intensi che stabilizzano la regione. Le linee della Figura 5 mostrano inizialmente temperature in questo range, riflettendo le condizioni di fondo della stratosfera polare prima dell’insorgenza degli SSW.

Analisi dei Riscaldamenti Stratosferici nei Tre Inverni
La Figura 5 evidenzia tre episodi di SSW nei rispettivi inverni, ciascuno caratterizzato da un rapido aumento della temperatura seguito da un ritorno a condizioni più fredde. Ecco un’analisi dettagliata:

1. Primo Inverno (ad esempio, 1951/52 o 1952/53):
   La prima linea rappresenta l’evoluzione della temperatura durante un inverno degli anni ’50, che potrebbe corrispondere a un evento precedente, come quello del 1951/52 o 1952/53, periodi in cui furono registrati SSW (ad esempio, il “Fenomeno di Berlino” del 1952). La temperatura inizia a valori bassi, intorno a -65°C, coerenti con un vortice polare freddo e stabile. Durante l’inverno, si osserva un picco significativo, con un aumento di temperatura di circa 20-30°C in pochi giorni, portando la temperatura a valori come -35°C o -30°C. Questo picco è indicativo di un SSW, durante il quale la rottura delle onde planetarie destabilizza il vortice polare, causando una discesa adiabatica dell’aria che si comprime e si riscalda. Dopo il picco, la temperatura diminuisce gradualmente, tornando verso valori più freddi, un processo guidato dal raffreddamento radiativo e dal ripristino graduale del vortice polare.
2. Secondo Inverno (1956/57):
   La seconda linea mostra l’evoluzione della temperatura durante l’inverno 1956/57, un periodo in cui furono documentati SSW significativi (Teweles, 1958). Anche in questo caso, la temperatura inizia a valori bassi, intorno a -60°C o -65°C, riflettendo le condizioni tipiche della stratosfera invernale. Si osserva quindi un rapido aumento, probabilmente di 20-30°C, che porta la temperatura a valori come -30°C o -25°C. Questo riscaldamento è il risultato della discesa adiabatica dell’aria, un processo innescato dalla rottura delle onde planetarie che trasferiscono energia e quantità di moto al flusso stratosferico, rallentando i venti occidentali e causando il collasso del vortice polare. Il picco di temperatura, che potrebbe essere avvenuto a gennaio o febbraio, è seguito da un raffreddamento graduale, con la temperatura che torna verso valori più freddi entro marzo. Questo pattern di riscaldamento e successivo raffreddamento è una firma caratteristica degli SSW, che possono variare in intensità e durata.
3. Terzo Inverno (1957/58):
   La terza linea rappresenta l’inverno 1957/58, un altro periodo in cui furono registrati SSW intensi (Teweles & Finger, 1958). La temperatura segue un andamento simile a quello degli altri inverni, iniziando a valori bassi (circa -60°C) e mostrando un picco di riscaldamento durante l’inverno, con un aumento di temperatura simile a quello degli altri anni, raggiungendo valori come -30°C o -25°C. La dinamica di questo SSW è analoga a quella degli altri eventi: la rottura delle onde planetarie provoca un collasso del vortice polare, con una conseguente discesa adiabatica dell’aria che genera un riscaldamento significativo. Dopo il picco, la temperatura diminuisce gradualmente, riflettendo il ritorno a condizioni più fredde sotto l’influenza del raffreddamento radiativo e della riorganizzazione della circolazione stratosferica.

Variabilità Temporale degli SSW
Un aspetto chiave evidenziato dalla Figura 5 è la variabilità temporale degli SSW nei tre inverni analizzati. I picchi di temperatura si verificano in momenti diversi dell’inverno in ciascun anno: ad esempio, il riscaldamento potrebbe essere avvenuto a gennaio in un inverno, a febbraio in un altro e a marzo in un terzo. Questa variabilità riflette la natura episodica e imprevedibile degli SSW, che dipendono da fattori dinamici complessi, come l’intensità e la tempistica dell’attività delle onde planetarie, la presenza di blocchi troposferici e le condizioni del vortice polare. Gli SSW si verificano in media ogni 1-2 anni nell’emisfero settentrionale, ma la loro distribuzione temporale all’interno della stagione invernale è irregolare, un aspetto che rende la loro previsione una sfida significativa per la meteorologia moderna.

Evoluzione Post-SSW e Persistenza degli Effetti
Dopo ciascun picco di temperatura, le linee mostrano un ritorno graduale a temperature più fredde, un processo guidato dal raffreddamento radiativo, che è particolarmente efficace nella stratosfera superiore, e dal ripristino del vortice polare. Tuttavia, il testo indica che a quote inferiori (ad esempio, sotto i 20 km), gli effetti degli SSW possono persistere per settimane o mesi, un fenomeno noto come persistenza delle anomalie termiche nella stratosfera inferiore. A 50 hPa, la Figura 5 mostra che il riscaldamento si dissipa relativamente rapidamente, entro poche settimane, ma la propagazione verso quote inferiori può influenzare la dinamica troposferica, ad esempio attraverso la modulazione della Modalità Annulare Settentrionale (NAM), con potenziali impatti sul tempo superficiale, come ondate di freddo alle medie latitudini.

Significato Scientifico e Contesto Storico
La Figura 5 rappresenta una testimonianza fondamentale del progresso nella comprensione degli SSW durante gli anni ’50, un periodo cruciale per lo studio della dinamica stratosferica. Le misurazioni a Alert, situate in una delle regioni più settentrionali del pianeta, offrono un punto di vista privilegiato sulla stratosfera polare, dove gli SSW hanno l’impatto più diretto. I picchi di temperatura osservati nei tre inverni sono una firma chiara della discesa adiabatica associata al collasso del vortice polare, un processo innescato dalla rottura delle onde planetarie. Questo meccanismo, che porta a un riscaldamento di 20-30°C in pochi giorni, è una caratteristica distintiva degli SSW e riflette la complessità delle interazioni dinamiche nella stratosfera.

La variabilità temporale degli SSW, evidenziata dalla diversa tempistica dei picchi nei tre inverni, sottolinea la natura episodica di questi eventi e la loro dipendenza da fattori dinamici non lineari. Questa osservazione ha contribuito a consolidare la classificazione degli SSW, distinguendo tra riscaldamenti minori e maggiori e tra eventi di pieno inverno e finali, come proposto negli anni successivi (ad esempio, nel rapporto WMO/IQSY del 1964). Inoltre, i dati di Alert confermano che gli SSW sono un fenomeno ricorrente nella stratosfera invernale, un’osservazione che ha stimolato ulteriori ricerche sui loro meccanismi dinamici e sui loro impatti a lungo termine.

Implicazioni per la Ricerca Meteorologica
La Figura 5 non è solo un documento storico, ma anche un punto di partenza per la comprensione scientifica degli SSW. Le osservazioni degli anni ’50, condotte in un periodo di crescente interesse per la stratosfera grazie a iniziative come l’IGY, posero le basi per lo studio sistematico di questi eventi. I dati di Alert dimostrano che gli SSW non sono fenomeni isolati, ma parte di un pattern ricorrente che influenza la dinamica stratosferica e, potenzialmente, quella troposferica. La variabilità temporale e l’intensità dei riscaldamenti evidenziati nella figura sottolineano la necessità di sviluppare strumenti e modelli avanzati per monitorare e prevedere gli SSW, un’esigenza che sarebbe stata affrontata negli anni successivi con l’introduzione di mappe stratosferiche, sistemi di allerta come STRATWARM e, più tardi, dati satellitari. Inoltre, la persistenza degli effetti degli SSW a quote inferiori anticipa il ruolo di questi eventi nelle interazioni stratosfera-troposfera, un tema centrale nella meteorologia moderna.

Conclusione
La Figura 5 fornisce una rappresentazione chiara e quantitativa dell’evoluzione della temperatura a 50 hPa sopra Alert durante tre inverni degli anni ’50, evidenziando la presenza di SSW e la loro variabilità temporale. I picchi di temperatura, che riflettono aumenti di 20-30°C in pochi giorni, sono una firma diretta della discesa adiabatica associata al collasso del vortice polare, un processo fondamentale degli SSW. La figura non solo documenta eventi storici, ma rappresenta anche un passo cruciale nella comprensione della dinamica stratosferica, contribuendo a gettare le basi per lo studio degli SSW e dei loro impatti sul sistema atmosferico globale. Questi dati hanno stimolato ulteriori ricerche sui meccanismi dinamici degli SSW e sulle loro connessioni con il clima e il tempo superficiale, un campo di studio che continua a evolversi con tecnologie e modelli sempre più avanzati.

Analisi Dettagliata della Figura 6: Un Esempio di Accoppiamento Stratosfera-Troposfera durante l’Improvviso Riscaldamento Stratosferico del Gennaio 1963

Introduzione e Contesto della Figura 6
La Figura 6 rappresenta un’analisi storica di un evento di improvviso riscaldamento stratosferico (Sudden Stratospheric Warming, SSW) avvenuto nel gennaio 1963, documentato da Scherhag (1965), che offre una delle prime evidenze osservative dell’accoppiamento tra stratosfera e troposfera. La figura si compone di tre pannelli: due mappe di altezza geopotenziale a 10 hPa (circa 30 km, stratosfera media) che mostrano l’evoluzione dell’SSW, e una mappa della pressione superficiale che evidenzia la risposta troposferica successiva. Questi pannelli illustrano la dinamica atmosferica durante e dopo l’SSW, evidenziando come un evento stratosferico possa influenzare la circolazione troposferica su scala emisferica. La figura, realizzata in un’epoca in cui le osservazioni stratosferiche stavano diventando più sistematiche grazie a iniziative come l’Anno Geofisico Internazionale (IGY), rappresenta un passo cruciale nella comprensione delle interazioni stratosfera-troposfera e del ruolo degli SSW nel sistema atmosferico globale.

Struttura Grafica e Dati Rappresentati
La Figura 6 è composta da tre pannelli che coprono l’evoluzione dell’SSW del 1963 in tre momenti distinti:

1. Pannello Sinistro: Mappa di Altezza a 10 hPa, 18 Gennaio 1963 (Inizio dell’SSW):
   Questo pannello mostra il campo di altezza geopotenziale a 10 hPa il 18 gennaio, all’inizio dell’evento di SSW. Le linee rappresentano le isoipse, ovvero linee di uguale altezza geopotenziale, probabilmente espresse in decametri (dam), che descrivono la struttura della circolazione stratosferica. Le isoipse più ravvicinate indicano gradienti geopotenziali più forti, associati a venti più intensi, mentre isoipse più distanziate segnalano venti più deboli. La scala delle altezze geopotenziali potrebbe variare, ad esempio, da 2800 a 3200 dam, riflettendo la variabilità tipica della stratosfera polare in inverno. La mappa copre l’emisfero settentrionale, con particolare attenzione alla regione polare, dove il vortice polare è normalmente dominante.
2. Pannello Centrale: Mappa di Altezza a 10 hPa, 27 Gennaio 1963 (Picco dell’SSW):
   Il secondo pannello mostra il campo di altezza geopotenziale a 10 hPa il 27 gennaio, al culmine dell’SSW. Anche qui, le isoipse rappresentano la distribuzione delle altezze geopotenziali, con la stessa scala del pannello precedente. Questo pannello cattura la stratosfera nel momento di massima perturbazione, quando il vortice polare è collassato o fortemente indebolito.
3. Pannello Destro: Mappa della Pressione Superficiale, 31 Gennaio 1963:
   Il terzo pannello mostra il campo di pressione a livello del mare (SLP, Sea Level Pressure) il 31 gennaio, pochi giorni dopo il picco dell’SSW. Le linee rappresentano le isobare, ovvero linee di uguale pressione, probabilmente espresse in hPa, con un intervallo che potrebbe essere di 4 hPa (ad esempio, da 980 a 1020 hPa). La mappa copre l’emisfero settentrionale, con un focus sulla regione artica, dove si osserva la risposta troposferica all’SSW.

Analisi dei Pannelli e Interpretazione Dinamica
La Figura 6 illustra l’evoluzione dell’SSW del 1963 e i suoi effetti sulla stratosfera e sulla troposfera, evidenziando il fenomeno di accoppiamento stratosfera-troposfera:

1. 18 Gennaio 1963 (Inizio dell’SSW):
   La mappa del 18 gennaio rappresenta la stratosfera a 10 hPa nelle fasi iniziali dell’SSW. In condizioni normali, il vortice polare è una struttura ciclonica forte e fredda, centrata sul Polo Nord, con isoipse circolari che indicano venti occidentali intensi. A questa data, tuttavia, il vortice polare mostra segni di perturbazione, probabilmente a causa dell’attività delle onde planetarie su larga scala, come un’onda di numero d’onda 1 o 2. La mappa potrebbe mostrare un’elongazione o uno spostamento del vortice dal Polo Nord, con isoipse che indicano un gradiente geopotenziale meno pronunciato nella regione polare. Questo suggerisce che il vortice sta iniziando a indebolirsi sotto l’influenza delle onde planetarie, che trasportano energia e quantità di moto dalla troposfera alla stratosfera. A 10 hPa, le temperature nella regione polare potrebbero essere ancora basse, intorno a -60°C, ma un riscaldamento potrebbe già essere in corso a quote superiori (ad esempio, sopra i 40 km), come suggerito da studi dell’epoca (Stroud et al., 1960). La perturbazione del vortice è il primo segnale dell’SSW che culminerà nei giorni successivi.
2. 27 Gennaio 1963 (Picco dell’SSW):
   La mappa del 27 gennaio rappresenta il culmine dell’SSW, quando il vortice polare è completamente collassato o fortemente indebolito, un segno distintivo di un SSW maggiore. A 10 hPa, la circolazione stratosferica subisce un’inversione drammatica: i venti occidentali, tipici del vortice polare, sono sostituiti da venti orientali, un fenomeno che soddisfa il criterio moderno per un SSW maggiore (Charlton e Polvani, 2007), che richiede un’inversione del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa. Le isoipse nella mappa potrebbero mostrare un anticiclone stratosferico sopra la calotta polare, con valori di altezza geopotenziale più alti nella regione polare rispetto alle medie latitudini, un’inversione del gradiente tipico del vortice polare. Questo cambiamento è associato a un riscaldamento significativo: le temperature a 10 hPa potrebbero essere aumentate di 30-40°C rispetto ai valori iniziali, passando, ad esempio, da -60°C a -20°C o -10°C. Il riscaldamento è il risultato della discesa adiabatica dell’aria, un processo innescato dalla rottura delle onde planetarie. Quando queste onde si rompono, trasferiscono energia al flusso stratosferico, rallentando i venti occidentali e causando il collasso del vortice polare, con una conseguente compressione adiabatica dell’aria che si riscalda rapidamente.
3. 31 Gennaio 1963 (Pressione Superficiale Post-SSW):
   La mappa del 31 gennaio mostra la risposta troposferica all’SSW, con lo sviluppo di un anticiclone superficiale sopra la Groenlandia. Le isobare indicano un’area di alta pressione, con valori che potrebbero essere di 2-4 hPa sopra la media climatologica, coerenti con il fenomeno di amplificazione superficiale del segnale stratosferico descritto nel testo (Baldwin et al., 2019). Questo anticiclone si estende dalla superficie attraverso la troposfera fino alla stratosfera media, un fenomeno che riflette l’accoppiamento stratosfera-troposfera. L’alta pressione è associata a un blocco troposferico, un pattern di alta pressione persistente che altera la circolazione troposferica e può portare a condizioni meteorologiche anomale, come ondate di freddo alle medie latitudini. Il blocco è in linea con le osservazioni di Labitzke (1965), che notò l’insorgenza di un blocco troposferico circa 10 giorni dopo un SSW, e con Quiroz (1977), che rilevò variazioni di temperatura troposferica in seguito a un SSW. La formazione dell’anticiclone sopra la Groenlandia è un segnale diretto dell’influenza dell’SSW sulla troposfera, con un aumento della pressione superficiale che può modulare pattern di circolazione su larga scala, come la Modalità Annulare Settentrionale (NAM).

Significato Scientifico e Contesto Storico
La Figura 6 rappresenta una delle prime evidenze osservative documentate dell’accoppiamento stratosfera-troposfera, un fenomeno che sarebbe diventato centrale nella ricerca meteorologica moderna. L’SSW del 1963, come illustrato nei tre pannelli, mostra una chiara sequenza di eventi:

• Destabilizzazione Iniziale: La mappa del 18 gennaio evidenzia l’inizio della perturbazione del vortice polare, un processo guidato dall’attività delle onde planetarie, che deformano il vortice e preparano il terreno per il collasso.
• Collasso del Vortice Polare: La mappa del 27 gennaio cattura il picco dell’SSW, con un’inversione della circolazione stratosferica e un riscaldamento significativo, segni di un SSW maggiore che altera profondamente la dinamica stratosferica.
• Risposta Troposferica: La mappa del 31 gennaio dimostra che l’SSW ha un impatto diretto sulla troposfera, con lo sviluppo di un anticiclone sopra la Groenlandia, un segnale di amplificazione superficiale del segnale stratosferico che si manifesta come un blocco troposferico.

Questo accoppiamento stratosfera-troposfera ha implicazioni significative per la previsione meteorologica. L’anticiclone superficiale e il blocco troposferico possono alterare i pattern di circolazione su larga scala, come la NAM, portando a condizioni meteorologiche anomale, ad esempio ondate di freddo in Nord America ed Eurasia. La figura sottolinea l’importanza di includere informazioni stratosferiche nei modelli di previsione, un’intuizione che Scherhag aveva già avanzato nel 1952, notando una diminuzione dell’accuratezza delle previsioni dopo l’SSW del 1952, probabilmente a causa della mancanza di dati stratosferici nei modelli dell’epoca. Studi successivi, come quelli di Labitzke (1965) e Quiroz (1977), hanno confermato che gli SSW possono indurre variazioni significative nella troposfera, con effetti che persistono per settimane e influenzano il tempo superficiale.

Implicazioni per la Ricerca Meteorologica
La Figura 6, documentata da Scherhag (1965), rappresenta un passo fondamentale nella comprensione degli SSW e delle loro interazioni con la troposfera. Le mappe mostrano come un evento stratosferico possa propagarsi verso il basso, influenzando la dinamica troposferica e il tempo superficiale, un fenomeno che sarebbe stato ulteriormente esplorato con l’avvento di dati satellitari e modelli numerici più avanzati. L’SSW del 1963, con la sua chiara sequenza di destabilizzazione del vortice polare, collasso e risposta troposferica, evidenzia la natura interconnessa dell’atmosfera terrestre e il ruolo degli SSW come driver di variabilità su scala globale. Questo esempio precoce di accoppiamento stratosfera-troposfera ha stimolato ulteriori ricerche sui meccanismi dinamici degli SSW, come la propagazione delle onde planetarie e l’amplificazione superficiale, e sull’importanza di integrare dati stratosferici nelle previsioni meteorologiche substagionali, un tema che rimane centrale nella meteorologia moderna.

Conclusione
La Figura 6 fornisce una rappresentazione visiva e quantitativa dell’evoluzione di un SSW nel gennaio 1963 e del suo impatto sulla stratosfera e sulla troposfera, offrendo una delle prime evidenze di accoppiamento stratosfera-troposfera. Le mappe di altezza a 10 hPa del 18 e 27 gennaio mostrano il passaggio da un vortice polare stabile a un collasso completo, con un’inversione della circolazione e un riscaldamento significativo, mentre la mappa della pressione superficiale del 31 gennaio evidenzia la risposta troposferica, con lo sviluppo di un anticiclone sopra la Groenlandia. Questa sequenza rappresenta un esempio storico dell’influenza degli SSW sulla dinamica atmosferica a diverse altitudini, sottolineando il loro ruolo come driver di variabilità climatica e la loro importanza per la previsione meteorologica. La figura, realizzata in un’epoca di osservazioni limitate, testimonia l’evoluzione della comprensione degli SSW e delle loro interazioni con il sistema atmosferico, aprendo la strada a decenni di ricerca sulla dinamica stratosferica e le sue implicazioni globali.

3. Tipologie e Classificazione degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW)

Gli Stratospheric Sudden Warmings (SSW), fenomeni dinamici di grande rilevanza nella dinamica atmosferica stratosferica, sono stati oggetto di studio sin dalla loro scoperta nella metà del XX secolo. Nei decenni successivi, l’Organizzazione Meteorologica Mondiale (WMO) ha istituito un programma internazionale di monitoraggio denominato STRATALERT, sotto la guida di Karin Labitzke della Freie Universität di Berlino, con l’obiettivo di identificare e caratterizzare questi eventi. Le prime metriche sviluppate per il rilevamento degli SSW si focalizzavano principalmente sulle variazioni di temperatura nella stratosfera polare, poiché il rapido e marcato riscaldamento stratosferico rappresentava una delle caratteristiche più evidenti e misurabili tramite strumenti come radiosonde e razzosonde. Nel 1964, nell’ambito del programma WMO/IQSY, furono definite le caratteristiche distintive degli SSW “maggiori”, distinguendoli dagli eventi minori attraverso due criteri principali: l’inversione della direzione dei venti zonali medi (da occidentali a orientali) a latitudini polari superiori a 60° e un incremento significativo della temperatura media zonale a nord di tale latitudine, misurato a una pressione di 10 hPa (Labitzke, 1981; McInturff, 1978; WMO/IQSY, 1964). L’introduzione del criterio di inversione dei venti zonali si fonda sulla teoria dell’interazione tra onde planetarie e flusso medio, secondo la quale le onde planetarie quasi-stazionarie non possono propagarsi in presenza di venti orientali (Charney & Drazin, 1961; Matsuno, 1971; Palmer, 1981). Questa proprietà dinamica implica che, durante un SSW maggiore, la propagazione verticale delle onde dalla troposfera verso la stratosfera media e alta viene inibita, segnando una distinzione fondamentale rispetto agli eventi minori. È straordinario notare come queste metriche, formulate sulla base di un numero limitato di osservazioni disponibili all’epoca, continuino a costituire il fondamento per la classificazione degli SSW, dimostrando la robustezza delle definizioni originarie.

La metrica più ampiamente adottata per identificare gli SSW maggiori è stata proposta da Charlton e Polvani (2007), d’ora in poi denominata CP07, che rappresenta un’evoluzione delle definizioni precedenti. Questa metrica stabilisce che un SSW maggiore si verifica quando si osserva un’inversione dei venti zonali medi giornalieri da occidentali a orientali a 60°N di latitudine e a 10 hPa, nel periodo compreso tra novembre e aprile. Inoltre, CP07 introduce ulteriori criteri temporali per garantire una chiara distinzione tra eventi: le inversioni dei venti devono essere separate da almeno 20 giorni consecutivi di venti occidentali, e i venti devono ritornare a una configurazione occidentale per almeno 10 giorni consecutivi prima del 30 aprile per qualificare l’evento come un SSW di metà inverno. Il requisito di un aumento del gradiente di temperatura, inizialmente incluso nelle definizioni precedenti, è stato ritenuto in gran parte superfluo, poiché l’inversione dei venti zonali implica quasi invariabilmente un riscaldamento stratosferico significativo, come previsto dal principio dell’equilibrio del vento termico. Tuttavia, la sensibilità della metrica CP07 a parametri come la latitudine, l’altitudine e la soglia di indebolimento del vento zonale è stata evidenziata in studi successivi (Butler et al., 2015). Nonostante ciò, la scelta di misurare l’inversione a 10 hPa e 60°N si è rivelata ottimale per catturare le caratteristiche dinamiche e gli impatti più rilevanti degli SSW maggiori, come dimostrato da Butler e Gerber (2018). L’adozione di una metrica standardizzata come quella di CP07 ha facilitato il confronto sistematico tra simulazioni di modelli climatici globali (Ayarzagüena, Polvani, et al., 2018; Charlton-Perez et al., 2013; Kim et al., 2017) e dataset di rianalisi meteorologica (Ayarzagüena et al., 2019; Butler et al., 2017; Martineau et al., 2018; Palmeiro et al., 2015), garantendo una maggiore coerenza nell’analisi degli SSW su scala globale.

È opportuno contestualizzare lo sviluppo della metrica CP07, che è emersa in un periodo caratterizzato da un crescente utilizzo di simulazioni di modelli climatici globali, i quali richiedevano metodi di valutazione della stratosfera basati su dataset grigliati di grandi dimensioni (Charlton-Perez et al., 2013). In tale contesto, un obiettivo chiave della metrica CP07 era minimizzare la quantità di dati necessari per il calcolo, rendendola facilmente applicabile a una vasta gamma di dataset. Tuttavia, con l’avvento di una maggiore disponibilità di output dinamici derivati da simulazioni modellistiche (Gerber & Manzini, 2016), questa esigenza di semplicità è diventata meno stringente. Di conseguenza, è importante sottolineare che la metrica CP07 è stata concepita come uno strumento pratico per identificare gli estremi di indebolimento del vortice polare, piuttosto che come un criterio assoluto per selezionare eventi di rilevanza univoca. In media, questa metrica identifica circa sei SSW maggiori per decennio nell’emisfero settentrionale, sebbene la frequenza di questi eventi mostri una marcata variabilità su scala decennale (Reichler et al., 2012). Ad esempio, gli anni ’90 hanno registrato solo due SSW (nel 1998 e 1999), mentre gli anni 2000 ne hanno contati nove, secondo la definizione CP07. Studi basati su ricostruzioni della frequenza degli SSW, utilizzando indici come l’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO) a livello superficiale, suggeriscono che le decadi successive al 1970 abbiano esibito una variabilità decennale più pronunciata rispetto alla metà del XX secolo. In particolare, gli anni ’90 rappresentano probabilmente il periodo più lungo privo di SSW significativi dal 1850 (Domeisen, 2019), evidenziando l’importanza di considerare la variabilità climatica di lungo termine nella comprensione di questi fenomeni.

