Anomalie Distinte nella Troposfera Durante Eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso Accompagnati da Cresta Uralica Forte e Debole

Introduzione generale

Le sudden stratospheric warmings (SSW), o “riscaldamenti stratosferici improvvisi”, sono eventi dinamici e termici che si verificano nella stratosfera terrestre – in genere sopra le regioni polari – e sono caratterizzati da un rapido aumento della temperatura e da un indebolimento o addirittura un’inversione dei venti circumpolari (il cosiddetto vortice polare). Questi eventi possono propagare la loro influenza fino alla troposfera, influenzando i pattern di circolazione atmosferica su vasta scala, comprese la distribuzione delle alte e basse pressioni, i regimi di blocco, e le teleconnessioni su scala emisferica come l’Arctic Oscillation (AO).

Il lavoro in questione si concentra in particolare su come le anomalie troposferiche differiscano a seconda che la formazione di un SSW si accompagni a un Ural Ridge più forte (strong) o più debole (weak). L’Ural Ridge è un’area di alta pressione relativamente persistente che si forma nella regione degli Urali (tra l’Europa Orientale e l’Asia centrale) e che gioca un ruolo cruciale nei processi di scambio meridiano di calore e nella modulazione del getto polare in Europa e in Asia settentrionale.

Perché l’Ural Ridge è importante?

1. Localizzazione geografica strategica
   L’Ural Ridge (o blocco degli Urali) si situa in una zona di transizione critica per la circolazione a latitudini medio-alte. Quando tale area di alta pressione è forte, può fungere da “ponte” per il trasferimento di calore e di vorticità verso le latitudini polari, contribuendo a perturbare il vortice polare stratosferico.
2. Interazione con la propagazione d’onda
   La formazione di onde planetarie (o di Rossby) e la loro propagazione verticale, dalle regioni troposferiche verso la stratosfera, è un elemento chiave nello sviluppo e nella dinamica di un SSW. Un Ural Ridge forte tende a intensificare la propagazione d’onda verso la stratosfera, favorendo il trasferimento di energia e, dunque, rendendo più probabile o più marcato il riscaldamento stratosferico. Viceversa, un Ural Ridge debole fornisce un forcing d’onda meno vigoroso, con conseguenti dinamiche di SSW potenzialmente diverse.
3. Effetti sulla troposfera circostante
   La persistenza di una cella anticiclonica sugli Urali modifica i percorsi delle perturbazioni atlantiche ed euro-asiatiche, influenzando le precipitazioni e i pattern di temperatura nella regione euroasiatica. Quando si instaura un SSW accompagnato da un Ural Ridge forte, le anomalie di pressione e di geopotenziale in troposfera possono risultare più marcate e condurre a configurazioni più “bloccanti”, favorendo intrusioni di aria fredda verso latitudini più basse. Nel caso di un Ural Ridge più debole, le anomalie troposferiche assumono un carattere differente, con eventuali conseguenze meno estreme in termini di freddo o blocchi ma con altri tipi di scostamenti dai regimi abituali.

Dinamica dei Sudden Stratospheric Warmings (SSW)

1. Riscaldamento stratosferico

Un SSW si manifesta tipicamente con un marcato aumento della temperatura (anche di diverse decine di gradi) nella stratosfera polare, dove normalmente domina aria molto fredda e un vortice circumpolare intenso. Questo riscaldamento è dovuto all’intensa propagazione di onde planetarie dalle medie latitudini, che trasportano momento ed energia verso la stratosfera. La rottura o l’assorbimento di queste onde in stratosfera produce un effetto di decelerazione dei venti zonali e, talvolta, l’inversione dei venti da occidentali a orientali.

2. Indebolimento o rottura del vortice polare

Durante un SSW, il vortice polare stratosferico – se sufficientemente disturbato – si indebolisce fortemente o si disloca, suddividendosi talvolta in due lobi. Questo cambiamento drammatico nella struttura del vortice stratosferico può favorire il moto di masse d’aria fredda verso latitudini più basse e influenzare i pattern di circolazione troposferica nelle settimane successive.

3. Effetti troposferici

La comparsa di un SSW è spesso correlata a configurazioni troposferiche di tipo blocking, al passaggio di onde planetarie di grande ampiezza e a un calo dell’indice dell’Artic Oscillation (AO) che si associa a temperature più fredde e a maggiore probabilità di neve in Eurasia e Nord America. Tuttavia, non tutti gli SSW determinano lo stesso tipo di risposta troposferica: dipende dalla tempistica, dall’intensità del disturbo, e da fattori regionali come, appunto, la forza dell’Ural Ridge.