In sintesi, la classificazione degli SSW si basa su metriche consolidate che combinano osservazioni dinamiche e termodinamiche, con la metrica CP07 che rappresenta uno standard di riferimento per la comunità scientifica. Tuttavia, l’evoluzione delle capacità computazionali e osservative invita a una riflessione continua sull’adeguatezza di queste definizioni, al fine di migliorare la comprensione dei processi stratosferici e delle loro interazioni con il sistema climatico globale.L’applicazione della metrica proposta da Charlton e Polvani (2007), nota come CP07, al vortice polare dell’emisfero australe (SH), che considera l’inversione dei venti zonali medi giornalieri a 60°S e 10 hPa nel periodo tra maggio e ottobre, evidenzia la rarità degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) maggiori in questa regione. Le rianalisi disponibili dal 1958 identificano un unico evento classificabile come SSW maggiore, verificatosi il 26 settembre 2002 (Shepherd et al., 2005). Questo risultato sottolinea profonde differenze dinamiche e climatologiche tra l’emisfero boreale (NH) e l’emisfero australe, dove la maggiore stabilità del vortice polare australe limita la frequenza di tali eventi estremi. Tuttavia, un episodio significativo si è verificato a metà settembre 2019, caratterizzato da un anomalo indebolimento del vortice polare nell’SH (Hendon et al., 2019; Rao et al., 2020). Sebbene questo evento non abbia soddisfatto i criteri CP07 per essere classificato come SSW maggiore, la sua rilevanza non dovrebbe essere sottovalutata. L’evento ha infatti stabilito nuovi record di temperatura nella media stratosfera per il mese di settembre, e la sua influenza discendente è stata associata a uno spostamento eccezionalmente persistente del getto stratosferico verso latitudini equatoriali. Questo fenomeno ha avuto impatti significativi sul clima superficiale, contribuendo, ad esempio, all’insorgenza di vasti incendi boschivi in Australia (Lim et al., 2019). Ciò evidenzia la necessità di adottare diagnostiche supplementari per valutare l’importanza degli eventi estremi del vortice polare in entrambi gli emisferi, poiché anche un SSW classificato come “minore” può generare conseguenze socio-economiche di portata rilevante.

Oltre alla distinzione tra SSW maggiori e minori, la classificazione degli SSW tiene conto anche della morfologia dell’evento, che può manifestarsi come uno spostamento del vortice polare dal polo (displacement) o come una sua divisione in due parti distinte (split). Per distinguere questi due tipi di eventi sono stati sviluppati diversi metodi analitici (Charlton & Polvani, 2007; Lehtonen & Karpechko, 2016; Mitchell et al., 2011; Seviour et al., 2013—“metodo geometrico basato sui momenti”). Analizzando i 36 SSW maggiori osservati nel periodo 1958–2012, circa un terzo di essi può essere chiaramente identificato come split e un altro terzo come displacement, con una certa coerenza tra i diversi metodi (Gerber et al., 2021). Tuttavia, la classificazione del restante terzo degli eventi risulta più ambigua, probabilmente a causa della complessità di alcuni episodi in cui il vortice polare subisce sia uno spostamento che una divisione nell’arco di pochi giorni (Rao et al., 2019). Questa variabilità morfologica riflette la complessità delle dinamiche stratosferiche e sottolinea la necessità di approcci analitici più sofisticati per una caratterizzazione completa.

Un ulteriore livello di classificazione degli SSW si basa sul numero d’onda zonale dei pattern troposferici che fungono da precursori dell’evento. Questi pattern, prevalentemente di onda 1 e onda 2, giocano un ruolo cruciale nell’innesco degli SSW (Cohen & Jones, 2011; Garfinkel et al., 2010; Tung & Lindzen, 1979a; Woollings et al., 2010). In particolare, il fenomeno del blocking, ovvero la presenza di un’anomalia persistente di alta pressione, è stato associato a specifici pattern dinamici. Ad esempio, il blocking nelle regioni del Pacifico e dell’Atlantico settentrionale/Scandinavia è legato alla forzante di onda 2, che tende a favorire eventi di split del vortice polare (Martius et al., 2009). Al contrario, anomalie di bassa pressione sul Pacifico settentrionale/Isole Aleutine, accompagnate da blocking euro-atlantico, sono tipicamente associate a una forzante di onda 1, che promuove principalmente eventi di displacement (Castanheira & Barriopedro, 2010). Mentre gli eventi di displacement sono quasi esclusivamente preceduti da una forzante di onda 1, gli eventi di split possono essere innescati sia da onda 1 che da onda 2 (Bancalá et al., 2012; Barriopedro & Calvo, 2014). In molti casi, gli eventi di split mostrano una sequenza dinamica caratterizzata da un iniziale incremento della forzante di onda 1, seguito da un successivo aumento di onda 2, evidenziando la complessità delle interazioni tra troposfera e stratosfera.

Pur concentrandosi sugli SSW, che rappresentano gli estremi più deboli del vortice polare, è fondamentale riconoscere che questi eventi costituiscono solo una parte di un ampio spettro di variabilità dinamica stratosferica polare. Tale variabilità, che include deviazioni minori dalla climatologia così come gli estremi più intensi del vortice polare (illustrata nella Figura 1 con valori giornalieri massimi e minimi in linee nere), può influenzare significativamente il coupling stratosfera-troposfera, i processi di trasporto atmosferico e le dinamiche chimiche. La variabilità stratosferica polare raggiunge il suo massimo da gennaio a marzo nell’NH e da settembre a novembre nell’SH, sebbene nell’emisfero australe sia generalmente meno pronunciata. Gli estremi osservati in diverse fasi dell’inverno possono evolvere in modo distinto; ad esempio, le “Canadian Warmings”, caratterizzate dall’amplificazione dell’alta pressione delle Aleutine nella bassa e media stratosfera dell’NH, rappresentano il tipo predominante di riscaldamento stratosferico nell’inverno boreale precoce (Labitzke, 1977). I “final warmings”, invece, corrispondono alla transizione stagionale del vortice polare da una configurazione occidentale a una orientale. Nell’NH, la tempistica e le caratteristiche di questa transizione mostrano una notevole variabilità interannuale, con impatti superficiali che possono differire da quelli associati agli SSW di metà inverno (Ayarzagüena & Serrano, 2009; Butler et al., 2019; Hardiman et al., 2011; Thiéblemont et al., 2019). Nell’SH, la tempistica del final warming contribuisce in misura significativa alla variabilità climatica superficiale nella tarda primavera e in estate australe (Byrne & Shepherd, 2018; Lim et al., 2018).

Per catturare l’intera gamma della variabilità stratosferica polare, sono state proposte metriche alternative che superano i limiti delle definizioni tradizionali. Tra queste, le tecniche basate sulle funzioni ortogonali empiriche (EOF) hanno guadagnato particolare attenzione. La prima EOF delle anomalie di altezza geopotenziale, nota come “modo anulare” (Baldwin & Dunkerton, 1999, 2001; Baldwin & Thompson, 2009; Gerber et al., 2010), descrive le fluttuazioni di massa tra il cappuccio polare e le regioni extratropicali, offrendo una rappresentazione sintetica della variabilità stratosferica. Analogamente, le EOF dei profili verticali di temperatura del cappuccio polare sono state utilizzate per identificare estremi di vortice debole, come gli SSW, caratterizzati da periodi di recupero prolungati, noti come “Polar-night Jet Oscillations” (PJOs) (Hitchcock & Shepherd, 2012; Hitchcock et al., 2013; Kuroda & Kodera, 2004). Un vantaggio significativo delle metriche basate su EOF è la loro capacità di definire soglie per gli estremi in termini di anomalie rispetto alla climatologia, piuttosto che attraverso valori assoluti, come nella metrica CP07 basata sui venti zonali. Questo approccio consente di rilevare eventi anomali in un contesto di cambiamenti climatici di lungo termine, rendendo tali metriche particolarmente adatte per l’analisi di dataset moderni (Kim et al., 2017; McLandress & Shepherd, 2009). In conclusione, l’integrazione di queste metriche avanzate con le definizioni tradizionali offre un quadro più completo per comprendere la dinamica stratosferica e i suoi impatti sul sistema climatico globale.

4. Evoluzione delle Teorie Dinamiche degli Stratospheric Sudden Warmings

Gli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) rappresentano un fenomeno atmosferico di straordinaria complessità, interpretato come il risultato di intense interazioni bidirezionali tra le onde planetarie che si propagano verso l’alto dalla troposfera e il flusso medio stratosferico. Questi eventi estremi, che comportano perturbazioni significative del flusso stratosferico, sfidano i paradigmi tradizionali della dinamica atmosferica, in particolare il concetto di onde che si propagano su un flusso medio ben definito. Il vortice polare, un sistema di venti occidentali che domina la stratosfera invernale, può essere destabilizzato da perturbazioni ondulatorie di grande ampiezza, principalmente tipicamente onde quasi-stazionarie di scala planetaria con numeri d’onda zonali 1 e 2. Quando queste onde esercitano una forzante sufficiente sul flusso medio stratosferico, si verifica un SSW, caratterizzato dalla disgregazione del vortice polare occidentale e dall’instaurarsi di venti orientali in prossimità di 10 hPa e 60°N. La decelerazione dei venti nel vortice polare induce un movimento dell’aria verso il polo per conservare il momento angolare, accompagnato da una discesa significativa sopra il cappuccio polare (illustrata con frecce nella Figura 2). Questo movimento discendente genera un riscaldamento adiabatico che si manifesta nei rapidi aumenti di temperatura osservati nel cappuccio polare, con incrementi che si realizzano nell’arco di pochi giorni, rendendo gli SSW uno dei fenomeni più spettacolari della dinamica stratosferica.

La propagazione delle onde nella stratosfera è fortemente influenzata dalle condizioni del flusso medio. I venti occidentali intensi del getto della notte polare, tipici della stratosfera invernale, inibiscono la propagazione di tutte le onde, ad eccezione di quelle di scala planetaria più grandi, come stabilito dalla teoria classica di Charney e Drazin (1961). Le onde planetarie possono originarsi attraverso diversi meccanismi, tra cui l’instabilità baroclina (Domeisen & Plumb, 2012; Hartmann, 1979) o un processo di cascata verso scale maggiori a partire da onde sinottiche (Boljka & Birner, 2020; Scinocca & Haynes, 1998). Tuttavia, la loro forzante principale deriva da caratteristiche di scala planetaria alla superficie terrestre, come la topografia montuosa e il contrasto termico tra terra e mare (Garfinkel et al., 2020). La maggiore simmetria zonale dell’emisfero australe, caratterizzata da una minore presenza di forzanti topografiche e contrasti termici rispetto all’emisfero boreale, spiega la quasi esclusiva occorrenza degli SSW nell’emisfero nord. Tuttavia, è errato considerare la stratosfera come un sistema passivo che risponde esclusivamente alle forzanti troposferiche; al contrario, la stratosfera svolge un ruolo attivo nel modulare la dinamica atmosferica.

La varietà degli SSW osservati evidenzia due principali meccanismi di innesco. In alcuni casi, gli SSW sono provocati da impulsi anomali di attività ondulatoria planetaria originati nella troposfera, che destabilizzano il vortice polare attraverso un’intensa forzante. In altri casi, la stratosfera stessa regola la propagazione delle onde verso l’alto, amplificando o attenuando l’impatto delle forzanti troposferiche. Nonostante queste differenze, tutte le teorie dinamiche concordano sul fatto che il riscaldamento profondo e prolungato del vortice polare durante un SSW è il risultato della dissipazione sostenuta dell’attività ondulatoria nella stratosfera. Questo processo avviene principalmente attraverso il breaking non lineare delle onde e il mescolamento irreversibile dell’aria, che si manifesta nella convergenza del flusso di Eliassen-Palm, un indicatore chiave dell’interazione tra onde e flusso medio. Una volta che il vortice polare viene distrutto, il forte raffreddamento radiativo che caratterizza la stratosfera invernale facilita la sua ricostituzione, a patto che l’evento si verifichi con sufficiente anticipo rispetto alla fine dell’inverno. Tuttavia, questo processo di recupero, dominato dalla dinamica radiativa, può richiedere diverse settimane, come illustrato nella Figura 3, durante le quali la stratosfera rimane in uno stato di anomalia dinamica.

La dinamica degli SSW è ulteriormente complicata dall’accoppiamento tra la rotazione terrestre e la stratificazione atmosferica, che lega il trasporto di calore verso il polo, indotto dalle onde, a un trasporto verso il basso del momento angolare occidentale. Questo accoppiamento risulta in un riscaldamento della stratosfera polare che avviene in concomitanza con la completa disgregazione del vortice polare climatologico durante un evento di riscaldamento maggiore. Tale interazione dinamica non solo determina l’evoluzione dell’SSW, ma influisce anche sulle condizioni troposferiche attraverso processi di coupling stratosfera-troposfera, rendendo gli SSW un elemento cruciale per la comprensione della variabilità climatica su scale temporali substagionali.

In sintesi, le teorie dinamiche sviluppate per spiegare gli SSW hanno evidenziato il ruolo centrale delle interazioni tra onde planetarie e flusso medio stratosferico, sottolineando la complessità di questi eventi. L’integrazione di osservazioni, modelli numerici e analisi teoriche ha permesso di costruire un quadro sempre più dettagliato delle dinamiche stratosferiche, ponendo le basi per ulteriori indagini sui meccanismi che governano la variabilità atmosferica e i suoi impatti sul clima superficiale.

4.1. Interazioni Dinamiche tra Onde e Flusso Medio, Processi di Dissipazione e Meccanismi degli SSW

Il vortice polare stratosferico, che domina la dinamica invernale alle alte latitudini, si forma principalmente attraverso un processo di raffreddamento radiativo, guidato dalla ridotta insolazione alle alte latitudini durante l’inverno. Questo fenomeno è dovuto alla diminuzione dell’assorbimento della radiazione ultravioletta da parte dell’ozono, che accentua il gradiente termico tra le regioni polari e quelle equatoriali. La comprensione dei meccanismi che portano agli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) si basa su un quadro teorico che considera le interazioni dinamiche tra le onde atmosferiche e il flusso medio zonale stratosferico. Sebbene questa rappresentazione semplificata venga messa alla prova durante le perturbazioni estreme del flusso caratteristiche degli SSW, specialmente alle alte latitudini dove la struttura del flusso medio si disgrega, la teoria delle interazioni tra onde e flusso medio ha dimostrato una sorprendente capacità di spiegare, almeno in termini qualitativi, i processi dinamici che sottendono questi eventi estremi, offrendo una base robusta per l’analisi della dinamica stratosferica.

La propagazione verso l’alto delle onde di Rossby, un tipo di onda planetaria, attraverso un flusso medio zonale è associata a un flusso di calore diretto verso il polo. Questo flusso di calore potrebbe, in teoria, contribuire al riscaldamento del vortice polare attraverso la convergenza del calore sul fianco polare di un’onda planetaria che si propaga verso l’alto. Tuttavia, la dinamica è complicata dalla presenza di un effetto opposto: le onde inducono un’advezione verticale che provoca un raffreddamento adiabatico nelle regioni dove il flusso di calore tenderebbe a riscaldare l’aria. Parallelamente, sul lato equatoriale del flusso di calore, dove ci si aspetterebbe un raffreddamento, l’aria discende, generando un riscaldamento adiabatico. Nel caso di onde che si propagano in modo conservativo, ossia senza subire dissipazione, queste due tendenze opposte si bilanciano perfettamente quando integrate sull’intera struttura dell’onda, risultando in un effetto netto nullo in termini di riscaldamento o raffreddamento della stratosfera. La transitorietà delle onde, come nel caso di un’onda che si propaga temporaneamente in una regione di interesse, può causare un riscaldamento transitorio del cappuccio polare e una decelerazione del vortice polare, con un’inversione di queste tendenze quando l’onda abbandona la regione. Questo comportamento transitorio evidenzia la complessità delle interazioni dinamiche nella stratosfera e il ruolo delle onde nel modulare le condizioni atmosferiche.

La dinamica cambia drasticamente quando le onde subiscono processi di dissipazione, che possono manifestarsi attraverso meccanismi graduali, come l’attenuazione radiativa o l’attrito, o in modo più catastrofico attraverso il breaking non lineare delle onde. Durante il breaking, l’energia delle onde viene trasferita a scale spaziali più piccole, un processo in cui la dissipazione gioca comunque un ruolo cruciale. Le onde di Rossby, caratterizzate da una velocità di fase intrinsecamente orientale, trasportano momento orientale. Quando queste onde si dissipano, il momento orientale viene trasferito al flusso medio stratosferico, generando una forza orientale che decelera il vortice polare. Questa decelerazione non si limita a rallentare i venti occidentali, ma induce anche un flusso meridionale verso il polo, guidato dalla coppia di Coriolis, e una conseguente discesa dell’aria sopra il cappuccio polare. Questa discesa contrasta il movimento ascendente indotto dalle onde in condizioni conservative, descritto in precedenza. In presenza di una dissipazione estrema delle onde, la tendenza discendente diventa dominante, superando completamente l’effetto ascendente e innescando il rapido e spettacolare riscaldamento della stratosfera polare che caratterizza un SSW. Questo riscaldamento adiabatico, risultante dalla compressione dell’aria discendente, è responsabile degli incrementi di temperatura osservati nel cappuccio polare, che possono raggiungere livelli estremi in pochi giorni.

L’interazione tra la dissipazione delle onde e il flusso medio stratosferico è quindi il motore principale degli SSW, evidenziando il ruolo critico dei processi non lineari nella dinamica stratosferica. La capacità delle onde di Rossby di alterare profondamente la struttura del vortice polare dipende non solo dalla loro ampiezza e dalla loro capacità di propagarsi nella stratosfera, ma anche dalle condizioni del flusso medio che ne modulano la dissipazione. Questi processi dinamici non solo determinano l’evoluzione degli SSW, ma hanno anche implicazioni significative per il coupling stratosfera-troposfera, influenzando la variabilità climatica superficiale su scale temporali substagionali. In conclusione, la teoria delle interazioni tra onde e flusso medio, pur semplificata, fornisce un quadro essenziale per comprendere i meccanismi che governano gli SSW, offrendo spunti fondamentali per ulteriori studi sulla dinamica atmosferica e i suoi impatti sul sistema climatico globale.Nell’ambito della rappresentazione dinamica nota come “Transformed Eulerian Mean” (Andrews & McIntyre, 1976; Edmon et al., 1980), il riscaldamento del cappuccio polare durante un Stratospheric Sudden Warming (SSW) è attribuito al movimento discendente residuo, che assume caratteristiche approssimativamente lagrangiane, indotto dalla dissipazione delle onde planetarie. Ignorando il contributo del riscaldamento diabatico nelle fasi iniziali dell’evento, il riscaldamento adiabatico osservato deriva dalla componente residua del movimento verticale, che tiene conto degli effetti del movimento verticale indotto dalle onde in maniera reversibile. Questa componente residua rappresenta il movimento verticale netto che genera il riscaldamento (attraverso la discesa residua) o il raffreddamento (attraverso l’ascesa residua) del cappuccio polare. Tuttavia, per una descrizione completa delle variazioni di temperatura, è necessario includere anche il contributo del riscaldamento diabatico, come quello derivante dai processi radiativi, che modula l’evoluzione termica della stratosfera durante l’evento.

La dissipazione delle onde planetarie è il principale meccanismo responsabile del riscaldamento del cappuccio polare, un processo che in alcune circostanze può assumere un carattere esplosivo, dando origine a un SSW anche quando le onde stesse mantengono un comportamento lineare. Questo fenomeno è il risultato della natura non lineare dell’accoppiamento dinamico tra le onde e il flusso medio stratosferico (Geisler, 1974; Holton & Mass, 1976; Plumb, 1981). Durante un SSW, il vortice polare può subire uno spostamento significativo dal polo (displacement) o una divisione in due parti distinte (split), violando palesemente l’assunzione teorica di onde che si propagano su un flusso medio zonale ben definito. In questi eventi estremi, la decelerazione del vortice indotta dalle onde e il conseguente riscaldamento del cappuccio polare raggiungono livelli eccezionali. Tuttavia, i meccanismi precisi che innescano tali interazioni dinamiche estreme e portano alla completa disgregazione del vortice polare rimangono un’area di ricerca aperta, con molte domande ancora senza risposta.

Il processo di breaking delle onde associato a un SSW specifico è rappresentato in modo efficace attraverso mappe della vorticità potenziale (PV) su superfici isentropiche, come illustrato nella Figura 7. La PV, che integra la conservazione della massa e del momento angolare, è una quantità materialmente conservata in assenza di processi diabatici, rendendola uno strumento diagnostico ideale per analizzare le dinamiche degli SSW su scale temporali brevi. Le mappe di PV su superfici isentropiche evidenziano il breaking delle onde di Rossby di scala planetaria nella cosiddetta “zona di surf” (McIntyre & Palmer, 1983, 1984), una regione dove le onde si disgregano, generando mescolamento irreversibile. Con l’avanzare dell’inverno, il breaking delle onde nella zona di surf contribuisce a rafforzare il confine del vortice polare, rendendolo più definito. Tuttavia, se il breaking persiste, il vortice può essere spostato dalla sua posizione polare o addirittura diviso in due frammenti. Questi cambiamenti possono essere visualizzati attraverso mappe orizzontali di PV o quantificati misurando l’estensione del vortice polare in termini di PV (Baldwin & Holton, 1988; Butchart & Remsberg, 1986), offrendo una rappresentazione chiara della trasformazione dinamica della stratosfera durante un SSW.

La letteratura scientifica propone due prospettive principali sul ruolo della troposfera nell’innesco degli eventi di breaking delle onde nella stratosfera (vedere sezione 4.2). La prima prospettiva, predominante nei primi studi, attribuisce l’innesco degli SSW a flussi ondulatori anomali provenienti dalla troposfera, che esercitano una forzante sufficiente a destabilizzare il vortice polare. Questa forzante, spesso definita come “wave drag”, può accumularsi nel tempo, portando alla distruzione del vortice se mantenuta per un periodo sufficientemente lungo. La seconda prospettiva suggerisce che, anche in presenza di un campo ondulatorio troposferico non necessariamente anomalo, il vortice polare stratosferico possa instaurare un feedback dinamico con le onde, amplificando reciprocamente entrambi i componenti in un processo che richiama fenomeni di risonanza (Plumb, 1981). Questo meccanismo di amplificazione interna evidenzia il ruolo attivo della stratosfera nel modulare la dinamica degli SSW, superando la visione di una stratosfera che risponde passivamente alle forzanti troposferiche.

Indipendentemente dal meccanismo di innesco, una volta che la circolazione primaria del vortice polare collassa e si instaurano venti orientali, la propagazione verticale delle onde di Rossby stazionarie viene inibita. Le onde stazionarie richiedono la presenza di venti occidentali per controbilanciare la loro intrinseca propagazione orientale; in loro assenza, si forma una “linea critica” che impedisce la propagazione delle onde. Questa linea critica provoca un accumulo di dissipazione delle onde immediatamente al di sotto di essa, associato a un’ulteriore accelerazione orientale del flusso e a un rapido abbassamento della linea critica stessa (Matsuno, 1971). La progressione verso il basso delle anomalie dei venti zonali che ne risulta presenta analogie meccanicistiche con l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) (Plumb & Semeniuk, 2003), ma si verifica su scale temporali estremamente rapide, dell’ordine di giorni, rispetto agli anni caratteristici della QBO. Questo rapido sviluppo delle anomalie dinamiche sottolinea la natura esplosiva degli SSW e la loro capacità di trasformare profondamente la struttura della stratosfera in tempi brevi, con implicazioni significative per il coupling stratosfera-troposfera e la variabilità climatica superficiale.

La Figura 7 presenta una dettagliata analisi dell’evoluzione del vortice polare stratosferico durante un evento di Stratospheric Sudden Warming (SSW) verificatosi nell’inverno 2018/19, attraverso una sequenza di mappe che rappresentano la vorticità potenziale (PV, Potential Vorticity) sulla superficie isentropica di 850 K, corrispondente a un livello nella stratosfera media, approssimativamente intorno ai 30 km di altitudine. Questa sequenza temporale comprende sei date chiave—5, 12, 19 e 26 dicembre 2018, e 2 e 9 gennaio 2019—e offre una rappresentazione visiva dell’evoluzione dinamica del vortice polare nell’emisfero boreale, evidenziando le fasi di spostamento (displacement) e successiva divisione (split) del vortice, due configurazioni morfologiche tipiche degli eventi di SSW.

Ogni pannello della figura mostra una mappa polare centrata sul polo nord, con le latitudini che si estendono verso l’esterno fino a circa 30°N, coprendo quindi l’intera regione polare e parte delle latitudini medie. La vorticità potenziale, espressa in unità di PVU (Potential Vorticity Units), è rappresentata tramite una scala cromatica che varia dal blu scuro, indicativo di valori elevati di PV associati al vortice polare, al verde chiaro, che rappresenta valori più bassi di PV tipici della zona di surf e delle regioni circostanti. La scala di colore, riportata in basso, copre un intervallo da 0 a 800 PVU, consentendo di distinguere chiaramente le strutture dinamiche del vortice polare e le regioni di mescolamento. La PV è una quantità fisica fondamentale in dinamica atmosferica, poiché integra la conservazione della massa e del momento angolare, risultando materialmente conservata in assenza di processi diabatici. Questa proprietà la rende un tracciante ideale per analizzare le dinamiche stratosferiche, in particolare durante eventi estremi come gli SSW, dove il breaking delle onde e le interazioni con il flusso medio giocano un ruolo cruciale.

L’evoluzione del vortice polare durante l’SSW è rappresentata in modo dettagliato attraverso i sei pannelli. Il 5 dicembre 2018, il vortice polare appare in una configurazione iniziale tipica della stagione invernale boreale: è ben definito, centrato sul polo nord e caratterizzato da un’area compatta di alta PV (blu scuro) che occupa gran parte della regione polare. Questa struttura simmetrica riflette la stabilità del vortice prima dell’insorgenza dell’SSW, con venti occidentali forti che lo mantengono coeso. Tuttavia, già il 12 dicembre 2018, si osservano i primi segni di perturbazione: il vortice inizia a spostarsi dal polo, assumendo una forma più allungata e asimmetrica. L’area di alta PV si estende verso l’Europa settentrionale e la Siberia, indicando l’influenza di onde planetarie—tipicamente di tipo onda 1 o onda 2—che iniziano a interagire con il flusso medio stratosferico, destabilizzando il vortice.

Questa tendenza si accentua il 19 dicembre 2018, quando il displacement diventa ancora più evidente. Il vortice polare si è ormai spostato significativamente dal polo, con una porzione rilevante dell’area ad alta PV posizionata sopra l’Europa settentrionale e la Russia occidentale. Parallelamente, si osserva un processo di “stripping”, ovvero la separazione di filamenti di PV dal vortice principale, che vengono trascinati verso la zona di surf, una regione di intenso mescolamento dove le onde planetarie subiscono breaking. Questo processo di erosione del vortice è un indicatore chiave dell’interazione dinamica tra le onde e il flusso medio, che porta a una graduale perdita di integrità strutturale del vortice. Il 26 dicembre 2018, il vortice appare ulteriormente decentrato e distorto, con l’area di alta PV che si frammenta in modo più marcato. I filamenti di PV si estendono verso latitudini inferiori, evidenziando un’attività di breaking delle onde sempre più intensa nella zona di surf, che contribuisce a indebolire ulteriormente il vortice.

Entro il 2 gennaio 2019, il vortice polare è completamente spostato dal polo, come mostrato nel pannello centrale della fila inferiore. A questo stadio, la sua struttura è altamente perturbata: l’area di alta PV è notevolmente ridotta e frammentata, con filamenti di PV che si mescolano con l’aria circostante nella zona di surf. Questo stato rappresenta il culmine del processo di displacement, in cui il vortice ha perso la sua posizione polare originaria a causa della forzante ondulatoria persistente. Infine, il 9 gennaio 2019, si verifica la divisione del vortice (split): il vortice polare, ormai indebolito, si frammenta in due vortici più piccoli, visibili come due distinte aree di alta PV separate geograficamente. Uno dei vortici si trova sopra il Nord America, mentre l’altro è posizionato sopra la Siberia orientale. Questa configurazione di split, spesso associata a una forzante di onda 2, segna una fase avanzata dell’SSW, in cui il vortice polare non è più in grado di mantenere la sua integrità strutturale, cedendo alle intense perturbazioni dinamiche.

Dal punto di vista dinamico, la sequenza illustrata nella Figura 7 rappresenta un caso emblematico di SSW, in cui il vortice polare subisce dapprima uno spostamento dal polo, guidato dall’interazione con onde planetarie, e successivamente una divisione in due lobi distinti. Il processo di breaking delle onde nella zona di surf, evidenziato dallo stripping dei filamenti di PV, è un elemento chiave di questa evoluzione, poiché contribuisce all’erosione del vortice e al mescolamento irreversibile dell’aria stratosferica. La transizione da displacement a split riflette la complessità delle interazioni tra le onde planetarie e il flusso medio, con la forzante di onda 2 che gioca un ruolo determinante nella divisione del vortice. Questo processo dinamico è strettamente legato al riscaldamento adiabatico del cappuccio polare, causato dalla discesa dell’aria sopra la regione polare, un fenomeno caratteristico degli SSW che porta a rapidi incrementi di temperatura nella stratosfera.

La figura è tratta da uno studio di Baldwin et al. (2019), pubblicato con il permesso dell’American Meteorological Society, e rappresenta un esempio standard di come le mappe di PV su superfici isentropiche vengano utilizzate per analizzare la dinamica degli SSW. La visualizzazione della PV consente di tracciare con precisione le strutture dinamiche nella stratosfera, offrendo un quadro chiaro delle trasformazioni del vortice polare durante eventi estremi come quello dell’inverno 2018/19. In conclusione, la Figura 7 fornisce una rappresentazione visiva e scientifica dell’evoluzione di un SSW, evidenziando il passaggio da una configurazione iniziale stabile del vortice polare a uno stato altamente perturbato, caratterizzato da uno spostamento dal polo e una successiva frammentazione in due vortici minori, un processo che riflette l’intensa dinamica stratosferica e le sue interazioni con le forzanti ondulatorie.

4.2. Prospettive Bottom-Up e Top-Down: Un’Evoluzione nella Comprensione dei Meccanismi Dinamici alla Base degli SSW

La comprensione dei meccanismi che innescano gli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) si è evoluta nel tempo, dando luogo a due principali prospettive teoriche: quella “dal basso verso l’alto” (bottom-up) e quella “dall’alto verso il basso” (top-down). La prospettiva bottom-up, che enfatizza il ruolo di una forzante ondulatoria troposferica intensificata, trova le sue radici nel lavoro pionieristico di Matsuno (1971), che ha dimostrato la natura dinamica degli SSW. Matsuno ha simulato l’attivazione di una forzante di onda planetaria di tipo onda 2 al confine inferiore di un modello climatico globale (GCM), approssimativamente al livello della tropopausa. In risposta a questo impulso proveniente dalla troposfera, il modello ha generato un SSW di tipo split, caratterizzato dalla divisione del vortice polare in due parti, evidenziando il ruolo cruciale della forzante troposferica.

Il lavoro di Matsuno ha identificato due criteri fondamentali per l’innesco di un SSW: in primo luogo, gli SSW si verificano solo in presenza di una forzante di onde planetarie dalla troposfera sufficientemente intensa; in secondo luogo, tali eventi richiedono un impulso di forzante ondulatoria eccezionalmente forte per essere attivati. Il primo criterio è supportato dall’osservazione che gli eventi di riscaldamento stratosferico sono significativamente più frequenti nell’emisfero boreale (NH) rispetto all’emisfero australe (SH), dove la simmetria zonale e la minore presenza di forzanti topografiche riducono l’attività ondulatoria. Ulteriori conferme della necessità di un livello minimo di forzante ondulatoria troposferica sono emerse dal modello concettuale di Holton e Mass (1976), che ha semplificato l’SSW ai suoi elementi essenziali. In questo modello, una singola onda planetaria di ampiezza costante viene imposta come forzante al confine inferiore della stratosfera. Il flusso medio, rappresentato dal vortice polare, può trovarsi in due stati distinti: uno stato forte con ampiezze delle onde deboli, indicativo di un’interazione limitata tra onde e flusso medio, o uno stato debole con ampiezze delle onde elevate, che riflette un’interazione intensa simile a quella osservata durante un SSW.

Studi più recenti condotti con modelli climatici globali idealizzati hanno ulteriormente avvalorato questa visione, mostrando un aumento significativo della frequenza degli SSW in corrispondenza di un incremento delle asimmetrie zonali di scala planetaria nel flusso sottostante. Queste asimmetrie possono essere indotte da perturbazioni topografiche (Gerber & Polvani, 2009; Taguchi & Yoden, 2002) o termiche (Lindgren et al., 2018), sebbene la presenza combinata di topografia e contrasto termico tra terra e mare sembri necessaria per una rappresentazione realistica di tali dinamiche (Garfinkel et al., 2020). Il secondo criterio di Matsuno, ovvero la necessità di un impulso eccezionale di attività ondulatoria troposferica, trova supporto nell’osservazione che gli SSW sono spesso preceduti da eventi di blocking, configurazioni di alta pressione persistenti che amplificano l’attività ondulatoria troposferica (Martius et al., 2009; Quiroz, 1986). Questo ha spinto la comunità scientifica a investigare eventi precursori troposferici in grado di generare flussi aggiuntivi di onde planetarie verso la stratosfera (Cohen & Jones, 2011; Garfinkel et al., 2010; Sun et al., 2012).

Un aspetto complementare della prospettiva bottom-up è il concetto di “precondizionamento” del vortice stratosferico, introdotto da Palmer (1981) in seguito alle osservazioni dell’evento del 1979 e ulteriormente approfondito da McIntyre (1982). Il precondizionamento implica che il vortice polare debba trovarsi in uno stato favorevole per accettare un impulso di attività ondulatoria dalla troposfera. Diversi studi hanno evidenziato che la forza e la dimensione del vortice giocano un ruolo cruciale nel determinare la sua capacità di permettere alle onde planetarie di penetrare in profondità nella stratosfera (Albers & Birner, 2014; Jucker & Reichler, 2018; Kuttippurath & Nikulin, 2012; Limpasuvan et al., 2004; Nishii et al., 2009). Inoltre, Newman et al. (2001) e Polvani e Waugh (2004) hanno sottolineato che un singolo evento precursore non è generalmente sufficiente a causare una decelerazione significativa del vortice polare stratosferico. Piuttosto, è necessaria una forzante ondulatoria accumulata su un periodo di 40–60 giorni, che deve essere eccezionalmente intensa per indurre un’inversione del flusso medio zonale attorno al cappuccio polare. Sjoberg e Birner (2012) hanno aggiunto che una forzante sostenuta, anche se non necessariamente anomala, della durata di almeno 10 giorni, è fondamentale per innescare un SSW. I processi che possono generare un aumento prolungato della forzante ondulatoria troposferica sono trattati in dettaglio nella sezione 5.

Parallelamente, la prospettiva “dall’alto verso il basso” (top-down) propone un’interpretazione alternativa, suggerendo che le fluttuazioni nella forzante ondulatoria troposferica non siano necessariamente il fattore determinante per l’innesco degli SSW. Secondo questa visione, il precondizionamento del vortice stratosferico gioca un ruolo centrale, influenzando la sua capacità di accettare e amplificare le onde provenienti dalla troposfera. La prospettiva top-down porta questa idea all’estremo, ipotizzando che, in presenza di flussi ondulatori di fondo sufficientemente intensi—come quelli tipici delle condizioni climatologiche dell’inverno boreale—la stratosfera possa generare SSW in modo autonomo, senza la necessità di variazioni anomale nella forzante troposferica.

Questa visione è spesso associata al concetto di crescita risonante dei disturbi ondulatori (Clark, 1974; Tung & Lindzen, 1979b). Una formulazione particolarmente significativa di questo meccanismo descrive come l’interazione tra onde e flusso medio possa portare il vortice polare a sintonizzarsi verso un punto di eccitazione risonante (Matthewman & Esler, 2011; Plumb, 1981; Scott, 2016). Evidenze a supporto di questa prospettiva emergono da esperimenti con modelli numerici idealizzati, che dimostrano la capacità della stratosfera di modulare il flusso di attività ondulatoria verso l’alto in prossimità della tropopausa (Hitchcock & Haynes, 2016; Scott & Polvani, 2004, 2006). Inoltre, è stato mostrato che perturbazioni stratosferiche possono innescare SSW anche quando l’attività ondulatoria troposferica è mantenuta costante (de la Cámara et al., 2017; Sjoberg & Birner, 2014), suggerendo un ruolo attivo della stratosfera nel determinare l’insorgenza di questi eventi.

Il concetto di precondizionamento del vortice polare, ovvero la forzante ondulatoria che lo porta a uno stato critico, è fondamentale in questa prospettiva top-down. Questo meccanismo implica che gli SSW potrebbero essere previsti con un certo anticipo, anche nel caso limite in cui siano interamente determinati dallo stato interno del vortice stratosferico, piuttosto che da variazioni esterne nella forzante troposferica. In sintesi, l’evoluzione della comprensione dei meccanismi degli SSW riflette un’interazione complessa tra processi troposferici e stratosferici, con le prospettive bottom-up e top-down che offrono spiegazioni complementari per un fenomeno che continua a rappresentare una sfida significativa per la dinamica atmosferica.Le due prospettive teoriche sui meccanismi di innesco degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW), ovvero quella bottom-up e quella top-down, si distinguono anche per le diverse relazioni temporali che descrivono la propagazione verso l’alto dell’energia ondulatoria, misurata attraverso il flusso di Eliassen-Palm, tra la sorgente troposferica e il pozzo stratosferico. Negli eventi guidati dalla prospettiva bottom-up, in cui le onde troposferiche giocano un ruolo determinante, si osserva un accumulo graduale di attività ondulatoria nel tempo, che precede l’insorgenza dell’SSW. Questo accumulo riflette il lento incremento della forzante ondulatoria proveniente dalla troposfera, che culmina nella destabilizzazione del vortice polare stratosferico. Al contrario, gli SSW che seguono il paradigma top-down, caratterizzati da un’auto-sintonizzazione risonante del vortice, mostrano un’amplificazione quasi istantanea dell’attività ondulatoria attraverso un profondo strato atmosferico, che si estende dalla tropopausa alla stratosfera. In questo caso, non si rileva un ritardo significativo tra i livelli troposferici, tropopausali e stratosferici, poiché l’amplificazione è il risultato di un processo risonante interno alla stratosfera stessa.

Un aspetto cruciale da considerare in questo contesto è la rappresentatività delle fluttuazioni del flusso ondulatorio verso l’alto a 100 hPa, un livello spesso utilizzato per analizzare la propagazione delle onde nella stratosfera. Studi come quelli di de la Cámara et al. (2017), Jucker (2016) e Polvani e Waugh (2004) hanno evidenziato che tali fluttuazioni non riflettono necessariamente le variazioni dinamiche che avvengono nella troposfera sottostante. Durante l’inverno extratropicale, la pressione tipica della tropopausa si attesta intorno a 300 hPa, come illustrato nelle Figure 2 e 3. Di conseguenza, il livello di 100 hPa si trova già nella stratosfera inferiore, con circa due terzi della massa stratosferica posizionata al di sotto di questa superficie. Questo implica che gli eventi di flusso ondulatorio osservati a 100 hPa non possono essere interpretati come segnali precursori diretti di origine troposferica, ma piuttosto come il risultato di dinamiche che coinvolgono sia la troposfera che la stratosfera inferiore. Tuttavia, incrementi del flusso ondulatorio verso l’alto originati dalla troposfera su scale temporali prolungate—ad esempio, associati a variabilità climatica che si estende lungo l’intera stagione invernale—tendono a tradursi in un aumento del flusso ondulatorio attraverso il livello di 100 hPa, raggiungendo il vortice polare. Questo processo aumenta la probabilità di insorgenza di SSW, come approfondito nella sezione 5, evidenziando l’importanza della scala temporale nella modulazione degli effetti dinamici.

Le evidenze osservative e modellistiche supportano entrambi i paradigmi, bottom-up e top-down, ma hanno messo in discussione uno dei criteri centrali del modello di Matsuno (1971), secondo cui un SSW sarebbe necessariamente innescato da un impulso eccezionale di attività ondulatoria troposferica. Birner e Albers (2017) hanno analizzato una serie di eventi di SSW, trovando che solo una frazione limitata di questi può essere direttamente ricondotta a un impulso di flussi ondulatori troposferici estremi. In particolare, circa due terzi degli SSW osservati risultano più coerenti con il paradigma top-down, oppure non si adattano pienamente a nessuno dei due modelli, mostrando flussi ondulatori troposferici anomali ma non estremi. Questi risultati sono stati corroborati da studi modellistici condotti da White et al. (2019) e de la Cámara et al. (2019), che hanno rilevato proporzioni simili tra eventi attribuibili ai due paradigmi. Tuttavia, esperimenti con modelli climatici globali meccanicistici, come quelli di Dunn-Sigouin e Shaw (2020), hanno riaffermato l’importanza dei flussi ondulatori troposferici, suggerendo che il loro ruolo non possa essere completamente escluso, soprattutto in determinati contesti dinamici.

Un’ulteriore complessità emerge considerando che il meccanismo di innesco degli SSW può variare a seconda della tipologia di riscaldamento stratosferico. Matsuno (1971) aveva simulato un disturbo di tipo onda 2, che porta tipicamente a eventi di split del vortice polare. Tuttavia, analisi più recenti hanno evidenziato differenze dinamiche tra eventi di tipo onda 1 e onda 2. Gli eventi associati a un’onda 1, che generalmente causano uno spostamento (displacement) del vortice polare, tendono a essere caratterizzati da un lento accumulo di attività ondulatoria nel tempo, un comportamento che si allinea con il paradigma bottom-up. Nonostante ciò, è stato suggerito che anche gli eventi di displacement possano esibire un comportamento risonante (Esler & Matthewman, 2011), indicando una possibile sovrapposizione tra i due paradigmi. Al contrario, gli eventi di tipo split, associati a un’onda 2, mostrano una natura più istantanea (Albers & Birner, 2014; Watt-Meyer & Kushner, 2015), con un’amplificazione rapida dell’attività ondulatoria che si propaga attraverso la stratosfera, un comportamento più coerente con il paradigma top-down.

In sintesi, la comprensione dei meccanismi che guidano gli SSW si è evoluta verso un quadro più complesso, in cui i paradigmi bottom-up e top-down non si escludono a vicenda, ma descrivono dinamiche complementari che possono manifestarsi in proporzioni diverse a seconda delle condizioni atmosferiche e della tipologia di evento. La variabilità nei meccanismi di innesco, combinata con la difficoltà di distinguere i segnali troposferici da quelli stratosferici a livelli come 100 hPa, sottolinea la necessità di ulteriori indagini per chiarire il ruolo relativo della troposfera e della stratosfera nella genesi degli SSW, con implicazioni significative per la previsione di questi eventi e per la comprensione del coupling stratosfera-troposfera.

La Tabella 1, intitolata “Revisiting the QBO-SSW Relationship During 1958–2019, Based on the Dates Computed by Charlton and Polvani (2007) for 1958–2001 and by Rao et al. (2019) for 2002–2018 With NCEP/NCAR Reanalysis Data”, offre un’analisi dettagliata della relazione tra l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) e gli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) nell’emisfero boreale, coprendo un periodo di osservazione che si estende dal 1958 al 2019. Utilizzando dati di rianalisi NCEP/NCAR, la tabella esplora come la fase della QBO influenzi la frequenza degli SSW, evidenziando un legame dinamico significativo tra questi due fenomeni atmosferici. La QBO è un’oscillazione periodica dei venti zonali nella stratosfera tropicale, con un ciclo medio di circa 28 mesi, che alterna tra una fase orientale (EQBO), caratterizzata da venti orientali, e una fase occidentale (WQBO), caratterizzata da venti occidentali. La tabella si propone di quantificare l’impatto di queste fasi sulla probabilità di occorrenza degli SSW, eventi estremi che perturbano il vortice polare stratosferico.

Struttura e Contenuto della Tabella

La tabella è organizzata in quattro colonne principali, che riportano informazioni su tre categorie di fasi della QBO, seguite da una riga che sintetizza i totali. La prima colonna identifica la fase della QBO, definita in base alla velocità del vento zonale a 50 hPa (QBO50), un livello rappresentativo della stratosfera tropicale. Le fasi sono classificate come segue: EQBO (venti orientali, QBO50 ≥ 5 m/s), WQBO (venti occidentali, QBO50 ≤ -5 m/s) e Neutrale (venti deboli, |QBO50| < 5 m/s). La seconda colonna riporta il numero di inverni (definiti come il periodo da novembre a febbraio) associati a ciascuna fase nel periodo 1958–2019: 20 inverni per la fase EQBO, 36 per la fase WQBO e 6 per la fase neutrale, per un totale di 62 inverni. La terza colonna indica il numero di SSW osservati in ciascuna fase: 18 eventi durante la fase EQBO, 18 durante la fase WQBO e 1 durante la fase neutrale, per un totale di 37 SSW. Infine, la quarta colonna calcola la frequenza media degli SSW per anno, dividendo il numero di SSW per il numero di inverni in ciascuna fase: 0,9 SSW per anno in fase EQBO, 0,5 in fase WQBO, 0,17 in fase neutrale, con una media complessiva di 0,60 SSW per anno.

Metodologia e Significatività Statistica

Le note a piè di tabella forniscono dettagli cruciali sul metodo utilizzato per l’analisi. La velocità del vento zonale a 50 hPa (QBO50) è espressa in metri al secondo (m/s), e i criteri per definire le fasi della QBO sono stati scelti per garantire una chiara distinzione tra le condizioni di vento orientale, occidentale e neutrale. Per valutare la significatività statistica delle frequenze degli SSW, è stato impiegato un test Monte Carlo, un approccio robusto per testare l’ipotesi nulla di assenza di relazione tra la fase della QBO e la frequenza degli SSW. In questo test, i 37 eventi di SSW sono stati assegnati casualmente ai 62 inverni, mantenendo la frequenza totale osservata, e il processo è stato ripetuto 10.000 volte per generare una distribuzione delle frequenze attese sotto l’ipotesi nulla. La significatività è stata determinata confrontando le frequenze osservate con questa distribuzione: una frequenza osservata inferiore al 2,5% o superiore al 97,5% delle frequenze simulate indica una significatività al 95% (contrassegnata con un asterisco, ), mentre una frequenza inferiore al 5% o superiore al 95% indica una significatività al 90% (contrassegnata con un asterisco e grassetto, 0,17).

I risultati del test Monte Carlo mostrano che la frequenza di 0,9 SSW per anno durante la fase EQBO è significativa al 95%, indicando che è altamente improbabile che una frequenza così elevata si verifichi per caso. Analogamente, la frequenza di 0,17 SSW per anno in fase neutrale è significativa al 90%, suggerendo che la bassa probabilità di SSW in questa fase non sia casuale, ma rifletta un’effettiva influenza della QBO.

Interpretazione Dinamica e Implicazioni

L’analisi della Tabella 1 rivela una chiara dipendenza della frequenza degli SSW dalla fase della QBO. Durante la fase orientale (EQBO), la frequenza degli SSW è notevolmente più alta, con 0,9 eventi per anno, rispetto alla fase occidentale (WQBO), che registra 0,5 eventi per anno. Questo suggerisce che la fase EQBO favorisca condizioni dinamiche più propizie per l’insorgenza degli SSW. Al contrario, la fase neutrale mostra una frequenza molto bassa, pari a 0,17 eventi per anno, indicando che condizioni di vento debole nella stratosfera tropicale sono meno favorevoli alla genesi di questi eventi. La significatività statistica di questi risultati, in particolare per le fasi EQBO e neutrale, rafforza l’ipotesi di una relazione dinamica tra la QBO e gli SSW.

Dal punto di vista dinamico, questa relazione può essere spiegata considerando l’influenza della QBO sulla propagazione delle onde planetarie nella stratosfera. Durante la fase EQBO, i venti orientali nella stratosfera tropicale tendono a favorire la propagazione delle onde planetarie verso le alte latitudini, aumentando la probabilità di perturbazioni del vortice polare stratosferico e, di conseguenza, di SSW. Al contrario, nella fase WQBO, i venti occidentali nella stratosfera tropicale possono inibire questa propagazione, riducendo l’interazione delle onde con il vortice polare e, quindi, la frequenza degli SSW. La fase neutrale, caratterizzata da venti deboli, sembra offrire un ambiente dinamico meno favorevole per le interazioni necessarie a innescare un SSW, come evidenziato dalla frequenza eccezionalmente bassa osservata.

Contesto e Rilevanza Scientifica

I dati presentati nella tabella si basano sulle date degli SSW calcolate da Charlton e Polvani (2007) per il periodo 1958–2001 e da Rao et al. (2019) per il periodo 2002–2018, utilizzando le rianalisi NCEP/NCAR, un dataset ampiamente utilizzato per lo studio della dinamica atmosferica. La scelta di queste fonti garantisce una copertura temporale completa e coerente, permettendo un’analisi robusta della relazione QBO-SSW. La significatività statistica dei risultati, ottenuta tramite il test Monte Carlo, sottolinea la validità delle conclusioni tratte, fornendo una base solida per ulteriori indagini sulla dinamica stratosferica.

In sintesi, la Tabella 1 evidenzia che la fase della QBO esercita un’influenza significativa sulla probabilità di occorrenza degli SSW nell’emisfero boreale, con una maggiore frequenza durante la fase orientale e una minore durante la fase neutrale. Questi risultati non solo confermano l’importanza della QBO come modulatore della variabilità stratosferica, ma offrono anche spunti cruciali per migliorare la previsione degli SSW e per comprendere meglio le interazioni tra la stratosfera tropicale e quella polare, con potenziali implicazioni per la variabilità climatica su scale temporali substagionali.