Distinzione tra Ural Ridge forte e Ural Ridge debole

Ural Ridge forte (“Strong UR”)

• Propagazione d’onda amplificata:
  Un Ural Ridge robusto corrisponde spesso a un’anomalia anticiclonica marcata, il che favorisce un’ulteriore deviazione del flusso zonale e una più efficace propagazione verso l’alto delle onde di Rossby. Questo si traduce in una maggiore probabilità di innescare un SSW “classico” (denominato a volte di tipo “displacement” o “split” a seconda che il vortice polare venga spostato o suddiviso).
• Anomalie troposferiche più forti:
  Quando il vortice stratosferico si indebolisce in concomitanza con un Ural Ridge ben definito, la struttura anticiclonica in troposfera tende a rimanere più persistente, generando pattern di blocco a scala regionale/continentale. Ciò implica che le ondate di freddo (o, in certi casi, di calore anomalo all’interno delle zone anticicloniche stesse) siano più accentuate e persistenti per giorni o addirittura settimane.
• Effetti sulla circolazione euroasiatica:
  Con un Ural Ridge forte, aumentano le probabilità di vedere un getto polare deviare verso latitudini più settentrionali su Europa occidentale e/o centrale, lasciando l’Est Europa e la Siberia sotto influenza di aria più fredda e correnti più meridiane. In parole semplici, il blocco sugli Urali ostacola la progressione delle perturbazioni atlantiche, favorendo intrusioni di aria artica verso sud (in Eurasia) e determinando situazioni potenzialmente nevose o molto fredde alle medie latitudini.

Ural Ridge debole (“Weak UR”)

• Meno forzante d’onda:
  Un Ural Ridge debole indica che l’anticiclone sugli Urali è meno pronunciato. Di conseguenza, l’invio di energia d’onda verso la stratosfera può risultare minore, lasciando il vortice polare inizialmente più compatto e meno disturbato. Se un SSW si verifica ugualmente, potrebbe dipendere da altri meccanismi di generazione d’onda (ad esempio dall’area del Pacifico o dall’Atlantico), con caratteristiche temporali e di intensità diverse.
• Anomalie troposferiche meno marcate:
  L’assenza di un forte blocco sugli Urali significa che i pattern troposferici di alta e bassa pressione sono più vicini alla climatologia tipica, o comunque meno estremi. Benché possano ancora verificarsi ondate di freddo o anomalie termiche, queste tendono a essere meno persistenti, o più localizzate, rispetto ai casi con un Ural Ridge più vigoroso.
• Maggiore variabilità zonale:
  In una situazione di Ural Ridge debole, il flusso occidentale o zonale (westerlies) in troposfera tende a dominare. Di conseguenza, eventuali perturbazioni si spostano più rapidamente, e i cambi di pattern (alta/bassa pressione) sono più veloci. Inoltre, le connessioni stratosfera-troposfera in queste circostanze si manifestano con tempistiche diverse e con esiti più incerti in termini di anomalie troposferiche.

Meccanismi fisici che collegano Stratosfera e Troposfera

1. Feedback d’onda:
   La formazione o il rafforzamento dell’Ural Ridge in troposfera genera un pattern di onde stazionarie che si propaga verso la stratosfera. Una volta che queste onde “rompono” in stratosfera, il vortice polare subisce una significativa decelerazione, e ciò innesca il riscaldamento. Se l’evento di SSW è abbastanza forte, si ha una ridiscesa di anomalie di circolazione verso la troposfera nelle settimane seguenti.
2. Variazioni dell’Artic Oscillation (AO):
   L’AO è un indice che misura la differenza di pressione fra le alte e le medie latitudini dell’emisfero Nord. Un SSW spesso conduce a un AO negativo in troposfera, con incremento della pressione a latitudini polari e correnti più meridiane. L’intensità di questo segnale dipende anche da quanto persistente e ampio è il blocco sugli Urali.
3. Condizioni di base pre-esistenti:
   Non si deve trascurare l’influenza delle condizioni di temperatura oceanica (soprattutto nel Pacifico tropicale o nell’Atlantico), dell’estensione della copertura nevosa eurasiatica autunnale e di altri fattori climatici (ad esempio la fase della QBO – Quasi-Biennial Oscillation). Questi elementi concorrono a modulare la robustezza dei blocchi invernali sugli Urali e, quindi, l’eventuale innesco di un SSW.