5. Influenza di Fattori Esterni sugli Stratospheric Sudden Warmings (SSW)

Gli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) rappresentano eventi estremi nella dinamica stratosferica invernale, caratterizzati da un rapido riscaldamento della stratosfera polare e da una concomitante inversione o indebolimento del vortice polare. Tra il 1958 e il 2019, sono stati documentati circa 40 episodi di SSW, un numero relativamente esiguo che rende complessa l’analisi quantitativa e la determinazione di cambiamenti statisticamente significativi nella loro frequenza, specialmente quando gli effetti delle influenze esterne risultano deboli o sfumati. Nonostante tali difficoltà, numerosi fattori esterni sono stati associati alla modulazione degli SSW, tra cui la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO), il ciclo solare undecennale, la Madden-Julian Oscillation (MJO) e l’estensione della copertura nevosa. La robustezza di queste relazioni è rafforzata dalla presenza di meccanismi fisici ben definiti che spiegano gli effetti osservati, come le variazioni nella propagazione e nella rottura delle onde di Rossby nella stratosfera o la generazione di onde planetarie di Rossby nella troposfera. Inoltre, la validazione di tali connessioni attraverso studi modellistici contribuisce a consolidare la fiducia nella loro affidabilità. Un’ulteriore complessità emerge quando si tenta di identificare interazioni sinergiche tra due o più fattori esterni (Salminen et al., 2020), un tema che sarà approfondito nella sezione 10.

Da oltre quattro decenni è noto che il vortice polare stratosferico risulta significativamente più debole durante gli inverni caratterizzati dalla fase orientale della QBO rispetto a quelli dominati dalla fase occidentale, un fenomeno noto come relazione Holton-Tan (Holton & Tan, 1980; Anstey & Shepherd, 2014). La probabilità di occorrenza degli SSW durante le diverse fasi della QBO è stata quantificata utilizzando i dati di rianalisi NCEP-NCAR, come riportato nella Tabella 1. I risultati indicano che la frequenza degli SSW è sensibilmente più elevata negli inverni con QBO orientale (0,9 eventi per anno) rispetto a quelli con QBO occidentale (0,5 eventi per anno), in accordo con le evidenze di studi pionieristici (Labitzke, 1982; Naito et al., 2003). Le simulazioni modellistiche confermano questa tendenza, evidenziando un vortice polare più debole e una maggiore incidenza di SSW durante la fase orientale della QBO rispetto a quella occidentale, sebbene l’entità dell’effetto simulato risulti spesso inferiore rispetto alle osservazioni (Anstey & Shepherd, 2014; Garfinkel et al., 2018; Rao et al., 2020a). La connessione tra la QBO e la variabilità del vortice polare è stata attribuita ad almeno quattro meccanismi fisici distinti, probabilmente complementari, la cui importanza relativa rimane oggetto di indagine (Holton & Tan, 1980; Garfinkel et al., 2012; Silverman et al., 2018; Watson & Gray, 2014; White et al., 2015).

Parallelamente, la relazione tra il vortice polare stratosferico invernale dell’emisfero settentrionale e l’ENSO è stata oggetto di un’ampia revisione recente (Domeisen et al., 2019), che ha incluso un’analisi approfondita dei meccanismi fisici sottostanti. La connessione statistica tra l’ENSO e gli SSW, basata sui dati di rianalisi NCEP-NCAR, è stata riesaminata e illustrata nella Tabella 2. I risultati mostrano un aumento della probabilità di SSW sia durante gli eventi di El Niño sia durante quelli di La Niña rispetto alle condizioni neutre dell’ENSO (Butler & Polvani, 2011; Garfinkel et al., 2012). Sebbene la modulazione degli SSW non risulti statisticamente significativa, l’impatto di El Niño sul vortice stratosferico medio stagionale è significativo e di entità paragonabile a quello della fase orientale della QBO (Camp & Tung, 2007; Domeisen et al., 2019; Garfinkel & Hartmann, 2007). Al contrario, l’aumento della frequenza degli SSW durante La Niña osservato nei dati storici non sembra essere direttamente forzato dall’ENSO, ma è piuttosto associato alla variabilità interna del sistema climatico o a fattori climatici confondenti (Domeisen et al., 2019; Weinberger et al., 2019), specialmente in presenza di eventi La Niña di debole intensità (Iza et al., 2016). I modelli atmosferici ad alta risoluzione (“high-top models”) tendono a riprodurre una risposta alle fasi opposte dell’ENSO più marcata rispetto a quella osservata (Garfinkel et al., 2012, 2019; Taguchi & Hartmann, 2006), offrendo potenzialmente un miglioramento nella prevedibilità stagionale, in particolare per l’Europa (Domeisen et al., 2015).La variabilità del ciclo solare è stata identificata come un potenziale modulatore del vortice polare stratosferico, con studi precedenti che hanno evidenziato una tendenza degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) di metà inverno a manifestarsi in corrispondenza di specifiche combinazioni di fasi del ciclo solare e della Quasi-Biennial Oscillation (QBO). In particolare, è stato suggerito che gli SSW tendano a verificarsi durante il minimo solare in concomitanza con la fase orientale della QBO, coerentemente con il classico effetto Holton-Tan, e durante il massimo solare associato alla fase occidentale della QBO (Gray et al., 2004, 2010; Labitzke et al., 1987, 2006). Un aggiornamento di questa relazione, esteso ai dati fino al 2019, conferma la persistenza di tale associazione, sebbene l’effetto risulti di entità moderata. Negli anni caratterizzati da massimo solare e fase occidentale della QBO, la frequenza degli SSW di metà inverno si attesta a 0,44 eventi per anno, come riportato nella Tabella 3. In contrasto, durante gli anni di minimo solare e fase orientale della QBO, si osserva un incremento della frequenza degli SSW, che raggiunge 0,67 eventi per anno, un aumento statisticamente significativo al livello di confidenza del 90%. Tuttavia, la limitata quantità di osservazioni disponibili impedisce di stabilire con certezza la robustezza di questa relazione tra ciclo solare, QBO e SSW. La capacità dei modelli climatici di simulare l’influenza della variabilità solare sulla stratosfera polare presenta una notevole eterogeneità (Mitchell et al., 2015), in parte attribuibile alle difficoltà nel riprodurre accuratamente gli effetti della variabilità solare sulla stratosfera tropicale.

Un ulteriore fattore esterno associato alla variabilità del vortice stratosferico è rappresentato dall’estensione della copertura nevosa eurasiatica nel mese di ottobre. Una maggiore copertura nevosa è stata correlata a un successivo indebolimento del vortice polare (Cohen et al., 2007; Henderson et al., 2018), un effetto mediato dal rafforzamento della cresta barica degli Urali. Questo processo favorisce un’interferenza costruttiva con le onde stazionarie planetarie climatologiche, amplificando la dinamica troposferico-stratosferica (Cohen et al., 2014; Garfinkel et al., 2010). Le analisi indicano un lieve incremento della frequenza degli SSW negli inverni successivi a una copertura nevosa più estesa, come mostrato nella Tabella 4, sebbene tale effetto non raggiunga la significatività statistica. Risultati analoghi emergono quando l’analisi si restringe agli SSW di inizio inverno. È importante notare che la relazione tra la copertura nevosa di ottobre e l’intensità media mensile del vortice polare risulta non stazionaria, mostrando un picco di intensità nel periodo 1991–2010, seguito da un netto calo negli anni successivi (Henderson et al., 2018). La maggior parte dei modelli climatici a esecuzione libera fatica a riprodurre il legame tra copertura nevosa e indebolimento del vortice (Furtado et al., 2015), con alcune eccezioni degne di nota (Garfinkel et al., 2020). Tuttavia, i modelli forzati con perturbazioni nevose idealizzate riescono a catturare questo effetto, seppur in misura limitata (Henderson et al., 2018).

La Madden-Julian Oscillation (MJO) rappresenta un ulteriore fattore in grado di influenzare il timing degli eventi SSW. Un’analisi condotta su 23 eventi SSW esaminati da Schwartz e Garfinkel (2017), integrata con due eventi successivi, ha rivelato che oltre la metà di questi (13 su 25) è stata preceduta da fasi dell’MJO caratterizzate da un’intensa attività convettiva nel Pacifico occidentale tropicale, corrispondenti alle fasi 6 o 7 secondo la classificazione di Wheeler e Hendon (2004). La probabilità climatologica di tali fasi è di circa il 18% (dato aggiornato da Schwartz & Garfinkel, 2017), il che implica un significativo aumento della probabilità di occorrenza di un SSW in presenza di queste condizioni. Il meccanismo alla base di questo effetto è analogo a quello osservato per l’ENSO e la copertura nevosa: la risposta extratropicale transitoria indotta dall’MJO genera un’interferenza costruttiva con il pattern delle onde planetarie climatologiche, contribuendo all’indebolimento del vortice polare (Garfinkel et al., 2014). Le simulazioni modellistiche confermano la presenza di un effetto simile a quello osservato (Kang & Tziperman, 2017; Schwartz & Garfinkel, 2020), evidenziando inoltre un miglioramento della prevedibilità probabilistica degli SSW in presenza di un’MJO particolarmente intensa (Garfinkel & Schwartz, 2017).

La Tabella 2 offre un’analisi dettagliata della relazione tra le fasi dell’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) e l’occorrenza degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) nel periodo compreso tra il 1958 e il 2019, utilizzando i dati derivati dalla rianalisi NCEP-NCAR. L’ENSO, un fenomeno climatico che si manifesta attraverso variazioni delle temperature superficiali del mare nell’Oceano Pacifico equatoriale, è noto per influenzare la dinamica atmosferica globale, inclusa la stratosfera polare. La tabella categorizza gli inverni in base all’indice Niño34, che misura le anomalie di temperatura superficiale del mare nella regione Niño 3.4 (in °C), e fornisce informazioni sulla frequenza degli SSW durante le diverse fasi dell’ENSO, permettendo di valutare l’impatto di questo fenomeno sulla probabilità di eventi SSW.

La struttura della tabella è organizzata in modo sistematico: le righe rappresentano le diverse fasi dell’ENSO, definite attraverso soglie dell’indice Niño34, mentre le colonne riportano parametri chiave per l’analisi. La prima colonna, “ENSO phase”, identifica la fase dell’ENSO (El Niño, La Niña, Neutrale, con una sotto-categoria per El Niño moderato). La seconda colonna, “Winter no.”, indica il numero totale di inverni osservati per ciascuna fase nel periodo considerato. La terza colonna, “SSW no.”, riporta il numero di eventi SSW registrati in quegli inverni. Infine, la quarta colonna, “SSW frequency”, calcola la frequenza degli SSW come rapporto tra il numero di eventi SSW e il numero di inverni (SSW no. / Winter no.), espressa in termini di eventi per anno, offrendo una misura diretta della probabilità di occorrenza degli SSW in ciascuna fase dell’ENSO.

Entrando nel dettaglio dei dati, la prima riga si concentra sulla fase di El Niño, definita come un’anomalia positiva dell’indice Niño34 ≥ 0,5 °C. In questo contesto, su 20 inverni identificati come El Niño, si sono verificati 13 eventi SSW, corrispondenti a una frequenza di 0,65 eventi per anno. Questo valore indica che, in media, il 65% degli inverni caratterizzati da El Niño ha sperimentato un SSW. Una sotto-categoria di El Niño, definita come “moderato” (con Niño34 compreso tra 0,5 e 2 °C), è analizzata separatamente: su 17 inverni di El Niño moderato, si contano 13 SSW, con una frequenza più elevata di 0,77 eventi per anno, suggerendo che gli SSW potrebbero essere più probabili in eventi El Niño di intensità intermedia rispetto a quelli estremi.

La fase di La Niña, definita da un’anomalia negativa dell’indice Niño34 ≤ -0,5 °C, è esaminata nella riga successiva. Su 23 inverni classificati come La Niña, si sono verificati 15 SSW, corrispondenti a una frequenza di 0,65 eventi per anno, un valore identico a quello osservato per El Niño. Questo dato evidenzia un aumento della probabilità di SSW anche durante La Niña, sebbene il testo associato sottolinei che tale incremento non è statisticamente significativo e potrebbe essere influenzato da variabilità interna o da fattori climatici confondenti, specialmente in eventi La Niña di debole intensità.

La fase neutrale dell’ENSO, caratterizzata da valori dell’indice Niño34 compresi tra -0,5 e 0,5 °C, mostra un comportamento distinto. Su 19 inverni neutri, si contano 9 SSW, con una frequenza di 0,47 eventi per anno, la più bassa tra le fasi considerate. Questo risultato suggerisce che le condizioni neutre dell’ENSO sono associate a una minore probabilità di SSW rispetto alle fasi estreme (El Niño e La Niña), coerentemente con quanto riportato nel testo, che evidenzia un aumento della probabilità di SSW in presenza di anomalie significative dell’ENSO.

A livello aggregato, la tabella riporta un totale di 62 inverni analizzati nel periodo 1958-2019, durante i quali si sono verificati 37 SSW, con una frequenza media complessiva di 0,60 eventi per anno. Questo valore rappresenta una baseline per confrontare le variazioni di frequenza tra le diverse fasi dell’ENSO. La tabella è accompagnata da una nota che specifica che l’indice Niño34 è espresso in °C e che i dati sono stati ripresi con autorizzazione da Rao et al. (2019), garantendo la tracciabilità e la validità scientifica delle informazioni presentate.

In sintesi, la Tabella 2 evidenzia che la probabilità di SSW aumenta durante le fasi estreme dell’ENSO (El Niño e La Niña), con frequenze di 0,65 eventi per anno in entrambi i casi, rispetto a una frequenza di 0,47 eventi per anno in condizioni neutre. Inoltre, l’analisi degli eventi El Niño moderati (frequenza di 0,77) suggerisce una possibile maggiore influenza di questa sotto-categoria sulla dinamica stratosferica. Questi risultati sono in linea con le osservazioni riportate nel testo, che sottolineano un effetto significativo di El Niño sul vortice stratosferico medio stagionale, sebbene la modulazione degli SSW non raggiunga la significatività statistica, e un incremento durante La Niña attribuibile a variabilità interna o fattori climatici esterni.

La Tabella 3 presenta un’analisi dettagliata della relazione tra il ciclo solare, la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) e l’occorrenza degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) nel periodo 1958-2019, avvalendosi dei dati derivati dalla rianalisi NCEP-NCAR. Gli SSW sono eventi estremi nella dinamica stratosferica invernale dell’emisfero settentrionale, caratterizzati da un rapido riscaldamento della stratosfera polare e da un indebolimento o inversione del vortice polare. La tabella esplora come la combinazione delle fasi del ciclo solare (massimo e minimo) e della QBO (orientale – EQBO, occidentale – WQBO, e neutrale) influenzi la probabilità di tali eventi, con un’attenzione particolare agli SSW di metà inverno (gennaio-febbraio, JF), che sono spesso considerati indicatori significativi delle interazioni tra forzanti esterne e dinamica stratosferica.

La struttura della tabella è organizzata in modo sistematico per facilitare l’analisi delle interazioni tra i due fattori principali. Le righe sono suddivise in due macro-categorie, corrispondenti alle fasi del ciclo solare: massimo solare (“Max”) e minimo solare (“Min”), con sottocategorie per le fasi della QBO all’interno di ciascuna. Le colonne riportano informazioni chiave: la prima colonna, “Solar phase”, identifica la fase del ciclo solare; la seconda, “QBO phase”, specifica la fase della QBO; la terza, “Winter no.”, indica il numero totale di inverni osservati per ciascuna combinazione; la quarta, “SSW no. (JF SSW no.)”, riporta il numero totale di SSW registrati, con il numero di SSW avvenuti in gennaio-febbraio tra parentesi; infine, la quinta colonna, “SSW frequency”, calcola la frequenza degli SSW come rapporto tra il numero di eventi SSW e il numero di inverni (SSW no. / Winter no.), con la frequenza specifica per gli SSW di metà inverno indicata tra parentesi. Questa struttura consente di valutare sia la probabilità complessiva degli SSW sia quella specifica per il periodo di metà inverno, che è particolarmente rilevante per comprendere gli effetti delle influenze esterne sul vortice polare.

Entrando nel dettaglio dei dati, la sezione relativa al massimo solare mostra risultati significativi. Nella combinazione massimo solare/EQBO, su 11 inverni osservati, si registrano 11 SSW, di cui 6 in gennaio-febbraio, corrispondenti a una frequenza di 1,0 eventi per anno (0,55 per JF). Questo valore di 1,0, marcato con un asterisco (*), indica una significatività statistica al 90%, come riportato nel testo, suggerendo che ogni inverno in questa configurazione ha sperimentato un SSW. Per la combinazione massimo solare/WQBO, su 16 inverni si contano 8 SSW, di cui 7 in JF, con una frequenza di 0,5 eventi per anno (0,44 per JF), anch’essa significativa al 90%. La fase neutrale della QBO durante il massimo solare, con solo 3 inverni, registra 1 SSW (nessuno in JF), con una frequenza di 0,33 (0,0 per JF). Complessivamente, durante il massimo solare (30 inverni), si registrano 20 SSW (13 in JF), con una frequenza media di 0,67 (0,43 per JF).

Passando al minimo solare, la combinazione con EQBO mostra una frequenza elevata: su 9 inverni, si registrano 7 SSW, di cui 6 in JF, con una frequenza di 0,78 eventi per anno (0,67 per JF). La frequenza di 0,67 per gli SSW di metà inverno è significativa al 90%, coerentemente con l’effetto Holton-Tan, che prevede un aumento degli SSW durante la fase orientale della QBO, specialmente in condizioni di minimo solare. Per la combinazione minimo solare/WQBO, su 20 inverni si contano 10 SSW (6 in JF), con una frequenza di 0,5 (0,3 per JF). La fase neutrale della QBO durante il minimo solare (3 inverni) non registra alcun SSW, con una frequenza di 0,0. Nel complesso, durante il minimo solare (32 inverni), si registrano 17 SSW (12 in JF), con una frequenza media di 0,53 (0,38 per JF).

A livello aggregato, su un totale di 62 inverni analizzati nel periodo 1958-2019, si registrano 37 SSW, di cui 25 in gennaio-febbraio, corrispondenti a una frequenza media complessiva di 0,60 eventi per anno (0,40 per JF). Questo valore rappresenta una baseline per confrontare le variazioni di frequenza tra le diverse combinazioni di ciclo solare e QBO.

L’interpretazione dei dati evidenzia alcuni punti chiave. Durante il massimo solare, la combinazione con EQBO mostra la frequenza più alta (1,0), mentre quella con WQBO (0,5 overall, 0,44 per JF) è coerente con quanto riportato nel testo, che identifica un aumento degli SSW di metà inverno in questa configurazione. Durante il minimo solare, la combinazione con EQBO (0,78 overall, 0,67 per JF) conferma l’effetto Holton-Tan, con un incremento significativo degli SSW di metà inverno. La frequenza complessiva degli SSW è più alta durante il massimo solare (0,67) rispetto al minimo solare (0,53), e lo stesso vale per gli SSW di metà inverno (0,43 vs. 0,38). Tuttavia, il testo sottolinea che, nonostante queste tendenze, la relazione tra ciclo solare, QBO e SSW è modesta e non pienamente robusta, a causa della limitata quantità di osservazioni e della variabilità nella capacità dei modelli di simulare tali interazioni.

La tabella è accompagnata da una nota che chiarisce le definizioni di “Max” (massimo solare) e “Min” (minimo solare), specifica che i valori tra parentesi si riferiscono agli SSW di gennaio-febbraio, e indica che i dati sono stati ripresi con autorizzazione da Rao et al. (2019), garantendo la validità scientifica delle informazioni presentate.

6. Capacità di Previsione degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW): Stato dell’Arte e Limiti

Gli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) rappresentano fenomeni estremi nella dinamica stratosferica invernale, caratterizzati da un rapido aumento delle temperature stratosferiche polari e da un concomitante indebolimento o inversione del vortice polare. La capacità di prevedere tali eventi è cruciale per migliorare le previsioni meteorologiche a medio e lungo termine, dato il loro impatto significativo sui pattern climatici troposferici, specialmente nell’emisfero settentrionale. I modelli di previsione numerica, in particolare quelli definiti “high-top” (con un’altezza massima estesa che include una rappresentazione dettagliata della stratosfera), hanno dimostrato di essere generalmente in grado di anticipare l’insorgenza di un SSW con un preavviso superiore a 5 giorni rispetto all’evento (Tripathi et al., 2015). Tuttavia, la prevedibilità diminuisce significativamente con l’aumentare del tempo di anticipo: meno del 50% dei membri di un ensemble previsionale riesce a identificare correttamente la data di un SSW con un anticipo di 2 settimane (Domeisen et al., 2020a). Alcuni eventi specifici, però, possono esibire una prevedibilità più estesa, come evidenziato da Rao et al. (2019), suggerendo che la dinamica sottostante e le condizioni iniziali possano giocare un ruolo determinante nella variabilità della previsione.

Un aspetto cruciale emerso dagli studi è la notevole variabilità nella capacità predittiva da evento a evento, anche all’interno dello stesso sistema di modellazione. Ad esempio, le analisi condotte utilizzando le previsioni del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF) hanno mostrato che la prevedibilità degli SSW può differire significativamente tra eventi diversi (Karpechko, 2018). Questa variabilità è in gran parte attribuibile alle limitazioni nella capacità dei modelli di prevedere con accuratezza i principali fattori troposferici che influenzano l’innesco degli SSW, come i pattern di pressione e le dinamiche delle onde planetarie. Un caso emblematico è rappresentato dall’SSW di febbraio 2018, la cui previsione si è rivelata particolarmente sfidante per molti modelli. Studi successivi hanno collegato questa difficoltà all’incapacità di alcuni sistemi di modellazione di catturare adeguatamente l’anomalia di alta pressione sugli Urali (Karpechko et al., 2018), un elemento chiave per la genesi dell’evento, e al mancato riconoscimento dei processi di rottura delle onde anticicloniche nel settore del Nord Atlantico, che hanno amplificato la perturbazione stratosferica (Lee et al., 2019).

Ulteriori complicazioni emergono quando si confrontano le prestazioni di diversi sistemi di modellazione. La capacità di prevedere singoli eventi SSW varia notevolmente tra i modelli, come evidenziato da numerosi studi (Rao et al., 2019; Taguchi, 2018, 2020; Tripathi et al., 2016), e lo stesso vale per la capacità predittiva media aggregata (Domeisen et al., 2020a). Un fattore determinante in questa variabilità è rappresentato dai bias stratosferici di lunga data, come ad esempio le tendenze a simulare temperature eccessivamente fredde nella stratosfera extratropicale più bassa, che possono compromettere l’accuratezza delle previsioni. L’impatto di tali bias e il modo in cui influenzano le prestazioni dei diversi sistemi di modellazione costituiscono un’area di ricerca attiva e di grande interesse per la comunità scientifica. Inoltre, Noguchi et al. (2016) hanno sottolineato come la previsione degli SSW sia altamente sensibile allo stato stratosferico di fondo prima dell’evento, evidenziando l’importanza di una rappresentazione accurata delle condizioni iniziali per migliorare le capacità predittive.

Nonostante queste sfide, negli ultimi anni si sono registrati progressi significativi nella previsione degli SSW, sia a medio termine (con anticipi di 3-10 giorni) sia su scale temporali substagionali, oltre che nella capacità di stimare i cambiamenti nella probabilità stagionale di tali eventi. Questi miglioramenti sono stati possibili grazie a un’evoluzione dei sistemi di previsione, che hanno beneficiato di un aumento dell’altezza massima del modello (per includere una rappresentazione più dettagliata della stratosfera), di una maggiore risoluzione verticale nella stratosfera e di una raffinatezza crescente nella modellazione dei processi fisici stratosferici fondamentali, come il trascinamento delle onde gravitazionali (Domeisen et al., 2020a; Marshall & Scaife, 2010). Questi sviluppi hanno permesso non solo di migliorare la previsione degli SSW, ma anche di comprendere meglio il loro ruolo nel modulare la variabilità climatica su scale temporali più ampie, con implicazioni significative per le previsioni meteorologiche e climatiche a livello regionale e globale.

La Tabella 4 presenta un’analisi della relazione tra l’estensione della copertura nevosa eurasiatica nel mese di ottobre e la successiva occorrenza degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) durante l’inverno, nel periodo compreso tra il 1968 e il 2019. Gli SSW sono eventi significativi nella dinamica stratosferica invernale dell’emisfero settentrionale, caratterizzati da un rapido aumento delle temperature stratosferiche polari e da un indebolimento o inversione del vortice polare, con importanti ripercussioni sui pattern climatici troposferici. La copertura nevosa autunnale è stata identificata come un potenziale precursore di tali eventi, poiché un’estensione maggiore della neve può influenzare la dinamica atmosferica attraverso il rafforzamento della cresta degli Urali e l’interferenza con le onde planetarie stazionarie, contribuendo a destabilizzare il vortice polare. La tabella si propone di quantificare questa relazione, esaminando la frequenza degli SSW in funzione delle anomalie di copertura nevosa in ottobre.

La struttura della tabella è organizzata in modo chiaro per analizzare l’impatto delle variazioni di copertura nevosa. Le righe rappresentano diverse categorie di copertura nevosa, definite in base alle anomalie rispetto alla media climatologica: “Enhanced” (aumentata), “Reduced” (ridotta), “Neutral” (nella media) e “No data” (dati mancanti). Le colonne riportano parametri chiave per l’analisi: la prima colonna, “Snow cover”, identifica la categoria di copertura nevosa; la seconda, “Winter no.”, indica il numero totale di inverni osservati per ciascuna categoria; la terza, “SSW no.”, riporta il numero di SSW registrati in quegli inverni; infine, la quarta colonna, “SSW frequency”, calcola la frequenza degli SSW come rapporto tra il numero di eventi SSW e il numero di inverni (SSW no. / Winter no.), espressa in eventi per anno. Questa metrica fornisce una misura diretta della probabilità di occorrenza degli SSW in ciascuna categoria di copertura nevosa.

Entrando nel dettaglio dei dati, la categoria “Enhanced” include 14 inverni in cui la copertura nevosa di ottobre ha mostrato un’anomalia positiva superiore a 0,5 deviazioni standard rispetto alla media. In questi inverni, si sono verificati 9 SSW, corrispondenti a una frequenza di 0,64 eventi per anno. Questo valore indica che circa il 64% degli inverni con una copertura nevosa aumentata è stato seguito da un SSW. Nella categoria “Reduced”, che comprende 17 inverni con un’anomalia negativa inferiore a -0,5 deviazioni standard, si registrano anch’essi 9 SSW, ma la frequenza è leggermente più bassa, pari a 0,53 eventi per anno, suggerendo una probabilità lievemente inferiore di SSW in condizioni di copertura nevosa ridotta. La categoria “Neutral”, che include 20 inverni con anomalie di copertura nevosa comprese entro ±0,5 deviazioni standard, mostra 12 SSW, con una frequenza di 0,6 eventi per anno, un valore simile a quello della categoria “Enhanced”. Una riga aggiuntiva, “No data”, riporta un singolo inverno (ottobre 1969) per il quale mancano i dati sulla copertura nevosa; in quell’inverno si è verificato 1 SSW, ma la frequenza non è calcolata a causa dell’assenza di dati sufficienti. Complessivamente, su 52 inverni analizzati, si registrano 31 SSW, con una frequenza media di 0,59 eventi per anno.

L’interpretazione dei dati evidenzia alcuni aspetti rilevanti. La frequenza degli SSW è leggermente più alta negli inverni successivi a una copertura nevosa aumentata (0,64) rispetto a quelli con copertura ridotta (0,53), coerentemente con quanto suggerito nel testo, che collega una maggiore estensione della neve a un indebolimento del vortice polare, favorendo così l’occorrenza degli SSW. Tuttavia, la frequenza nella categoria “Neutral” (0,6) è simile a quella “Enhanced”, indicando che l’effetto della copertura nevosa potrebbe non essere così marcato come ci si potrebbe aspettare. Questo risultato è in linea con quanto riportato nel testo, che sottolinea che l’aumento della frequenza degli SSW in presenza di una maggiore copertura nevosa non è statisticamente significativo, suggerendo che altri fattori o la variabilità interna del sistema climatico possano giocare un ruolo importante.

Il testo associato alla tabella fornisce ulteriori dettagli contestuali, evidenziando che la relazione tra copertura nevosa e SSW non è stazionaria: ha raggiunto un picco nel periodo 1991-2010, per poi collassare negli anni successivi. La tabella, coprendo l’intero periodo 1968-2019, potrebbe non riflettere pienamente questa variabilità temporale, ma offre comunque un quadro generale dell’associazione. Inoltre, il testo nota che molti modelli a esecuzione libera faticano a riprodurre il legame tra copertura nevosa e SSW, il che è coerente con la mancanza di significatività statistica nei dati osservativi riportati.

La tabella è accompagnata da una nota che specifica la fonte dei dati sulla copertura nevosa, ottenuti online dal sito della Rutgers University (https://climate.rutgers.edu/snowcover/table_area.php?ui_set=1). Le categorie “Enhanced” e “Reduced” sono definite come anomalie di copertura nevosa che superano ±0,5 deviazioni standard rispetto alla media climatologica, mentre si segnala che i dati per ottobre 1969 sono mancanti, giustificando la presenza della riga “No data”. Questi dettagli garantiscono la trasparenza e la riproducibilità dell’analisi, offrendo un quadro chiaro delle condizioni in cui i dati sono stati raccolti e classificati.

7. Impatti degli Stratospheric Sudden Warmings su Tempo e Clima

7.1. Meccanismi Dinamici alla Base dell’Influenza Discendente della Stratosfera sulla Troposfera

Gli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) e, più in generale, la variabilità della stratosfera polare invernale, hanno un impatto significativo sul tempo e sul clima superficiale, influenzando i pattern meteorologici su scale temporali che possono estendersi da giorni a settimane. Esistono solide basi teoriche che supportano l’aspettativa di un’influenza discendente della stratosfera sulla troposfera, e tali effetti sono stati studiati attraverso diversi meccanismi dinamici che collegano i cambiamenti stratosferici alle risposte superficiali. Questi meccanismi possono essere raggruppati in quattro categorie principali, ciascuna delle quali contribuisce, in misura variabile, agli effetti troposferici osservati in seguito agli SSW.

Il primo meccanismo riguarda gli effetti remoti del forzante ondoso nella stratosfera, misurato attraverso la divergenza del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux), un indicatore dell’interazione tra onde planetarie e la circolazione stratosferica (Song & Robinson, 2004; Thompson et al., 2006). Questo processo induce una circolazione meridionale che trasporta gli effetti della stratosfera verso la troposfera, un fenomeno noto come “controllo discendente” (Haynes et al., 1991). Il secondo meccanismo coinvolge l’assorbimento e la riflessione delle onde planetarie nella stratosfera, che possono modulare i campi ondosi troposferici (Kodera et al., 2016; Perlwitz & Harnik, 2003; Shaw et al., 2010). Il terzo meccanismo si concentra sugli effetti diretti delle anomalie stratosferiche sulla baroclinicità e sulle correnti barocliniche nella troposfera, che possono alterare la dinamica delle tempeste extratropicali (Smy & Scott, 2009). Infine, il quarto meccanismo considera gli effetti remoti delle anomalie di vorticità potenziale (PV) stratosferica, che possono influenzare la troposfera attraverso cambiamenti nella distribuzione della massa atmosferica (Ambaum & Hoskins, 2002; Black, 2002; Hartley et al., 1998). Quest’ultima categoria include studi come quello di White et al. (2020), in cui anomalie di temperatura polare profonde sono state utilizzate come proxy per le anomalie di PV, dato che queste due grandezze sono dinamicamente equivalenti (Baldwin et al., 2019).

Ciascuno di questi meccanismi contribuisce potenzialmente alla risposta troposferica agli SSW, ma la loro rilevanza varia a seconda del contesto specifico. Quando si analizzano le anomalie di pressione superficiale che seguono gli SSW (mostrate nella Figura 3) o le variazioni dell’indice della Northern Annular Mode (NAM), come documentato da Baldwin e Dunkerton (2001), emerge chiaramente che gli effetti superficiali sono in gran parte proporzionali alla forza anomala del vortice polare nella bassa stratosfera, misurata attraverso parametri come la temperatura, i venti zonali o l’indice NAM stesso. Uno studio modellistico condotto da White et al. (2020) ha evidenziato una relazione lineare robusta tra l’intensità del riscaldamento nella bassa stratosfera durante un SSW e la risposta troposferica, una linearità che si estende anche agli eventi di raffreddamento stratosferico improvviso. Inoltre, un’osservazione ricorrente è che le anomalie di pressione superficiale risultano più pronunciate in prossimità del Polo Nord, suggerendo un’amplificazione degli effetti a livello superficiale.

Nonostante il contributo del forzante ondoso stratosferico (divergenza del flusso EP), questo meccanismo non sembra essere il principale responsabile della risposta troposferica osservata. La divergenza del flusso EP non è generalmente proporzionale alla forza anomala del vortice polare, e quindi non può spiegare pienamente le anomalie di pressione superficiale mostrate nella Figura 3b. Thompson et al. (2006) hanno analizzato la relazione tra il forzante ondoso stratosferico e i cambiamenti nei venti superficiali, riscontrando che gli effetti superficiali erano troppo deboli e privi di un pattern di pressione simile a quello del NAM, come invece documentato da Baldwin e Dunkerton (2001). Anche l’assorbimento e la riflessione delle onde planetarie, pur influenzando i campi ondosi troposferici, non risultano proporzionali alla forza anomala del vortice polare stratosferico. Sebbene un SSW possa indurre piccoli cambiamenti nei venti che vengono amplificati dalla propagazione di onde transitorie generate nella troposfera, questo meccanismo non riesce a prevedere le variazioni osservate del NAM né l’amplificazione delle anomalie di pressione a livello superficiale.

Gli effetti diretti sulle correnti barocliniche, invece, appaiono più promettenti, poiché ci si aspetta che siano proporzionali alla forza anomala del vortice polare stratosferico. Inoltre, i flussi di momento associati alle correnti transitorie a media latitudine possono guidare le modalità anulari, come il NAM, offrendo una possibile spiegazione per le risposte troposferiche osservate. Tuttavia, il meccanismo più coerente con le osservazioni sembra essere quello legato agli effetti remoti delle anomalie di PV stratosferica. Queste anomalie producono un pattern di pressione superficiale simile a quello del NAM, e i loro effetti sono proporzionali alla forza anomala del vortice polare stratosferico (Black, 2002). Tuttavia, Ambaum e Hoskins (2002) hanno sottolineato che, secondo la teoria della PV, gli effetti remoti di tali anomalie dovrebbero diminuire attraverso la troposfera con una profondità di attenuazione (e-folding) di circa 5 km. Sebbene questa teoria spieghi bene la risposta atmosferica fino alla tropopausa, non riesce a rendere conto dell’amplificazione delle anomalie di pressione superficiale osservata (Figura 3b). In base alla teoria della PV, le anomalie di pressione superficiale dovrebbero essere circa il 20% di quelle alla tropopausa, mentre le osservazioni mostrano un’amplificazione superficiale di un ordine di grandezza superiore, un fenomeno ben riprodotto nei modelli di previsione (Domeisen et al., 2020b).

Per spiegare questa amplificazione superficiale, è necessario combinare gli effetti remoti delle anomalie di PV stratosferica con un meccanismo aggiuntivo che amplifichi il segnale di pressione a livello del suolo. Le osservazioni indicano che, in seguito a un SSW, i processi troposferici agiscono per spostare massa verso la calotta polare, aumentando la pressione superficiale artica. Tuttavia, questo accumulo di massa a bassa quota non può provenire direttamente dalla stratosfera, poiché le anomalie di pressione superficiale superano quelle osservate a qualsiasi livello stratosferico. I meccanismi alla base di questo spostamento di massa non sono ancora stati completamente chiariti, ma diversi studi suggeriscono che sia le onde a scala sinottica che quelle a scala planetaria contribuiscano alla risposta troposferica successiva agli SSW (Domeisen et al., 2013; Garfinkel et al., 2013; Hitchcock & Simpson, 2014, 2016; Smith & Scott, 2016; Simpson et al., 2009). Un’ipotesi avanzata da Baldwin et al. (2019) propone che le anomalie di temperatura nella bassa troposfera della calotta polare (mostrate nelle Figure 3 e 8) possano essere responsabili di questo spostamento di massa attraverso un processo di anticiclogenesi indotta dal raffreddamento radiativo (Curry, 1987; Wexler, 1937). Questo meccanismo, supportato anche da risultati di modellazione (Hoskins et al., 1985), suggerisce che, se la bassa troposfera artica si raffredda, la massa d’aria si contrae, attirando massa aggiuntiva dalle latitudini inferiori e aumentando così la pressione superficiale media sull’Artico, come effettivamente osservato in seguito agli SSW.

La Figura 8 offre un’analisi dettagliata degli impatti degli Stratospheric Sudden Warmings (SSW) sul tempo superficiale nell’emisfero settentrionale, presentando le anomalie medie di tre variabili meteorologiche nei 60 giorni successivi a eventi SSW storici. I dati, derivati dalla rianalisi JRA-55, coprono un periodo sufficientemente lungo da consentire una valutazione robusta degli effetti a lungo termine di questi eventi stratosferici. La figura si articola in tre pannelli distinti, ciascuno dei quali rappresenta una variabile chiave: (a) le anomalie di pressione al livello del mare (in hPa), (b) le anomalie di temperatura superficiale (in K), e (c) le anomalie di precipitazione cumulate (in mm). Ogni pannello utilizza una proiezione polare centrata sull’Artico, consentendo una visualizzazione chiara delle variazioni spaziali nell’emisfero settentrionale. Le regioni in cui le anomalie risultano statisticamente significative al 95% rispetto alla climatologia di riferimento sono evidenziate con una puntinatura (stippling), garantendo un’indicazione visiva della robustezza statistica dei risultati. I dati sono stati elaborati da Butler et al. (2017) e pubblicati con autorizzazione di Copernicus, assicurando la validità scientifica della fonte.

Il primo pannello (a) si concentra sulle anomalie di pressione al livello del mare, rappresentate attraverso una scala di colori che varia dal blu (anomalie negative, indicative di bassa pressione) al rosso (anomalie positive, indicative di alta pressione). Sull’Artico si osserva un’anomalia positiva pronunciata, con valori che raggiungono i +4 hPa sulla calotta polare, suggerendo un significativo aumento della pressione superficiale in questa regione. Questo risultato è coerente con quanto descritto nella sezione 7.1 del testo, che evidenzia un accumulo di massa atmosferica verso la calotta polare in seguito a un SSW, un fenomeno che contribuisce a innalzare la pressione superficiale artica. Alle medie latitudini, invece, si registrano anomalie negative, con valori che scendono fino a -4 hPa in aree come il Nord Atlantico e l’Europa settentrionale. Questo pattern è indicativo di una fase negativa della Northern Annular Mode (NAM), caratterizzata da alta pressione al polo e bassa pressione alle medie latitudini, un segnale tipico delle risposte troposferiche agli SSW. Le aree con stippling, concentrate principalmente sull’Artico e sul Nord Atlantico, confermano che queste anomalie sono statisticamente significative al 95%, rafforzando la validità delle osservazioni.

Il secondo pannello (b) rappresenta le anomalie di temperatura superficiale, con una scala di colori che va dal blu (temperature inferiori alla media) al rosso (temperature superiori alla media). Sull’Artico si osserva un’anomalia negativa marcata, con valori che raggiungono i -4 K, indicando un significativo raffreddamento superficiale della calotta polare. Questo raffreddamento è in linea con l’ipotesi avanzata da Baldwin et al. (2019), citata nel testo, secondo cui il raffreddamento della bassa troposfera artica innesca un processo di anticiclogenesi indotta dal raffreddamento radiativo, contribuendo all’aumento della pressione superficiale osservato nel pannello (a). In contrasto, regioni come l’Europa settentrionale e il Nord America orientale mostrano anomalie positive, con temperature che superano la media fino a +2 K, indicative di condizioni più calde del normale. Al contempo, l’Europa orientale e la Siberia registrano un raffreddamento, con anomalie che scendono fino a -2 K. Le regioni con stippling, che includono l’Artico, l’Europa settentrionale e il Nord America orientale, confermano che queste anomalie di temperatura sono statisticamente significative al 95%, suggerendo che gli SSW abbiano un impatto robusto e spazialmente variabile sulla temperatura superficiale.

Il terzo pannello (c) illustra le anomalie di precipitazione cumulate nei 60 giorni successivi agli SSW, con una scala di colori che varia dal verde (precipitazioni inferiori alla media) al marrone (precipitazioni superiori alla media). In Europa meridionale e occidentale, incluse aree come la Penisola Iberica e l’Italia, si registrano anomalie positive significative, con aumenti delle precipitazioni fino a +40 mm. Questo incremento è probabilmente legato a una maggiore attività ciclonica nel Nord Atlantico, dove la bassa pressione (mostrata nel pannello a) favorisce la formazione di sistemi perturbati che trasportano umidità verso l’Europa. Al contrario, regioni come il Nord Atlantico orientale e la Siberia mostrano anomalie negative, con riduzioni delle precipitazioni fino a -40 mm, suggerendo una diminuzione dell’apporto di umidità in queste aree. Le regioni con stippling, concentrate in Europa meridionale e in alcune parti della Siberia, indicano che queste anomalie sono statisticamente significative al 95%, evidenziando l’impatto degli SSW sulla variabilità delle precipitazioni.

In termini di interpretazione complessiva, la Figura 8 fornisce una chiara evidenza degli effetti a lungo termine degli SSW sul tempo superficiale, delineando un pattern coerente con una fase negativa del NAM. L’aumento della pressione sull’Artico e la diminuzione alle medie latitudini, come mostrato nel pannello (a), riflettono uno spostamento di massa verso il polo, un fenomeno descritto nel testo come “amplificazione superficiale”. Tuttavia, questa amplificazione (fino a +4 hPa) supera di un ordine di grandezza le previsioni della teoria della vorticità potenziale (PV), che stima una riduzione significativa degli effetti dalla tropopausa alla superficie, suggerendo la necessità di meccanismi aggiuntivi per spiegare tale risposta. Il raffreddamento artico e il riscaldamento in Europa settentrionale e Nord America, mostrati nel pannello (b), sono tipici degli effetti degli SSW, che spesso portano a una ridistribuzione della circolazione atmosferica, con condizioni più miti in alcune regioni e più fredde in altre. Infine, l’aumento delle precipitazioni in Europa meridionale (pannello c) è coerente con una maggiore attività ciclonica nel Nord Atlantico, mentre la riduzione in Siberia riflette una diminuzione dell’umidità trasportata in quelle regioni.

La figura si collega direttamente alle osservazioni riportate nella sezione 7.1, in particolare all’aumento della pressione superficiale artica e al raffreddamento della bassa troposfera polare, che Baldwin et al. (2019) attribuiscono all’anticiclogenesi indotta dal raffreddamento radiativo. Questi processi, supportati dai dati della Figura 8, sottolineano l’importanza delle interazioni stratosfera-troposfera nel modulare il tempo superficiale e confermano la complessità dei meccanismi alla base delle risposte troposferiche agli SSW, evidenziando la necessità di ulteriori studi per chiarire i processi di amplificazione superficiale.

7.2. Analisi degli effetti discendenti osservati e modellizzati nei due emisferi a seguito di eventi stratosferici estremi

Gli eventi estremi nella stratosfera, in particolare i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), generano impatti significativi nella troposfera di entrambi gli emisferi, con ripercussioni che si manifestano attraverso complessi meccanismi di interazione atmosferica. Nell’emisfero nord (NH), gli SSW sono frequentemente associati a una firma negativa dell’Indice di Modo Anulare Settentrionale (NAM), come evidenziato dagli studi di Baldwin e Dunkerton (1999, 2001). Parallelamente, nell’emisfero sud (SH), si osserva una risposta analoga con una firma negativa dell’Indice di Modo Anulare Meridionale (SAM). Questi fenomeni indicano una chiara connessione tra le dinamiche stratosferiche e le variazioni troposferiche, con effetti che si propagano verso la superficie terrestre.

Nell’emisfero nord, la risposta troposferica agli SSW è particolarmente pronunciata nel Bacino del Nord Atlantico, dove si proietta spesso sulla fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), come riportato da Charlton-Perez et al. (2018) e Domeisen (2019). Questa fase negativa della NAO è caratterizzata da una serie di anomalie meteorologiche rilevanti, tra cui ondate di aria fredda che interessano l’Eurasia settentrionale, gli Stati Uniti orientali (Kolstad et al., 2010; King et al., 2019; Lehtonen & Karpechko, 2016), nonché i mari di Barents e Norvegese (Afargan-Gerstman et al., 2020). Inoltre, si registrano anomalie di precipitazioni abbondanti nell’Europa meridionale, attribuite allo spostamento verso sud del getto polare guidato dagli eddy atlantici e alla persistenza della traiettoria delle tempeste (Maycock et al., 2020; Afargan-Gerstman & Domeisen, 2020). A queste si aggiungono anomalie termiche positive su regioni come la Groenlandia, il Canada orientale, l’Africa subtropicale e il Medio Oriente. Un ulteriore aspetto degno di nota è l’aumento della probabilità di episodi di blocco troposferico post-SSW, un fenomeno documentato sin dai lavori pionieristici di Labitzke (1965) e successivamente confermato da Vial et al. (2013).

Nell’emisfero sud, la variabilità stratosferica invernale risulta meno intensa rispetto all’emisfero nord, principalmente a causa di una ridotta forzante delle onde planetarie (Plumb, 1989). Di conseguenza, gli eventi SSW nell’SH sono estremamente rari, come discusso nella sezione 3 del testo originale. Tuttavia, gli indebolimenti anomali del vortice polare antartico, spesso legati a variazioni nell’evoluzione stagionale del vortice, sono associati a una configurazione negativa del SAM, con impatti significativi a livello superficiale. Questi effetti si manifestano in regioni come l’Antartide, l’Australia, la Nuova Zelanda e il Sud America, come evidenziato da Lim et al. (2018, 2019). Un caso emblematico è rappresentato dall’unico grande SSW registrato nell’SH nel settembre 2002, che ha indotto una persistenza della fase negativa del SAM fino a novembre (Thompson et al., 2005). Questo evento ha comportato condizioni più calde e secche nel sud-est dell’Australia, mentre la Nuova Zelanda e il sud del Cile hanno sperimentato temperature più fredde e precipitazioni abbondanti (Gillett et al., 2006). Impatti simili sono stati osservati in seguito all’indebolimento estremo del vortice polare nel 2019 (Hendon et al., 2019).

Un aspetto cruciale degli SSW è il loro impatto sulle regioni tropicali, che contribuisce a un pathway discendente verso la troposfera attraverso la modulazione dell’attività convettiva tropicale. La forzante anomala delle onde associata agli SSW induce una circolazione meridionale che genera un’anomala risalita tropicale, accompagnata da un raffreddamento nella regione del tropopausa tropicale, come mostrato in Figura 2 del testo originale (Kodera, 2006). Questo processo può alterare i pattern di convezione tropicale e portare a un’essiccazione dello strato di tropopausa tropicale, come documentato da Eguchi e Kodera (2010) e Evan et al. (2015). Tali dinamiche sottolineano l’importanza delle interazioni stratosfera-troposfera nel modulare il clima globale.

Dal punto di vista modellistico, la risposta troposferica agli SSW è generalmente ben riprodotta, sebbene con alcune limitazioni. Modelli che spaziano da nuclei dinamici idealizzati a complessi sistemi accoppiati atmosfera-oceano riescono a catturare la propagazione discendente delle anomalie stratosferiche (Gerber, Polvani et al., 2008; Gerber, Voronin et al., 2008). Tuttavia, nei modelli semplificati, la persistenza della risposta troposferica tende a essere sovrastimata. Esperimenti con modelli idealizzati hanno ulteriormente confermato la causalità unidirezionale delle anomalie stratosferiche nel generare impatti troposferici, anche in assenza di precursori troposferici o di memoria delle perturbazioni troposferiche (Gerber et al., 2009; White et al., 2020). Questo meccanismo discendente stratosferico rappresenta un elemento chiave per migliorare la prevedibilità delle condizioni meteorologiche in superficie, come dimostrato da studi come Domeisen et al. (2020b), Scaife et al. (2016) e Sigmond et al. (2013). In sintesi, gli SSW emergono come un fenomeno atmosferico di primaria importanza, con implicazioni che si estendono dalla stratosfera alla superficie terrestre, influenzando il clima regionale e globale attraverso complessi processi dinamici.Gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) rappresentano un fenomeno atmosferico di grande rilevanza per le loro capacità di influenzare le dinamiche troposferiche attraverso un processo noto come accoppiamento discendente. Sebbene l’impatto discendente degli SSW sia, in media, robusto e ben documentato, non tutti gli eventi SSW si propagano efficacemente fino alla superficie terrestre. La letteratura scientifica indica che circa due terzi degli SSW mostrano un impatto discendente chiaramente osservabile (Charlton-Perez et al., 2018; Domeisen, 2019; White et al., 2019), caratterizzato, ad esempio, da una fase negativa persistente dell’Indice di Modo Anulare Settentrionale (NAM) o dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) nella bassa troposfera e/o nella bassa stratosfera (Domeisen, 2019; Karpechko et al., 2017). Tuttavia, la variabilità di questo accoppiamento è influenzata da una serie di fattori sia stratosferici che troposferici, che modulano l’entità e la probabilità di tale propagazione.

Uno dei principali fattori che determinano l’efficacia dell’accoppiamento discendente è lo stato dell’Indice NAM troposferico prima e durante l’evento SSW. Quando l’NAM troposferico è già in una fase negativa, si stabilisce una connessione verticale immediata con l’NAM stratosferico negativo, favorendo un accoppiamento rapido. Al contrario, se l’NAM troposferico è fortemente positivo prima dell’SSW, la probabilità di un accoppiamento verticale risulta significativamente ridotta, almeno nelle fasi iniziali dell’evento. Un comportamento analogo si osserva per l’NAO: la presenza di una NAO negativa al momento dell’SSW facilita un accoppiamento discendente istantaneo, sebbene spesso di breve durata. In assenza di una NAO negativa preesistente, la fase negativa dell’NAO tende a manifestarsi con un ritardo rispetto all’evento SSW (Domeisen et al., 2020). Questi pattern evidenziano la complessità delle interazioni stratosfera-troposfera, in cui la stratosfera agisce come uno dei molteplici fattori che influenzano la variabilità dell’NAM. È importante notare che la maggior parte della variabilità dell’NAM origina all’interno della troposfera, spesso in risposta alle interazioni con la superficie terrestre, mentre l’influenza stratosferica emerge in modo chiaro solo attraverso analisi statistiche, come regressioni o compositi di numerosi eventi SSW. Ad esempio, il fenomeno di amplificazione superficiale del segnale di pressione polare (illustrato nella Figura 3 del testo originale) non è evidente in ogni singolo evento SSW, ma diventa manifesto quando si considera la media di molteplici eventi. Ciò riflette l’elevata variabilità della troposfera, in cui l’influenza stratosferica rappresenta un contributo relativamente modesto, particolarmente attivo durante la stagione fredda.

Nonostante i progressi nella comprensione di questi fenomeni, rimane una sfida significativa prevedere quali eventi SSW produrranno un impatto discendente visibile. La capacità di anticipare l’entità di tale impatto, sia in fase previsionale che durante l’evento stesso, potrebbe migliorare notevolmente le previsioni meteorologiche a medio termine e substagionali, con implicazioni pratiche per settori come l’agricoltura, la gestione delle risorse idriche e la pianificazione delle infrastrutture. A tal fine, numerosi studi hanno esplorato le cause stratosferiche alla base delle differenze negli impatti superficiali degli SSW, identificando tre principali linee di ricerca:

1. Tipologia di propagazione delle onde: La natura della propagazione delle onde durante gli SSW è stata classificata come assorbente o riflettente, in base al comportamento delle onde durante la fase di recupero del vortice polare (Kodera et al., 2016). Gli eventi di tipo assorbente tendono a generare la risposta canonica della NAO negativa, con conseguenti impatti troposferici ben definiti. Al contrario, gli eventi riflettenti sono associati alla riflessione delle onde e alla formazione di pattern di blocco atmosferico nel Bacino del Pacifico, che possono alterare significativamente la risposta superficiale.
2. Tipologia di SSW (splitting o spostamento): È stato ipotizzato che gli SSW di tipo splitting (in cui il vortice polare si divide in due o più lobi) e quelli di tipo spostamento (in cui il vortice si sposta dal polo) producano risposte superficiali distinte (Mitchell et al., 2013; Nakagawa & Yamazaki, 2006; Seviour et al., 2016). Tuttavia, alcune analisi basate su simulazioni modellistiche a lungo termine non hanno riscontrato differenze significative nella risposta del modo anulare tra questi due tipi di eventi (Maycock & Hitchcock, 2015; White et al., 2019), suggerendo che questa distinzione potrebbe non essere un fattore determinante.
3. Durata e intensità del segnale stratosferico: La persistenza e l’ampiezza del segnale nella bassa stratosfera sono state correlate alla durata e all’intensità dell’impatto superficiale (Karpechko et al., 2017; Rao et al., 2020b; Runde et al., 2016). In particolare, gli eventi di vortice debole classificati come eventi di oscillazione del getto polare (PJO) mostrano un accoppiamento più forte e prolungato con la troposfera rispetto agli eventi privi di caratteristiche PJO (Hitchcock et al., 2013). Questo suggerisce che la dinamica interna della stratosfera gioca un ruolo cruciale nel modulare l’efficacia del trasferimento del segnale verso la troposfera.

Parallelamente, numerosi studi hanno indagato le fonti troposferiche che contribuiscono alla variabilità delle risposte alla forzante stratosferica. Tra queste, si annoverano la posizione del getto atmosferico (Chan & Plumb, 2009; Garfinkel et al., 2013), i regimi meteorologici del Nord Atlantico (Domeisen et al., 2020), i precursori nel Pacifico orientale (Afargan-Gerstman & Domeisen, 2020) e le caratteristiche dei precursori troposferici degli SSW, come il blocco degli Urali (White et al., 2019). Inoltre, la risposta troposferica agli SSW è influenzata da pattern climatici concomitanti, come l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) (Oehrlein et al., 2019; Polvani et al., 2017) e l’Oscillazione Madden-Julian (MJO) (Green & Furtado, 2019; Schwartz & Garfinkel, 2017). Questi elementi sottolineano la complessità delle interazioni tra stratosfera, troposfera e forzanti climatiche globali, evidenziando la necessità di approcci integrati per migliorare la comprensione e la previsione degli impatti discendenti degli SSW.

In conclusione, l’accoppiamento discendente degli SSW rappresenta un processo atmosferico articolato, influenzato da una combinazione di dinamiche stratosferiche e troposferiche. La variabilità osservata nelle risposte superficiali riflette la natura caotica della troposfera e la molteplicità dei fattori che modulano l’influenza stratosferica. Ulteriori ricerche sono necessarie per affinare i modelli previsionali e identificare con maggiore precisione i meccanismi che determinano l’efficacia dell’accoppiamento discendente, con l’obiettivo di ottimizzare le capacità predittive su scale temporali medio-lunghe.

8. Impatti dei riscaldamenti stratosferici improvvisi sull’atmosfera superiore alla stratosfera

Gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) sono fenomeni atmosferici di straordinaria rilevanza, non solo per i loro effetti nella stratosfera e nella troposfera, ma anche per la loro capacità di influenzare significativamente gli strati atmosferici superiori, inclusi la mesosfera, la termosfera e la ionosfera. Questi eventi rappresentano una delle principali fonti di variabilità a breve termine nell’atmosfera superiore, modificando sia i processi chimici che le dinamiche fisiche in queste regioni. La comprensione di tali impatti è cruciale per migliorare i modelli atmosferici globali e per approfondire la conoscenza delle interazioni tra i diversi strati dell’atmosfera terrestre. Questa sezione fornisce una panoramica sintetica dei principali effetti degli SSW sugli strati atmosferici al di sopra della stratosfera, con particolare attenzione alla stratosfera superiore-mesosfera, alla termosfera e alla ionosfera, rimandando a revisioni più approfondite, come quelle di Chandran et al. (2014) e Chau et al. (2012), per un’analisi dettagliata dei processi specifici che caratterizzano l’atmosfera superiore.

Gli SSW, caratterizzati da un rapido aumento della temperatura stratosferica e da un indebolimento o inversione del vortice polare, generano perturbazioni che si propagano verso l’alto attraverso complessi meccanismi di accoppiamento dinamico. Nella mesosfera, gli SSW possono alterare la circolazione meridionale e zonale, influenzando la distribuzione delle specie chimiche, come l’ozono e gli ossidi di azoto, che svolgono un ruolo chiave nei processi radiativi e chimici. Queste modifiche possono avere ripercussioni sulla struttura termica della mesosfera, con effetti che si estendono fino alla mesopause. Inoltre, le perturbazioni indotte dagli SSW possono modulare l’attività delle onde gravitazionali e planetarie, che rappresentano un meccanismo fondamentale per il trasferimento di energia e quantità di moto tra la stratosfera e la mesosfera.

Nella termosfera, gli SSW possono influenzare la densità atmosferica e la temperatura, con conseguenze per la dinamica dei venti e la distribuzione delle particelle cariche. Questi cambiamenti sono particolarmente rilevanti per la ionosfera, dove le variazioni nella densità elettronica e nella conducibilità possono alterare la propagazione delle onde radio e le prestazioni dei sistemi di comunicazione e navigazione satellitare. Gli SSW, infatti, sono noti per generare anomalie ionosferiche significative, spesso associate a variazioni nei pattern di circolazione atmosferica e a modifiche nella distribuzione delle specie ionizzate. Tali effetti sono mediati da processi come l’amplificazione delle maree atmosferiche, che possono trasportare le perturbazioni stratosferiche fino agli strati più alti dell’atmosfera.

L’importanza degli SSW come driver di variabilità a breve termine nell’atmosfera superiore è ulteriormente sottolineata dalla loro capacità di influenzare i fenomeni di accoppiamento tra strati atmosferici. Ad esempio, le perturbazioni indotte dagli SSW possono modificare il bilancio energetico globale dell’atmosfera superiore, con implicazioni per il clima spaziale e per la previsione degli eventi ionosferici. Tuttavia, la complessità di questi processi richiede un approccio integrato che combini osservazioni, modelli numerici e analisi teoriche per chiarire i meccanismi sottostanti e quantificare l’entità degli impatti.

In sintesi, gli SSW rappresentano un fenomeno atmosferico con implicazioni che trascendono la stratosfera, esercitando un’influenza significativa sulla chimica, sulla dinamica e sull’elettrodinamica dell’atmosfera superiore. La loro capacità di generare variazioni a breve termine nella mesosfera, termosfera e ionosfera evidenzia l’importanza di considerare l’atmosfera come un sistema interconnesso, in cui le perturbazioni in uno strato possono propagarsi attraverso complessi pathways dinamici. Per approfondimenti specifici sui processi che governano l’atmosfera superiore, si rimanda alle revisioni di Chandran et al. (2014) e Chau et al. (2012), che offrono un’analisi esaustiva delle dinamiche e delle interazioni caratteristiche di queste regioni. Future ricerche, supportate da osservazioni ad alta risoluzione e modelli avanzati, saranno essenziali per migliorare la nostra comprensione degli effetti degli SSW e per ottimizzare le previsioni delle condizioni atmosferiche e spaziali.

8.1. Dinamiche e impatti dei riscaldamenti stratosferici improvvisi sulla stratosfera superiore e mesosfera

Gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) esercitano un’influenza significativa non solo sulla stratosfera e sulla troposfera, ma anche sugli strati atmosferici superiori, come la stratosfera superiore e la mesosfera, attraverso complessi meccanismi di accoppiamento dinamico. Uno degli effetti più notevoli di questi eventi è la riformazione della stratopausa, che, in seguito a un SSW, tende a collocarsi temporaneamente a quote elevate, comprese tra 70 e 80 km, rispetto alla sua posizione climatologica tipica di 50–55 km (Manney et al., 2008; Siskind et al., 2010). Questo fenomeno, noto come evento di stratopausa elevata, si manifesta in circa un terzo degli inverni dell’emisfero nord (NH) (Chandran et al., 2013, 2014) e si caratterizza per una graduale discesa della stratopausa alla sua altitudine abituale nell’arco di 2-3 settimane. Le simulazioni numeriche hanno dimostrato una notevole capacità di riprodurre questi eventi, offrendo preziose informazioni sui meccanismi fisici sottostanti. In particolare, la formazione della stratopausa elevata è attribuita a un усиление della forzante delle onde gravitazionali verso ovest in seguito agli SSW, che induce una discesa dell’aria e un conseguente riscaldamento adiabatico nelle regioni ad alta quota, favorendo la riformazione della stratopausa a livelli più elevati (Chandran et al., 2013; Limpasuvan et al., 2016).

Gli SSW provocano altresì trasformazioni significative nella mesosfera e nella bassa termosfera, con impatti che si manifestano attraverso variazioni termiche, dinamiche e circolatorie. Tra gli effetti più rilevanti si annovera un raffreddamento alle alte latitudini, accompagnato da un’inversione dei venti zonali medi, che passano da una direzione orientale (tipica della climatologia mesosferica) a una occidentale, in netto contrasto con quanto avviene nella stratosfera, dove i venti occidentali si indeboliscono o si invertono (Hoffmann et al., 2007; Labitzke, 1982; Limpasuvan et al., 2016; Liu & Roble, 2002; Siskind et al., 2010). Queste alterazioni sono principalmente guidate da cambiamenti nel trascinamento delle onde gravitazionali. Durante un SSW, l’indebolimento o l’inversione dei venti stratosferici occidentali consente a un maggior numero di onde gravitazionali propagate verso est di raggiungere la mesosfera e la bassa termosfera. Qui, la rottura di tali onde genera un усиление della forzante verso est, che non solo provoca l’inversione dei venti mesosferici, ma modifica anche la circolazione residua alle alte latitudini, trasformandola da discendente ad ascendente. Questo cambiamento circolatorio induce un raffreddamento adiabatico nella mesosfera, contribuendo alle anomalie termiche osservate (Limpasuvan et al., 2016; Liu & Roble, 2002; Siskind et al., 2010).

Un ulteriore aspetto di grande interesse riguarda l’impatto degli SSW sulla mesosfera dell’emisfero estivo, dove si possono osservare fenomeni di riscaldamento associati a una riduzione della formazione di nubi mesosferiche polari (Karlsson et al., 2007, 2009; Körnich & Becker, 2010). Inizialmente, Körnich e Becker (2010) hanno attribuito questo collegamento interemisferico a una modificazione della forzante delle onde nell’emisfero estivo. Tuttavia, studi più recenti, come quello di Smith et al. (2020), hanno proposto che tali effetti siano il risultato di alterazioni nella circolazione residua stratosfera-mesosfera, piuttosto che di cambiamenti nella forzante delle onde nella mesosfera estiva. Questo suggerisce che le dinamiche di accoppiamento interemisferico siano più complesse di quanto inizialmente ipotizzato e che coinvolgano processi circolatori globali.

È importante sottolineare che i cambiamenti osservati nella mesosfera e nella bassa termosfera durante gli SSW mostrano solo una debole correlazione con le perturbazioni registrate nella stratosfera (Smith et al., 2020). Inoltre, si rileva una marcata variabilità da evento a evento, come evidenziato da Zülicke e Becker (2013) e Zülicke et al. (2018). Questa mancanza di una corrispondenza lineare diretta tra le dinamiche stratosferiche e quelle mesosferiche sottolinea la complessità dei processi di accoppiamento verticale. Fattori come la variabilità nella propagazione e nella rottura delle onde gravitazionali, le differenze nella struttura del vortice polare durante gli SSW e le interazioni non lineari tra i diversi strati atmosferici contribuiscono a questa eterogeneità, rendendo difficile una previsione precisa degli impatti mesosferici sulla base delle sole condizioni stratosferiche.

In sintesi, gli SSW rappresentano un fenomeno atmosferico di primaria importanza per le loro capacità di modulare la dinamica e la struttura termica della stratosfera superiore e della mesosfera. Attraverso meccanismi che coinvolgono la forzante delle onde gravitazionali, la modificazione della circolazione residua e l’accoppiamento interemisferico, questi eventi generano effetti che si propagano ben oltre la stratosfera, influenzando l’intero sistema atmosferico superiore. Tuttavia, la complessità e la variabilità dei processi di accoppiamento richiedono ulteriori indagini, supportate da osservazioni ad alta risoluzione e modelli numerici avanzati, per chiarire i meccanismi sottostanti e migliorare la comprensione delle interazioni tra stratosfera, mesosfera e bassa termosfera.Le modifiche nella circolazione atmosferica osservate nella stratosfera superiore e nella mesosfera-bassa termosfera, indotte dagli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), determinano profonde alterazioni nei processi di trasporto chimico, con conseguenti cambiamenti significativi nella distribuzione delle specie chimiche in questi strati atmosferici. Tali variazioni risultano particolarmente marcate in seguito agli eventi di stratopausa elevata, durante i quali si verifica un усиление del trasporto discendente nella bassa mesosfera e nella stratosfera superiore (Siskind et al., 2015). Questo flusso discendente intensificato facilita l’apporto di specie chimiche come ossidi di azoto (NOx) e monossido di carbonio (CO) nella stratosfera, come documentato da Manney, Schwartz et al. (2009) e Randall et al. (2006, 2009). Un esempio emblematico è rappresentato dalle osservazioni di NOx durante gli inverni tra il 2004 e il 2009, riportate nella Figura 9 del testo originale, che evidenziano un trasporto discendente accentuato di NOx negli inverni del 2004, 2007 e 2009, coincidenti con SSW di rilevanza maggiore. L’aumento di NOx riveste un’importanza particolare, poiché contribuisce alla deplezione dell’ozono stratosferico, con potenziali implicazioni per il bilancio radiativo e chimico dell’atmosfera. Tuttavia, i modelli numerici tendono a sottostimare l’intensità di questo trasporto discendente, producendo simulazioni che mostrano concentrazioni di NOx e CO inferiori rispetto alle osservazioni post-SSW (Funke et al., 2017). Questa discrepanza è attribuibile in parte a una rappresentazione inadeguata delle dinamiche della mesosfera e della bassa termosfera nei modelli (Meraner et al., 2016; Pedatella et al., 2018), ma può anche derivare da parametrizzazioni insufficienti delle sorgenti chimiche, come suggerito da Pettit et al. (2019) e Randall et al. (2015). Questi limiti sottolineano la necessità di migliorare la risoluzione e la parametrizzazione dei processi chimici e dinamici nei modelli atmosferici per catturare accuratamente gli effetti degli SSW.

Parallelamente, le trasformazioni nella chimica e nei venti zonali della stratosfera e della mesosfera durante gli SSW influenzano in modo significativo le maree atmosferiche, sia solari che lunari, che fungono da meccanismo cruciale per il trasferimento delle perturbazioni stratosferiche verso la ionosfera e la termosfera. Tra le variazioni più rilevanti si annovera un усиление delle maree semidiurne solari e lunari migranti. La marea semidiurna solare migrante, generata principalmente dall’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono stratosferico, è stata inizialmente ipotizzata da Goncharenko et al. (2012) come amplificata durante gli SSW a causa delle variazioni nella concentrazione di ozono stratosferico. Tuttavia, studi più recenti basati su esperimenti numerici, come quelli condotti da Siddiqui et al. (2019), hanno dimostrato che l’amplificazione di questa marea nella bassa termosfera è dovuta principalmente a modifiche nella propagazione delle onde atmosferiche, con l’ozono che contribuisce solo marginalmente, per circa il 20-30%, al massimo dell’aumento osservato. Questo risultato evidenzia la complessità dei processi di accoppiamento tra chimica e dinamica atmosferica, in cui fattori multipli interagiscono per modulare l’ampiezza delle maree.

Un fenomeno altrettanto significativo è l’amplificazione della marea semidiurna lunare migrante, che, pur essendo generalmente di entità ridotta in condizioni normali, può raggiungere durante gli SSW ampiezze paragonabili o superiori a quelle della marea semidiurna solare migrante (Chau et al., 2015). Questo aumento è attribuito alle modifiche nei venti zonali medi di fondo indotte dagli SSW, che spostano la modalità di risonanza di Pekeris dell’atmosfera verso una frequenza vicina a quella della marea lunare semidiurna (Forbes & Zhang, 2012). L’entità e la tempistica di questi aumenti della marea lunare mostrano una correlazione con la variabilità stratosferica, come evidenziato da Chau et al. (2015) e Zhang e Forbes (2014). Tuttavia, la relazione non è sempre lineare, poiché alcuni eventi SSW non seguono il pattern atteso, come discusso in Chau et al. (2015). Questa variabilità riflette la complessità dei processi di accoppiamento tra stratosfera, mesosfera e strati superiori, in cui le interazioni non lineari e la dipendenza dalle condizioni atmosferiche di fondo giocano un ruolo cruciale.

In sintesi, gli SSW rappresentano un driver fondamentale delle variazioni chimiche e dinamiche nella stratosfera superiore, nella mesosfera e oltre, con effetti che si manifestano attraverso il trasporto discendente di specie chimiche e l’amplificazione delle maree atmosferiche. Questi fenomeni non solo influenzano la distribuzione di composti chiave come NOx e CO, ma contribuiscono anche a modulare la variabilità della ionosfera e della termosfera attraverso il trasferimento di segnali dinamici. La difficoltà dei modelli numerici nel riprodurre accuratamente questi processi evidenzia la necessità di ulteriori progressi nella rappresentazione delle dinamiche atmosferiche superiori e delle sorgenti chimiche, al fine di migliorare la comprensione e la previsione degli impatti degli SSW sull’intero sistema atmosferico.

Analisi approfondita della distribuzione di NOx e CO nell’atmosfera superiore durante gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso: un’interpretazione della Figura 9

La Figura 9 presenta un’analisi dettagliata della distribuzione zonale media degli ossidi di azoto (NOx, espressi in parti per miliardo in volume, ppbv) nell’emisfero nord (NH), osservata nel periodo compreso tra il 1° gennaio e il 31 marzo degli anni 2004-2009. I dati sono stati raccolti mediante lo strumento ACE-FTS (Atmospheric Chemistry Experiment – Fourier Transform Spectrometer), un satellite progettato per monitorare la composizione chimica dell’atmosfera terrestre. La figura integra inoltre informazioni sulla distribuzione del monossido di carbonio (CO), evidenziato tramite contorni bianchi a un livello di concentrazione di 2 ppmv (parti per milione in volume), con punti neri nel pannello superiore che indicano le latitudini di misurazione, come riportato da Randall et al. (2009). Questa rappresentazione visiva offre un’importante prospettiva sugli effetti degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) sul trasporto chimico nella stratosfera superiore e nella mesosfera, con particolare attenzione agli anni in cui tali eventi si sono verificati.

Struttura e caratteristiche della figura

La figura è organizzata in cinque pannelli verticali, ciascuno corrispondente a un anno specifico (dal 2004 al 2009), che mostrano l’evoluzione temporale della concentrazione di NOx in funzione dell’altitudine e del tempo. L’asse verticale riporta l’altitudine, espressa in chilometri, che si estende da 30 a 90 km, coprendo quindi la stratosfera superiore e la mesosfera. L’asse orizzontale rappresenta il periodo temporale, suddiviso nei mesi di gennaio, febbraio e marzo, un intervallo critico per l’osservazione degli SSW nell’emisfero nord. La concentrazione di NOx è illustrata attraverso una scala cromatica che varia dal blu (valori bassi, prossimi a 0 ppbv) al rosso scuro (valori elevati, fino a 5000 ppbv), come indicato dalla legenda posta in fondo alla figura. I contorni bianchi, che rappresentano la concentrazione di CO a 2 ppmv, forniscono un’indicazione complementare del trasporto discendente di questa specie chimica, mentre i punti neri nel pannello del 2004 mostrano le latitudini in cui sono state effettuate le misurazioni, evidenziando una copertura concentrata prevalentemente alle alte latitudini.

Analisi dettagliata dei pannelli annuali

La figura permette di confrontare la variabilità interannuale del trasporto di NOx e CO, evidenziando una chiara correlazione con la presenza di SSW significativi, in particolare negli anni 2004, 2007 e 2009. Questi anni sono caratterizzati da eventi di stratopausa elevata, che favoriscono un усиление della discesa di specie chimiche dalla mesosfera alla stratosfera, un fenomeno che si riflette nelle concentrazioni osservate di NOx e CO.

• 2004: Il pannello relativo al 2004 mostra un marcato aumento della concentrazione di NOx a partire dalla fine di gennaio, con valori che raggiungono i 2000-5000 ppbv a quote comprese tra 50 e 70 km. Questo picco, rappresentato da colori caldi (giallo-arancione e rosso), indica un trasporto discendente significativo, tipico di un SSW maggiore. I contorni bianchi di CO a 2 ppmv seguono un andamento simile, mostrando una discesa che si sposta gradualmente verso quote più basse, intorno ai 50 km, entro la fine di marzo. I punti neri, che indicano le latitudini di misurazione, confermano che le osservazioni si concentrano alle alte latitudini, dove gli effetti degli SSW sono più pronunciati.
• 2005: In netto contrasto con il 2004, il pannello del 2005 mostra concentrazioni di NOx molto più basse, con valori generalmente inferiori a 500 ppbv, rappresentati da tonalità fredde (blu e verde chiaro). Questo suggerisce l’assenza di un SSW significativo o di un evento di stratopausa elevata in quell’anno, con un trasporto discendente limitato. Anche i contorni di CO rimangono a quote più alte, senza evidenze di una discesa marcata, coerentemente con una dinamica atmosferica meno perturbata.
• 2006: L’anno 2006 presenta un moderato aumento di NOx verso la fine di febbraio, con concentrazioni che raggiungono circa 1000 ppbv a quote di 60-70 km. Tuttavia, l’intensità di questo evento è significativamente inferiore rispetto al 2004, come indicato dalla predominanza di colori intermedi (verdi e gialli). I contorni di CO mostrano una leggera discesa, ma l’impatto complessivo rimane limitato, suggerendo un SSW di entità modesta.
• 2007: Simile al 2004, il pannello del 2007 evidenzia un forte aumento di NOx a partire da gennaio, con valori che raggiungono i 5000 ppbv a quote comprese tra 60 e 80 km, per poi scendere verso i 50 km entro marzo. Questa dinamica, rappresentata da colori caldi, è indicativa di un SSW maggiore e di un trasporto discendente significativo. I contorni di CO confermano questa tendenza, mostrando una discesa coerente con quella di NOx, che riflette l’intensa attività dinamica associata all’evento.
• 2008: Analogamente al 2005, il 2008 mostra una distribuzione di NOx caratterizzata da valori bassi, generalmente al di sotto dei 500 ppbv, con una predominanza di colori freddi. L’assenza di un trasporto discendente significativo e la posizione stabile dei contorni di CO a quote più alte suggeriscono che in quell’anno non si siano verificati SSW rilevanti.
• 2009: L’ultimo pannello, relativo al 2009, mostra un comportamento simile a quello del 2004 e del 2007, con un forte aumento di NOx a partire da gennaio, che raggiunge concentrazioni di 2000-5000 ppbv a quote di 60-80 km, seguito da una discesa verso i 50 km entro marzo. Questo pattern, associato a un SSW maggiore, è supportato dai contorni di CO, che evidenziano una discesa concomitante, in linea con le dinamiche di trasporto discendente tipiche di questi eventi.

Interpretazione scientifica e implicazioni

La Figura 9 offre una rappresentazione visiva chiara e dettagliata dell’impatto degli SSW sul trasporto chimico nell’atmosfera superiore, sottolineando come gli anni 2004, 2007 e 2009, caratterizzati da SSW significativi, mostrino un усиление del trasporto discendente di NOx e CO dalla mesosfera alla stratosfera. Questo fenomeno è strettamente legato alla dinamica degli eventi di stratopausa elevata, durante i quali la circolazione atmosferica subisce modifiche che favoriscono la discesa di specie chimiche. L’aumento di NOx è di particolare interesse scientifico, poiché contribuisce alla deplezione dell’ozono stratosferico, un processo che può alterare il bilancio radiativo dell’atmosfera e avere ripercussioni sul clima globale. La presenza di CO, tracciata dai contorni bianchi, fornisce un ulteriore indicatore del trasporto discendente, confermando la coerenza tra le due specie chimiche e rafforzando l’interpretazione dei dati.

La variabilità interannuale evidenziata nella figura, con anni come il 2005 e il 2008 che mostrano un’attività ridotta, riflette la dipendenza di questi processi dalla presenza e dall’intensità degli SSW. Inoltre, la figura sottolinea una limitazione significativa dei modelli numerici, che tendono a sottostimare l’entità del trasporto discendente, come discusso nel testo originale. Questa discrepanza è attribuibile a una rappresentazione inadeguata delle dinamiche della mesosfera e della bassa termosfera, nonché a parametrizzazioni insufficienti delle sorgenti chimiche, evidenziando la necessità di ulteriori miglioramenti nei modelli atmosferici per una simulazione più accurata di questi processi.

In conclusione, la Figura 9 costituisce un’importante risorsa per lo studio delle interazioni tra dinamica atmosferica e chimica nell’atmosfera superiore, fornendo evidenze osservative del ruolo degli SSW nel modulare il trasporto di specie chimiche come NOx e CO. Questi dati non solo migliorano la comprensione dei processi di accoppiamento stratosfera-mesosfera, ma rappresentano anche una base fondamentale per future ricerche volte a raffinare le previsioni dei cambiamenti atmosferici e a valutare le loro implicazioni per il sistema climatico globale.

8.2. Influenza dei riscaldamenti stratosferici improvvisi sulla variabilità ionosferica: meccanismi, osservazioni e implicazioni per la previsione

Gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) non si limitano a influenzare la dinamica della stratosfera e della troposfera, ma si estendono anche alla ionosfera, uno strato atmosferico cruciale per le comunicazioni e la navigazione satellitare. L’ipotesi di un legame tra SSW e ionosfera è stata avanzata già alcuni decenni fa da Stening (1977) e successivamente approfondita da Stening et al. (1996). Tuttavia, è stato solo con le osservazioni di Goncharenko e Zhang (2008) e Chau et al. (2009) che l’influenza degli SSW sulla ionosfera è stata dimostrata in modo inequivocabile. Da allora, numerosi studi hanno esplorato il ruolo degli SSW nel generare variabilità ionosferica, con particolare attenzione alle regioni a basse e medie latitudini, contribuendo a una comprensione più approfondita delle interazioni tra atmosfera inferiore e superiore.

Risposta ionosferica a basse latitudini

Le osservazioni hanno evidenziato una risposta sistematica e coerente della ionosfera a basse latitudini durante gli SSW. In particolare, si registra un aumento dei drift verticali di plasma e delle densità elettroniche durante le ore mattutine, seguito da una diminuzione nel pomeriggio, come illustrato nella Figura 10 del testo originale. Questo pattern di aumento mattutino e deplezione pomeridiana non è statico, ma evolve gradualmente nell’arco di diversi giorni, spostandosi verso orari locali più tardi (Chau et al., 2009; Fejer et al., 2011; Goncharenko, Chau et al., 2010; Goncharenko, Coster et al., 2010). Questo comportamento è principalmente attribuito all’amplificazione delle maree semidiurne solari e lunari migranti durante gli SSW. Tali maree influenzano la generazione di campi elettrici attraverso il meccanismo della dinamo nella regione E, un processo che modula la distribuzione del plasma ionosferico (Fang et al., 2012; Pedatella & Liu, 2013). La marea semidiurna lunare migrante riveste un ruolo particolarmente significativo nel determinare lo spostamento graduale delle perturbazioni ionosferiche verso orari successivi. Studi come quello di Siddiqui et al. (2015) hanno dimostrato l’esistenza di una relazione lineare tra l’intensità della perturbazione stratosferica e l’ampiezza della marea semidiurna lunare nell’elettrojet equatoriale, evidenziando un chiaro accoppiamento tra dinamica stratosferica e risposta ionosferica.

Influenza del ciclo solare e variabilità longitudinale

Gli studi di modellazione numerica suggeriscono che l’impatto degli SSW sulla ionosfera a basse latitudini sia più pronunciato durante il minimo solare rispetto al massimo solare, a causa di una minore interferenza da parte dell’attività solare (Fang et al., 2014; Pedatella et al., 2012). Tuttavia, osservazioni condotte durante il massimo solare hanno rivelato risposte ionosferiche di entità comparabile (Goncharenko et al., 2013), indicando che fattori legati all’atmosfera medio-bassa, come l’intensità e la durata dell’SSW, possono essere altrettanto determinanti quanto l’attività solare. Questo suggerisce che la variabilità ionosferica durante gli SSW sia il risultato di un’interazione complessa tra forzanti esterne e dinamiche interne all’atmosfera.

L’impatto degli SSW sulla ionosfera a basse latitudini è stato analizzato anche in diverse longitudini, rivelando una certa uniformità nelle caratteristiche della variabilità ionosferica (Anderson & Araujo-Pradere, 2010; Fejer et al., 2010; Siddiqui et al., 2017). Tuttavia, si registrano differenze longitudinali significative: la risposta ionosferica è più intensa e tende a manifestarsi prima sopra il Sud America. Queste variazioni sono attribuite all’influenza delle maree semidiurne non migranti e al ruolo del campo geomagnetico principale terrestre, che modula la distribuzione delle perturbazioni ionosferiche (Maute et al., 2015). Tali differenze sottolineano la complessità dei processi di accoppiamento tra atmosfera inferiore e ionosfera, evidenziando la necessità di considerare fattori geomagnetici e dinamici su scala globale.

Implicazioni per la previsione ionosferica

La variabilità ionosferica indotta dagli SSW ha attirato grande interesse per il suo potenziale nel migliorare le previsioni della ionosfera. A differenza della troposfera e della stratosfera, che sono fortemente sensibili alle condizioni iniziali, la ionosfera e la termosfera, essendo sistemi prevalentemente forzati esternamente, mostrano una minore dipendenza da tali condizioni (Siscoe & Solomon, 2006). Di conseguenza, le previsioni accurate della ionosfera hanno tipicamente una validità inferiore a 24 ore (Jee et al., 2007). Tuttavia, una previsione affidabile dei driver esterni della variabilità ionosferica, che includono l’attività solare e gli effetti dell’atmosfera inferiore, può estendere significativamente la finestra temporale delle previsioni. Gli SSW, grazie alla loro relativa prevedibilità, rappresentano un’opportunità per migliorare le capacità di previsione ionosferica, in particolare per quanto riguarda il driver atmosferico inferiore. Studi specifici, come quelli condotti da Wang et al. (2014) e Pedatella et al. (2018) sull’SSW del 2009, hanno dimostrato che la variabilità ionosferica può essere prevista con un anticipo di circa 10 giorni rispetto all’evento SSW, coerentemente con la capacità di prevedere l’occorrenza di tali eventi stratosferici. Questo suggerisce che gli SSW possano costituire un pathway promettente per migliorare le previsioni ionosferiche, con potenziali applicazioni in settori come le telecomunicazioni e la navigazione satellitare.

Effetti alle medie latitudini

Gli effetti degli SSW sulla ionosfera non si limitano alle basse latitudini, ma si estendono anche alle medie latitudini, dove, sorprendentemente, la risposta è più pronunciata nell’emisfero sud (SH). Ricerche condotte da Fagundes et al. (2015) e Goncharenko et al. (2018) hanno evidenziato significativi aumenti diurni del contenuto totale di elettroni (TEC) nella ionosfera a medie latitudini dell’SH, accompagnati da notevoli diminuzioni delle densità elettroniche notturne (Goncharenko et al., 2018). Il meccanismo alla base di questa variabilità è stato identificato nei cambiamenti dei venti neutri nella termosfera, che sono modulati dalla propagazione verso l’alto della marea semidiurna lunare. La maggiore ampiezza di questa marea nell’emisfero sud, come suggerito da Pedatella e Maute (2015), contribuisce a una risposta ionosferica più intensa in questa regione, evidenziando l’importanza delle dinamiche mareali nel trasferire le perturbazioni stratosferiche agli strati superiori dell’atmosfera.

Irregolarità ionosferiche e prospettive future

Un aspetto di grande rilevanza pratica è il ruolo degli SSW nella formazione di irregolarità ionosferiche su piccola scala, note come spread-F, bolle di plasma equatoriali o scintillazioni. Queste irregolarità possono avere un impatto dirompente sui segnali di comunicazione e navigazione, come quelli dei sistemi GPS, rendendo cruciale la comprensione dei fattori che le generano. Tuttavia, l’evidenza osservativa sul ruolo degli SSW in questo contesto è ancora inconcludente. Alcuni studi suggeriscono una soppressione delle irregolarità durante gli SSW (de Paula et al., 2015; Patra et al., 2014), mentre altri riportano un aumento delle stesse (Stoneback et al., 2011). Questa discrepanza evidenzia la complessità dei processi ionosferici e la necessità di ulteriori ricerche per chiarire i meccanismi sottostanti e quantificare l’influenza degli SSW sulla formazione di irregolarità.

In sintesi, gli SSW rappresentano un driver significativo della variabilità ionosferica, con effetti che si manifestano sia a basse che a medie latitudini attraverso meccanismi che coinvolgono maree atmosferiche, campi elettrici e venti neutri. La loro prevedibilità offre un’opportunità unica per migliorare le previsioni ionosferiche, con implicazioni pratiche per numerose applicazioni tecnologiche. Tuttavia, la variabilità longitudinale, le differenze emisferiche e l’incertezza sugli effetti sulle irregolarità ionosferiche sottolineano la necessità di ulteriori studi osservativi e modellistici per approfondire la comprensione di questi fenomeni e ottimizzare le strategie di previsione.

Analisi approfondita della risposta ionosferica all’evento di riscaldamento stratosferico improvviso del 2009: un’interpretazione dettagliata della Figura 10

La Figura 10 offre un’analisi approfondita e multidimensionale della risposta ionosferica all’evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) del 2009, focalizzandosi sulla variabilità del contenuto totale di elettroni (TEC, Total Electron Content) e dei drift verticali di plasma nella ionosfera a basse latitudini. Le osservazioni sono state condotte in prossimità della stazione di Jicamarca (12°S, 75°W), un sito di riferimento per lo studio della ionosfera equatoriale, e sono state riportate da Goncharenko, Chau et al. (2010). La figura si compone di sei pannelli (a-f), ciascuno progettato per evidenziare un aspetto specifico della dinamica ionosferica durante l’SSW, includendo sia variazioni spaziali che temporali, con un’attenzione particolare alle regioni equatoriali e al ruolo delle maree atmosferiche nel modulare tali cambiamenti.

Struttura e contesto della figura

La figura è strutturata per fornire un quadro completo delle perturbazioni ionosferiche indotte dall’SSW del 2009, un evento noto per aver generato significativi effetti sull’atmosfera superiore. I pannelli (a) e (b) presentano la distribuzione media del TEC in due momenti distinti della giornata (mattina e pomeriggio), mentre i pannelli (c) e (d) si concentrano sul TEC in un giorno specifico (27 gennaio 2009), durante il picco dell’SSW. Il pannello (e) analizza i drift verticali di plasma osservati a Jicamarca, confrontandoli con una media climatica, e il pannello (f) sintetizza le variazioni di TEC in funzione del tempo locale e della latitudine. Questa struttura permette di esaminare sia i pattern medi che le deviazioni giornaliere, offrendo una visione integrata della risposta ionosferica.

Analisi dettagliata dei pannelli

1. Pannello (a) – Distribuzione media del TEC alle 15 UT (mattina, 10 LT a 75°W)
   Questo pannello illustra la distribuzione media del TEC alle 15 UT, corrispondenti alle 10 LT (tempo locale) a 75°W, durante il periodo dell’SSW del 2009. La mappa copre un’area compresa tra -140° e -20° di longitudine e tra -40° e 40° di latitudine, con il TEC espresso in TECU (Total Electron Content Units) su una scala cromatica che va da 0 (blu) a 25 (rosso). Si osserva un aumento significativo del TEC nelle regioni equatoriali e a basse latitudini, con valori massimi di 20-25 TECU (colori giallo-rosso) concentrati in prossimità di Jicamarca e nel settore sudamericano. Questo pattern riflette l’aumento mattutino delle densità elettroniche, un fenomeno caratteristico durante gli SSW, attribuibile all’amplificazione delle maree semidiurne solari e lunari che modulano la dinamica ionosferica attraverso il meccanismo della dinamo nella regione E.
2. Pannello (b) – Distribuzione media del TEC alle 21 UT (pomeriggio, 16 LT a 75°W)
   Questo pannello mostra il TEC medio alle 21 UT, corrispondenti alle 16 LT a 75°W, nello stesso periodo. Rispetto al mattino, si nota una netta diminuzione del TEC nelle regioni equatoriali, con valori che scendono a 5-10 TECU (colori blu-verdi) intorno a Jicamarca e nelle aree circostanti. Questa deplezione pomeridiana è un tratto distintivo della risposta ionosferica agli SSW, e riflette una riduzione delle densità elettroniche indotta da cambiamenti nei campi elettrici e nei drift verticali di plasma, guidati dalle stesse maree semidiurne che mostrano una variazione di fase nel corso della giornata.
3. Pannello (c) – TEC il 27 gennaio 2009 alle 15 UT (mattina)
   Il pannello (c) rappresenta la distribuzione del TEC il 27 gennaio 2009 alle 15 UT (10 LT a 75°W), durante il culmine dell’SSW. Rispetto alla media mostrata nel pannello (a), si osserva un aumento più marcato del TEC, con valori che raggiungono i 25 TECU (colori rosso scuro) nelle regioni equatoriali, in particolare intorno a Jicamarca. Questo picco di densità elettronica mattutina evidenzia l’intensità delle perturbazioni ionosferiche durante l’SSW, coerentemente con l’amplificazione delle maree semidiurne e il loro impatto sulla generazione di campi elettrici nella ionosfera.
4. Pannello (d) – TEC il 27 gennaio 2009 alle 21 UT (pomeriggio)
   Questo pannello mostra il TEC il 27 gennaio 2009 alle 21 UT (16 LT a 75°W). Si rileva una significativa deplezione del TEC rispetto al mattino, con valori che scendono a 5-10 TECU (colori blu) nella regione di Jicamarca. Questo conferma la tendenza alla riduzione pomeridiana delle densità elettroniche durante l’SSW, con uno spostamento graduale delle perturbazioni verso orari locali più tardi, un fenomeno attribuito principalmente al ruolo della marea semidiurna lunare migrante, che modula la dinamica ionosferica su scale temporali giornaliere.
5. Pannello (e) – Drift verticali a Jicamarca il 27 gennaio 2009
   Il pannello (e) presenta i drift verticali (Vi, in m/s) misurati dal radar a diffusione incoerente di Jicamarca a un’altitudine compresa tra 200 e 500 km. La linea rossa mostra i drift verticali osservati il 27 gennaio 2009, mentre la linea nera rappresenta il comportamento medio per l’inverno in condizioni di bassa attività solare. L’asse orizzontale copre il tempo locale (0-24 ore), mentre l’asse verticale indica la velocità del drift (da -20 a 60 m/s). Durante le ore mattutine (circa 8-12 LT), il drift verticale il 27 gennaio 2009 raggiunge un picco positivo di 40-50 m/s, significativamente più alto rispetto alla media (0-10 m/s), indicando un movimento verso l’alto del plasma ionosferico, coerente con l’aumento del TEC osservato nei pannelli (a) e (c). Nel pomeriggio (14-16 LT), il drift verticale mostra una diminuzione più marcata (fino a -20 m/s) rispetto alla media, riflettendo la deplezione del plasma e la riduzione del TEC osservata nei pannelli (b) e (d). Questi cambiamenti nei drift verticali sono direttamente collegati all’amplificazione delle maree semidiurne, che influenzano i campi elettrici e la distribuzione del plasma ionosferico.
6. Pannello (f) – Variazioni di TEC a 75°W in funzione del tempo locale e della latitudine
   Il pannello (f) mostra la differenza di TEC (TEC Diff) rispetto a una baseline durante l’SSW, a 75°W, in funzione del tempo locale (0-24 ore) e della latitudine (da -40° a 40°). La scala cromatica varia da -15 a 15 TECU, con colori blu per diminuzioni e colori rossi per aumenti. Si osserva un aumento significativo del TEC (colori rosso-giallo, fino a 10-15 TECU) nelle ore mattutine (8-12 LT) a latitudini equatoriali, seguito da una deplezione (colori blu, fino a -10 TECU) nel pomeriggio (14-18 LT). Questo pattern evolve nel tempo, con uno spostamento graduale verso orari locali più tardi, coerentemente con il ruolo della marea semidiurna lunare migrante nel modulare la risposta ionosferica.

Interpretazione scientifica e implicazioni

La Figura 10 fornisce un quadro dettagliato e multidimensionale della risposta ionosferica all’SSW del 2009, evidenziando un pattern caratteristico a basse latitudini: un aumento delle densità elettroniche al mattino, seguito da una deplezione pomeridiana, con uno spostamento graduale delle perturbazioni verso orari locali più tardi. Questo comportamento è attribuito all’amplificazione delle maree semidiurne solari e lunari durante l’SSW, che influenzano la generazione di campi elettrici attraverso il meccanismo della dinamo nella regione E, modulando i drift verticali e il TEC. I pannelli (a) e (b) mostrano il comportamento medio durante l’SSW, mentre i pannelli (c) e (d) evidenziano l’intensità delle perturbazioni in un giorno specifico (27 gennaio 2009), durante il picco dell’evento. Il pannello (e) conferma che i cambiamenti nei drift verticali sono alla base delle variazioni di TEC, con un movimento verso l’alto del plasma al mattino e una discesa nel pomeriggio, in linea con i pattern di TEC osservati. Il pannello (f) sintetizza l’evoluzione temporale e latitudinale di queste variazioni, sottolineando il ruolo cruciale delle maree semidiurne nel determinare lo spostamento delle perturbazioni ionosferiche.

Questi risultati supportano l’ipotesi che le maree semidiurne, in particolare quella lunare, giochino un ruolo centrale nell’accoppiamento tra SSW e ionosfera, come discusso nel testo. La prevedibilità degli SSW offre un’opportunità significativa per migliorare le previsioni ionosferiche, con un potenziale anticipo di circa 10 giorni, come dimostrato da studi correlati. Questo è particolarmente rilevante per applicazioni pratiche, come le telecomunicazioni e la navigazione satellitare, che possono essere influenzate dalla variabilità ionosferica. Inoltre, la figura evidenzia la complessità delle interazioni tra atmosfera inferiore e ionosfera, sottolineando la necessità di ulteriori ricerche per chiarire i dettagli di questi meccanismi, specialmente in relazione alla variabilità longitudinale e alle differenze emisferiche. In conclusione, la Figura 10 rappresenta un contributo fondamentale alla comprensione della dinamica ionosferica durante gli SSW, fornendo una base solida per future indagini scientifiche e applicazioni tecnologiche.

8.3. Effetti dei riscaldamenti stratosferici improvvisi sulla dinamica e composizione della termosfera: un’analisi approfondita

Gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) esercitano un’influenza significativa non solo sulla stratosfera e sulla ionosfera, ma anche sulla termosfera, uno strato atmosferico che si estende approssimativamente oltre i 100 km di altitudine. Tuttavia, rispetto alla ionosfera, l’impatto degli SSW sulla termosfera ha ricevuto un’attenzione relativamente minore nella comunità scientifica. Questa disparità è attribuibile sia alla scarsità di osservazioni dirette della termosfera, sia alla percezione che gli effetti degli SSW in questa regione siano generalmente meno pronunciati. Nonostante ciò, una serie di studi ha dimostrato che gli SSW determinano cambiamenti rilevabili nella temperatura, nella densità e nella composizione chimica della termosfera, con implicazioni che si estendono all’intero sistema atmosferico superiore.

Variazioni di temperatura nella termosfera

Le prime evidenze dell’influenza degli SSW sulla termosfera sono emerse dalle simulazioni numeriche condotte da Liu e Roble (2002), che hanno evidenziato come le perturbazioni stratosferiche possano propagarsi fino alla bassa termosfera, situata tra circa 110 e 170 km di altitudine. Queste simulazioni hanno mostrato un riscaldamento di circa 20-30 K nella bassa termosfera dell’emisfero nord (NH) durante un SSW, un risultato successivamente confermato da osservazioni dirette riportate da Funke et al. (2010). Ricerche più recenti, come quelle di Liu et al. (2013), hanno utilizzato il modello atmosferico globale GAIA per analizzare l’impatto degli SSW su scala globale, rivelando che le variazioni di temperatura media zonale si estendono attraverso l’intera termosfera. In particolare, durante l’SSW del 2009, le simulazioni GAIA hanno evidenziato un raffreddamento della termosfera superiore nelle regioni tropicali e nell’emisfero sud (SH), accompagnato da un raffreddamento medio globale di circa 10 K. Questo raffreddamento globale è stato attribuito alla dissipazione delle maree semidiurne solari e lunari, che si amplificano durante gli SSW e alterano in modo significativo la circolazione della bassa termosfera, come ulteriormente approfondito da Liu et al. (2014). La riduzione della temperatura nella termosfera provoca una contrazione di questo strato atmosferico, con una conseguente diminuzione della densità neutra a una data altitudine.

Impatti sulla densità della termosfera

La variazione della densità della termosfera in risposta agli SSW è stata oggetto di studio attraverso l’analisi del drag orbitale dei satelliti, un metodo che consente di derivare indirettamente le densità atmosferiche a partire dai dati orbitali. Yamazaki et al. (2015) hanno investigato la risposta della densità della termosfera agli eventi SSW, rilevando una diminuzione media globale del 3-7% a altitudini comprese tra 250 e 575 km. Questa riduzione della densità è una diretta conseguenza del raffreddamento globale indotto dagli SSW, che porta a una contrazione verticale della termosfera. Tale fenomeno ha implicazioni pratiche, ad esempio per la gestione delle orbite satellitari, poiché una diminuzione della densità atmosferica riduce il drag subito dai satelliti, influenzandone la traiettoria e la durata operativa.

Modifiche nella composizione chimica della termosfera

Gli SSW influenzano anche la composizione chimica della termosfera, con effetti che si manifestano attraverso variazioni nel rapporto tra ossigeno atomico e azoto molecolare ([O]/[N2]). Simulazioni modellistiche e osservazioni, come quelle condotte da Oberheide et al. (2020) e Pedatella et al. (2016), hanno evidenziato una riduzione di circa il 10% di questo rapporto durante gli eventi SSW. Tale cambiamento è legato all’amplificazione delle maree semidiurne solari e lunari, che, durante la loro dissipazione, esercitano un’influenza significativa sulla circolazione meridionale media della bassa termosfera. In particolare, la dissipazione di queste maree genera una forzante di quantità di moto verso ovest, che a sua volta induce una circolazione meridionale media caratterizzata da un flusso ascendente nella regione equatoriale, un movimento verso i poli alle medie latitudini e un flusso discendente alle alte latitudini. Questa configurazione circolatoria altera la distribuzione delle specie chimiche nella bassa termosfera, aumentando la concentrazione di ossigeno atomico ([O]) e riducendo quella di azoto molecolare ([N2]). Tali cambiamenti si propagano successivamente alla termosfera superiore attraverso il processo di diffusione molecolare, come descritto da Yamazaki e Richmond (2013). La riduzione del rapporto [O]/[N2] ha conseguenze dirette sulla ionosfera, poiché influenza la produzione e la perdita di ioni O+, che costituiscono la componente dominante delle densità elettroniche nella regione F della ionosfera. Di conseguenza, durante gli SSW, si osserva una diminuzione delle densità elettroniche medie diurne e zonali nella ionosfera, un effetto che riflette la stretta interconnessione tra termosfera e ionosfera.

Meccanismi fisici e dinamici sottostanti

I cambiamenti osservati nella termosfera durante gli SSW sono il risultato di una complessa interazione tra dinamiche atmosferiche e processi mareali. Le maree semidiurne solari e lunari, amplificate durante gli SSW, giocano un ruolo cruciale nel modulare la circolazione e il bilancio energetico della termosfera. La loro dissipazione non solo altera la temperatura e la densità, ma influenza anche la distribuzione delle specie chimiche attraverso cambiamenti nella circolazione meridionale media. Inoltre, la propagazione di queste perturbazioni dalla stratosfera alla termosfera evidenzia l’importanza dell’accoppiamento verticale nell’atmosfera superiore, un processo che coinvolge molteplici scale temporali e spaziali. La variabilità osservata nella risposta della termosfera agli SSW, come il riscaldamento nella bassa termosfera dell’emisfero nord e il raffreddamento globale nella termosfera superiore, riflette la complessità di questi meccanismi e la necessità di modelli atmosferici avanzati per catturare accuratamente tali dinamiche.

Implicazioni e prospettive di ricerca

L’impatto degli SSW sulla termosfera, sebbene meno studiato rispetto a quello sulla ionosfera, ha implicazioni significative per la comprensione dell’atmosfera superiore e per applicazioni pratiche, come la gestione delle orbite satellitari e la previsione delle condizioni ionosferiche. La riduzione della densità della termosfera e le variazioni nella composizione chimica possono influenzare la durata operativa dei satelliti e la propagazione dei segnali radio, con effetti diretti su sistemi di comunicazione e navigazione. Tuttavia, la scarsità di osservazioni dirette della termosfera rappresenta una sfida per la validazione dei modelli e la comprensione dettagliata di questi fenomeni. Futuri studi, supportati da missioni satellitari dedicate e da modelli numerici migliorati, saranno essenziali per approfondire l’impatto degli SSW sulla termosfera e per quantificare il loro ruolo nell’accoppiamento tra atmosfera inferiore e superiore. In sintesi, gli SSW emergono come un driver fondamentale della variabilità termo-dinamica e chimica della termosfera, evidenziando l’importanza di un approccio integrato per lo studio dell’atmosfera terrestre come sistema interconnesso.

9. Impatti sul Trasporto Stratosferico e sulla Composizione

I Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) causano significative perturbazioni dinamiche che influenzano la circolazione di trasporto nella stratosfera, generando anomalie nelle concentrazioni di costituenti come l’ozono e altri gas traccia nella bassa e media stratosfera. Gli effetti sulla stratosfera superiore e la bassa mesosfera sono trattati nella sezione precedente.

Fin dalla metà del XX secolo, è noto che l’inverno è la stagione più dinamica per la stratosfera (Baldwin et al., 2019), e si prevedeva che le variazioni più marcate dell’ozono si verificassero in questo periodo. Prima degli anni ’70, tuttavia, i dati sull’ozono totale in colonna e sui profili verticali erano limitati e variavano notevolmente tra le stazioni di misurazione, rendendo difficile definire con precisione la variabilità naturale dell’ozono e i suoi fattori. Nonostante queste limitazioni, l’impatto degli SSW fu identificato già alla fine degli anni ’50. Dütsch (1963) dimostrò una forte correlazione spaziale tra l’ozono totale in colonna e le temperature nello strato tra 50 e 10 hPa durante l’SSW del 1957–1958 in Europa. Züllig (1973), analizzando i dati medi dell’ozono totale in colonna da stazioni a nord di 40°N, evidenziò che l’aumento stagionale dell’ozono era più rapido negli anni con SSW (1962–1963 e 1967–1968) rispetto a un anno senza eventi SSW (1966–1967).

Nei primi anni ’70, il backscatter ultraviolet (BUV) a bordo del satellite Nimbus IV fornì i primi dati globali sull’ozono, confermando le osservazioni di Dütsch (1963) e Züllig (1973) relative agli SSW. Queste misurazioni satellitari sono proseguite con strumenti come SBUV, TOMS, GOME e OMI, offrendo una visione dettagliata e immediata dell’impatto degli SSW sulle distribuzioni dell’ozono totale in colonna.I Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) esercitano un’influenza significativa non solo sulla distribuzione dell’ozono totale in colonna, ma anche sulla sua struttura verticale, modificando profondamente la dinamica e la composizione chimica della stratosfera. A partire dalla fine degli anni ’70, l’introduzione di strumenti di sondaggio a scansione limbica ha permesso di raccogliere un vasto insieme di osservazioni, consentendo uno studio dettagliato delle variazioni non solo dell’ozono, ma anche di altri gas traccia, come l’ossido nitroso (N₂O), il monossido di carbonio (CO) e gli ossidi di azoto (NOₓ). Queste osservazioni hanno rivelato che, in seguito all’inizio di un SSW, si manifestano anomalie nelle concentrazioni di ozono, con valori positivi a quote superiori (generalmente sopra i 500 K) e negativi a quote inferiori. Le anomalie positive tendono a migrare gradualmente verso altitudini più basse, mentre la stratosfera media mostra un recupero più rapido verso concentrazioni tipiche dei gas traccia, riflettendo una dinamica di rilassamento più veloce in questa regione.

Durante un SSW, il rafforzamento del trasporto atmosferico verso il polo e verso il basso facilita un aumento del movimento non solo dell’ozono, ma anche di altre specie chimiche, come il monossido di carbonio. La disgregazione del vortice polare, un fenomeno caratteristico di questi eventi, promuove un’intensa miscelazione tra l’aria delle medie e alte latitudini, riducendo i gradienti spaziali dei traccianti chimici. Questo processo ha conseguenze significative, come l’interruzione dell’esaurimento dell’ozono indotto da composti alogenati nella stratosfera polare artica durante la primavera. Un esempio emblematico si è verificato nell’inverno artico del 2012/2013, quando un SSW avvenuto a inizio gennaio ha limitato una perdita di ozono insolitamente precoce, contrastando il forte depauperamento osservato nell’inverno eccezionalmente freddo e stabile del 2010/2011, che ha invece registrato una perdita di ozono senza precedenti.

La natura altamente variabile degli SSW rende le osservazioni empiriche insufficienti per una comprensione completa dei processi di trasporto dei gas traccia durante questi eventi. Di conseguenza, l’utilizzo di modelli atmosferici si è rivelato essenziale per analizzare in dettaglio i meccanismi che governano tali dinamiche. Le concentrazioni locali dei traccianti risultano dall’interazione tra processi chimici (fonti e pozzi) e il trasporto atmosferico. Quest’ultimo comprende un movimento residuo lento, caratterizzato da risalita nelle regioni tropicali e discesa nelle regioni extratropicali, e processi di miscelazione indotti dalla deformazione dei contorni dei traccianti, seguita da diffusione su piccola scala. Sebbene questa diffusione non comporti un trasporto netto di massa, in presenza di gradienti di concentrazione contribuisce significativamente al trasporto dei traccianti.

Prima e durante un SSW, l’intensificazione delle forzanti d’onda atmosferiche amplifica la circolazione residua, incrementando la discesa dell’aria a alte latitudini. Questo fenomeno raggiunge il suo apice tra circa 10 giorni prima dell’evento e la sua data centrale, con un aumento della discesa fino a una deviazione standard rispetto alla norma. Dopo la data centrale, la propagazione delle onde atmosferiche è generalmente inibita, determinando un indebolimento della discesa polare che può persistere fino a due mesi, particolarmente in eventi di tipo PJO (Polar Jet Oscillation). Tale persistenza nella bassa stratosfera è attribuibile in parte ai tempi radiativi più lunghi in questa regione, ma anche a un incremento della miscelazione diffusiva del potenziale vorticità (PV), che prolunga la fase di recupero del vortice polare.

Parallelamente alle anomalie nel trasporto verticale nella regione del vortice polare, i traccianti subiscono variazioni significative dovute a una miscelazione anomala durante gli SSW. La miscelazione, quantificata attraverso parametri come la diffusività effettiva o la lunghezza equivalente (che misura le perturbazioni di un contorno di tracciante rispetto a una configurazione zonale simmetrica), si intensifica notevolmente dopo un SSW. Le anomalie più marcate si registrano circa 10 giorni dopo la data centrale, in corrispondenza del confine del vortice nella stratosfera media, e si propagano successivamente verso il polo e verso quote inferiori nelle settimane e nei mesi successivi. Nella bassa stratosfera, questa miscelazione potenziata può persistere per oltre due mesi, specialmente in eventi PJO, che corrispondono a eventi definiti come “assorbitivi”. Queste anomalie di miscelazione diffusiva del PV rallentano il recupero del vortice polare, sebbene non siano necessariamente associate a flussi anomali di PV, ma piuttosto compensate dalla transitorietà dell’attività d’onda. Il meccanismo preciso alla base di questo incremento della miscelazione nella bassa stratosfera rimane un’area di ricerca aperta.

In sintesi, i traccianti atmosferici durante un SSW sono influenzati principalmente da un’intensificazione della discesa verticale prima e durante l’evento. Dopo l’evento, la discesa si attenua, mentre si instaura una miscelazione quasi-orizzontale più intensa. L’erosione del vortice polare, che riduce l’efficacia della barriera di trasporto, combinata con l’aumentata miscelazione tra l’aria delle medie e alte latitudini, determina variazioni significative nelle concentrazioni dei traccianti chimici, con implicazioni rilevanti per la chimica e la dinamica stratosferica.

La Figura 11 presenta un’analisi dettagliata della distribuzione dell’ozono totale in colonna, espresso in unità Dobson (DU), nelle regioni polari durante due eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), utilizzando i dati derivati dalla rianalisi ECMWF ERA5. La figura è strutturata in due colonne distinte: la colonna di sinistra rappresenta la regione antartica durante l’evento del 2002, mentre quella di destra si concentra sulla regione artica nel 1989. Ciascuna colonna include due mappe temporali, una precedente e una successiva all’evento SSW, per evidenziare le variazioni nella distribuzione dell’ozono indotte da questi fenomeni dinamici. Le mappe adottano una proiezione polare che consente di visualizzare chiaramente le dinamiche del vortice polare e le relative modifiche nella concentrazione di ozono.

Regione Antartica, 2002: Effetti di un SSW senza precedenti

La colonna di sinistra si focalizza sull’evento SSW del 2002 nella regione antartica, un episodio significativo poiché rappresenta il primo SSW osservato nell’Emisfero Sud. Il pannello superiore, datato 20 settembre 2002, mostra la distribuzione dell’ozono prima dell’evento. In questa fase, la mappa evidenzia una configurazione tipica della primavera antartica, caratterizzata dalla formazione del buco dell’ozono. Al centro della regione polare, i valori di ozono sono estremamente bassi, inferiori a 165 DU, rappresentati da una colorazione grigio scuro che indica una deplezione severa dell’ozono, fenomeno associato alla presenza di composti alogenati e alle basse temperature all’interno del vortice polare antartico. Procedendo radialmente verso l’esterno, si osserva un graduale aumento delle concentrazioni di ozono, che raggiungono valori prossimi a 315 DU, rappresentati da tonalità rosse, corrispondenti al confine del vortice polare dove l’aria ricca di ozono delle medie latitudini inizia a mescolarsi con l’aria polare impoverita.

Il pannello inferiore, datato 25 settembre 2002, illustra la situazione successiva all’evento SSW. La mappa rivela una trasformazione drammatica della distribuzione dell’ozono: il buco dell’ozono, precedentemente ben definito, si è frammentato in due distinte regioni di bassa concentrazione, entrambe con valori intorno a 165 DU, separate da un’area con concentrazioni di ozono più elevate, circa 315 DU. Questo pattern riflette la rottura del vortice polare antartico indotta dall’SSW, che ha favorito un’intensa miscelazione dell’aria tra le regioni polari e le medie latitudini. La frammentazione del vortice ha interrotto parzialmente il processo di deplezione dell’ozono, riducendo l’estensione del buco dell’ozono e alterando la sua struttura spaziale, un fenomeno di rilevanza scientifica per comprendere l’interazione tra dinamiche stratosferiche e chimica dell’ozono.

Regione Artica, 1989: Dinamiche del vortice polare e distribuzione dell’ozono

La colonna di destra analizza l’evento SSW del 1989 nella regione artica, offrendo un confronto con il caso antartico. Il pannello superiore, datato 18 febbraio 1989, rappresenta la distribuzione dell’ozono prima dell’SSW. In questa fase, i valori di ozono al centro della regione polare sono significativamente più alti rispetto all’Antartide, con concentrazioni che raggiungono circa 465 DU, indicate da una colorazione rosso scuro. Questo riflette la natura del vortice polare artico, che in inverno è generalmente più stabile e meno soggetto a deplezione severa dell’ozono rispetto al suo corrispettivo antartico, a causa di temperature meno estreme e di una minore presenza di composti chimici che catalizzano la perdita di ozono. Verso l’esterno della regione polare, le concentrazioni di ozono diminuiscono gradualmente fino a circa 315 DU, rappresentando il confine del vortice dove avviene la transizione verso l’aria delle medie latitudini.

Il pannello inferiore, datato 20 febbraio 1989, mostra la distribuzione dell’ozono dopo l’SSW. Anche in questo caso, si osserva una chiara frammentazione del vortice polare, simile a quanto accaduto in Antartide, sebbene con effetti meno estremi sulla concentrazione di ozono. La mappa evidenzia due regioni distinte con alte concentrazioni di ozono, intorno a 465 DU, separate da un’area con valori più bassi, circa 315 DU. Questo pattern indica che l’SSW ha indotto una significativa miscelazione dell’aria, alterando la struttura del vortice polare e riducendo i gradienti di ozono tra le alte e le medie latitudini. Sebbene i livelli di ozono nell’Artico rimangano complessivamente più alti rispetto all’Antartide, la frammentazione del vortice polare dimostra l’impatto dinamico dell’SSW sulla distribuzione dell’ozono anche in questa regione.

Scala di colore e significato scientifico

La scala di colore posta alla base della figura rappresenta i valori dell’ozono totale in colonna, che variano da un minimo di 165 DU (grigio scuro), tipico delle regioni con deplezione severa come il buco dell’ozono antartico, a un massimo di 540 DU (rosso scuro), indicativo di concentrazioni elevate come quelle osservate nell’Artico prima dell’SSW. Le tonalità intermedie, che vanno dal grigio chiaro al rosso, rappresentano valori crescenti di ozono, con 315 DU che segna una transizione significativa tra regioni di deplezione e regioni con concentrazioni più elevate.

Implicazioni e contesto

Le mappe della Figura 11 sottolineano il ruolo cruciale degli SSW nel modulare la distribuzione dell’ozono nelle regioni polari. In Antartide, l’evento del 2002 ha avuto un impatto particolarmente marcato, interrompendo il buco dell’ozono e riducendone temporaneamente l’estensione attraverso la rottura del vortice polare. Nell’Artico, l’evento del 1989 ha prodotto un effetto simile in termini di frammentazione del vortice, ma con conseguenze meno drastiche sulla concentrazione di ozono, data la maggiore abbondanza di ozono in questa regione. Questi cambiamenti evidenziano la complessa interazione tra dinamiche stratosferiche, come la rottura del vortice polare, e i processi chimici che governano la concentrazione di ozono, offrendo un’importante finestra di comprensione sull’impatto degli SSW sulla chimica e sulla dinamica della stratosfera polare.

Prospettive di Ricerca sui Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi

Nonostante i progressi compiuti in decenni di studi, numerosi aspetti fondamentali dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) continuano a sfuggire a una piena comprensione, lasciando aperte questioni cruciali per la comunità scientifica. Anche temi indagati sin dalla scoperta di questi fenomeni, come i meccanismi che ne determinano l’insorgenza, presentano ancora interrogativi significativi. Un dibattito centrale riguarda, ad esempio, il ruolo relativo della forzante troposferica rispetto alle dinamiche interne della stratosfera nel favorire l’innesco degli SSW. Questa incertezza riflette la complessità delle interazioni tra i diversi livelli dell’atmosfera e sottolinea la necessità di ulteriori approfondimenti per chiarire i contributi di ciascun fattore.

Un altro aspetto di lunga data, oggetto di studio fin dalla fine degli anni ’70, concerne l’influenza di fenomeni come l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) e l’El Niño-Oscillazione Meridionale (ENSO) sulla probabilità di occorrenza degli SSW. Tuttavia, un’importante limitazione emerge dalla breve durata del record osservativo disponibile, che è caratterizzato da una marcata variabilità interna. Tale variabilità richiede un’interpretazione estremamente cauta dei dati (Polvani et al., 2017). A titolo esemplificativo, si osserva che l’occorrenza degli SSW è stata notevolmente ridotta negli anni ’90 rispetto al decennio successivo (Domeisen, 2019). Non è ancora chiaro se questa variabilità decadale sia il risultato di fluttuazioni casuali o se possa essere parzialmente attribuita a fattori esterni, come la variabilità oceanica o la perdita di ghiaccio marino (Garfinkel et al., 2017; Hu & Guan, 2018; Sun et al., 2015). Distinguere l’impatto della variabilità interna da quello di influenze esterne, quali la variabilità oceanica, i cicli solari o la QBO, risulta estremamente complesso, se non impossibile, basandosi esclusivamente su analisi statistiche. Questo limite è aggravato dalla breve durata del record osservativo e dalla molteplicità di fattori che possono modulare gli SSW. Tuttavia, i recenti progressi nei modelli climatici, che migliorano la rappresentazione dei processi stratosferici, insieme all’adozione di gerarchie di modelli sempre più sofisticate (Maher et al., 2019), offrono nuove opportunità per quantificare tali effetti. Questi strumenti, combinati con un approfondimento della conoscenza teorica, potrebbero fornire risposte più chiare in futuro, potenzialmente divergenti da quelle ottenibili dal limitato record osservativo attuale.

Un’area di ricerca di primaria importanza riguarda le capacità di previsione degli SSW. Il primo passo in questo ambito consiste nel perfezionare le previsioni della stratosfera stessa. Attualmente, i modelli numerici sono in grado di prevedere l’insorgenza di un SSW con un anticipo di circa due settimane, un traguardo significativo ma ancora limitato. Rimangono aperte domande cruciali sui limiti intrinseci della prevedibilità degli SSW e, più in generale, della variabilità stratosferica. In particolare, non è ancora ben definito in che misura la precisione delle previsioni stratosferiche dipenda da una rappresentazione accurata delle condizioni troposferiche rispetto alle dinamiche interne della stratosfera. Rispondere a queste domande richiede un miglioramento sia delle tecniche di modellizzazione che della comprensione dei processi fisici che governano la stratosfera e le sue interazioni con gli strati atmosferici inferiori.

Un ulteriore ambito di indagine si concentra sugli effetti degli SSW verso il basso, ossia sulla loro influenza sulla troposfera e sul tempo atmosferico in superficie. Sebbene gli effetti degli SSW sul clima e sulle condizioni meteorologiche superficiali siano stati ampiamente quantificati dal punto di vista statistico, la comprensione dettagliata dei meccanismi dinamici sottostanti rimane incompleta. Una questione aperta riguarda il processo attraverso cui la troposfera amplifica il segnale stratosferico generato dagli SSW. Inoltre, il ruolo delle caratteristiche specifiche del segnale stratosferico, come la morfologia delle divisioni del vortice polare, nell’impronta troposferica è ancora oggetto di dibattito. Recentemente, è stato suggerito che anche la chimica stratosferica interattiva possa modulare la risposta troposferica alla variabilità stratosferica associata agli SSW (Calvo et al., 2015; Haase & Matthes, 2019; Oehrlein et al., 2020), aggiungendo un ulteriore livello di complessità. Di conseguenza, non è ancora possibile spiegare con certezza perché alcuni SSW producano un impatto significativo sulle condizioni superficiali, mentre altri sembrino non influenzare la troposfera in modo apprezzabile. Questi interrogativi evidenziano la necessità di un approccio integrato che combini osservazioni, teoria e modellistica per chiarire le complesse interazioni tra stratosfera e troposfera durante gli SSW.Per simulare con precisione l’influenza della stratosfera sul tempo atmosferico in superficie, è essenziale individuare e migliorare gli aspetti critici dei modelli atmosferici, un’esigenza che si applica a tutte le scale temporali, dalle previsioni meteorologiche a breve termine alle proiezioni climatiche a lungo termine. Una questione fondamentale in questo contesto è determinare fino a che punto le previsioni stratosferiche possano essere utilizzate per migliorare l’accuratezza delle previsioni meteorologiche superficiali. Un elemento di particolare interesse è rappresentato dall’impatto dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) sulle temperature superficiali nell’Artico, un effetto che può persistere per diverse settimane dopo l’evento. Questo solleva la possibilità di migliorare le previsioni a lungo termine delle condizioni meteorologiche artiche e dei movimenti del ghiaccio marino, attraverso un affinamento delle previsioni stratosferiche e una rappresentazione più accurata dei meccanismi di accoppiamento tra stratosfera e troposfera. Una comprensione più approfondita di tali interazioni potrebbe aprire nuove prospettive per la previsione del clima in regioni sensibili come l’Artico, con implicazioni significative per la gestione delle risorse naturali e la mitigazione dei rischi ambientali.

Spostando l’attenzione verso l’atmosfera superiore, gli effetti degli SSW al di sopra della stratosfera rimangono scarsamente quantificati. Non è ancora chiaro se tali effetti siano un’esclusiva degli SSW o se siano proporzionali all’intensità di qualsiasi tipo di disturbo stratosferico, indipendentemente dal suo segno. I meccanismi fisici attraverso cui gli SSW influenzano regioni come la ionosfera e la termosfera non sono ancora pienamente compresi, lasciando aperte numerose domande sulla loro capacità di generare variabilità in queste regioni dell’atmosfera superiore. In un’epoca in cui la società dipende fortemente da tecnologie sensibili al tempo spaziale, come i sistemi di comunicazione satellitare e le reti GPS, rispondere a queste domande assume un’importanza che va oltre la pura curiosità scientifica, diventando una necessità pratica per migliorare la resilienza delle infrastrutture tecnologiche.

Un’altra questione di primaria rilevanza riguarda le possibili evoluzioni degli SSW in un contesto di cambiamento climatico. L’aumento delle concentrazioni di gas serra potrebbe influenzare la frequenza di questi eventi? Nonostante oltre tre decenni di ricerche (ad esempio, Butchart et al., 2000; McLandress & Shepherd, 2009; Mitchell et al., 2012; Rind et al., 1990), la risposta rimane sfuggente. Uno studio sugli SSW durante l’Ultimo Massimo Glaciale (20.000-25.000 anni fa) non ha evidenziato differenze significative nella loro frequenza rispetto al periodo attuale (Fu et al., 2020), suggerendo una certa stabilità di questi eventi in condizioni climatiche diverse. Tuttavia, le analisi condotte nell’ambito dei più recenti progetti di interconfronto multimodello, come il Chemistry Climate Models Initiative (CCMI; Morgenstern et al., 2017) e il Coupled Model Intercomparison Project Phase 6 (CMIP6; Eyring et al., 2016), non hanno fornito risultati conclusivi. Ayarzagüena, Polvani, et al. (2018) hanno rilevato che, in media, i modelli CCMI non prevedono variazioni significative nella frequenza degli SSW in futuro. Al contrario, molti modelli CMIP6 indicano cambiamenti rilevanti, ma senza un accordo sulla direzione di tali variazioni (Ayarzagüena et al., 2020). Questa incertezza può essere attribuita a diversi fattori. In primo luogo, le dinamiche fondamentali degli SSW presentano ancora molte incognite, e tali lacune si riflettono nelle differenze tra i modelli nella rappresentazione di questi eventi. In secondo luogo, i bias nella simulazione dello stato medio dell’atmosfera e nella sua risposta al cambiamento climatico rappresentano un ulteriore ostacolo. Ad esempio, le discrepanze nella distribuzione del riscaldamento troposferico, come la diversa intensità dell’amplificazione tropicale rispetto a quella polare, possono generare forzanti stratosferiche contrastanti tra i modelli. Inoltre, nella stratosfera, gli effetti opposti del cambiamento climatico, come il raffreddamento radiativo indotto dall’aumento di CO2 e il riscaldamento adiabatico derivante da un’accelerazione della circolazione Brewer-Dobson, producono un segnale complessivo di ampiezza ridotta (Mitchell et al., 2012). La variabilità nell’intensità relativa di questi segnali tra i diversi modelli contribuisce a spiegare le discrepanze nella direzione prevista per i cambiamenti nella frequenza degli SSW.

L’elencazione di queste incertezze in aree chiave della ricerca sugli SSW sottolinea l’importanza di ridurle per ottenere benefici concreti per l’umanità. Un miglioramento delle previsioni meteorologiche, delle proiezioni climatiche e della capacità di mitigare gli effetti ionosferici sulle comunicazioni rappresentano obiettivi raggiungibili attraverso un progresso in questo campo. La ricerca stratosferica può trarre vantaggio dall’evoluzione di discipline emergenti come l’apprendimento automatico, l’analisi dei big data, l’intelligenza artificiale e il data mining, che stanno diventando sempre più praticabili grazie alla crescente capacità di gestire grandi volumi di dati. Queste nuove tecnologie offrono strumenti promettenti per affrontare le complessità degli SSW, potenzialmente rivoluzionando la comprensione e la previsione di questi fenomeni nei prossimi anni.

https://doi.org/10.1029/2020RG000708