Implicazioni e conclusioni dello studio

Lo studio mette in evidenza come il ruolo dell’Ural Ridge sia determinante nel definire il tipo e l’intensità della risposta troposferica agli SSW. In particolare:

• SSW con Ural Ridge forte comporta spesso:
  • Intenso rafforzamento di pattern di blocco in troposfera, con anomalie termiche (negative o positive) più persistenti.
  • Possibili ondate di freddo più durature in Asia ed Europa, a causa del blocco che devia il flusso zonale e facilita la discesa di aria artica.
  • Più marcato shift verso un AO negativo, con conseguenze sul clima emisferico (ad esempio precipitazioni nevose insolite alle medie latitudini).
• SSW con Ural Ridge debole risulta più “morbido” nella risposta troposferica:
  • Anomalie di pressione e temperatura più limitate o di minore durata.
  • Minore probabilità di blocchi persistenti su larga scala.
  • Un segnale stratosfera-troposfera meno netto, anche se talvolta possono comunque verificarsi irruzioni fredde, sebbene più localizzate.

Lo studio fa emergere, dal punto di vista diagnostico, che non tutti gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso sono uguali; alcuni, infatti, si collegano a pattern troposferici più estremi, mentre altri hanno un impatto ridotto o più circoscritto a determinate regioni. Una porzione cospicua di questa differenza è proprio associata alla forza con cui si costituisce l’anticiclone sugli Urali, e alla conseguente modulazione della propagazione d’onda.

Considerazioni finali

La comprensione dei SSW e dei relativi impatti troposferici è di grande interesse per la previsione a medio e lungo termine (le cosiddette previsioni substagionali e stagionali). Poiché l’Ural Ridge è un nodo fondamentale nella dinamica d’onda dell’emisfero Nord, monitorare la forza di questa struttura anticiclonica, specialmente nelle fasi preliminari all’inverno, può fornire utili indicazioni sulla probabilità e sulla natura di un SSW in arrivo e, di conseguenza, sul tipo di pattern che potremmo osservare in superficie.

Dal punto di vista scientifico, questa ricerca invita a investire in modelli e analisi che tengano conto in modo più raffinato della variabilità regionale (come l’evoluzione del campo di pressione sugli Urali), per migliorare la predicibilità e la capacità di simulare gli estremi invernali. Infine, è importante ricordare che l’innesco di un SSW non dipende da un singolo fattore, ma da un intricato insieme di fenomeni interconnessi: interazioni tropico-strato, pattern di circolazione atmosferica, fase dell’AO, QBO, variabilità oceanica, e così via. Tuttavia, il ruolo dell’Ural Ridge si è dimostrato in questo studio particolarmente significativo nel modulare la forza e il segno delle anomalie troposferiche.

In sintesi, l’articolo rivela come la presenza di un Ural Ridge intenso o debole al momento dell’insorgere di un SSW influenzi in modo considerevole le configurazioni troposferiche invernali, determinando distinte anomalie di geopotenziale, flusso e temperature. Lo studio mette in luce quanto sia fondamentale tenere presente la variabilità regionale su scala eurasiatica per una comprensione più completa di questi spettacolari fenomeni atmosferici e per migliorare la capacità di previsione del tempo a lungo termine.

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Anomalie Distinte nella Troposfera Durante Eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso Accompagnati da Cresta Uralica Forte e Debole

Diverse anomalie precursori nella troposfera che innescano riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSWs) possono condurre a evoluzioni distinte della circolazione atmosferica. Questo studio identifica differenze significative nelle evoluzioni della circolazione troposferica durante gli SSWs che seguono anomalie anormalmente forti (SUR-SSWs) e deboli (WUR-SSWs) della cresta Uralica.

Gli SUR-SSWs mostrano un’intensificazione del fosso dell’Asia Orientale nella settimana successiva, mentre un rinforzo della cresta della Groenlandia e anomalie negative del modo annulare troposferico possono persistere per un mese. In contrasto, i WUR-SSWs manifestano un raffreddamento superficiale sopra l’Eurasia settentrionale senza anomalie significative del modo annulare troposferico.

Durante gli SUR-SSWs, le onde indotte dalla sorgente d’onda Uralica potenziata tendono a propagarsi sotto la tropopausa, amplificando il fosso dell’Asia Orientale. Inoltre, a causa della riduzione della velocità di fase delle onde, le anomalie preesistenti della cresta Uralica migrano verso ovest e amplificano la cresta della Groenlandia.

Prima dei WUR-SSWs, il raffreddamento preesistente nel nord-est dell’Asia migra verso ovest e amplifica il raffreddamento dell’Eurasia settentrionale. Di conseguenza, le anomalie della cresta Uralica precedenti agli SSWs influenzano significativamente la circolazione troposferica post-SSW, suggerendo un legame cruciale tra le condizioni meteorologiche regionali e i cambiamenti a livello globale nell’atmosfera superiore.

Il Vortice Polare Stratosferico Artico e il Riscaldamento Stratosferico Improvviso

Il vortice polare stratosferico artico, una potente circolazione ciclonica che si estende da 10 a 50 km sopra la superficie, si forma in autunno all’inizio della notte polare. Occasionalmente, onde di grande scala che si propagano nella stratosfera con un intenso e persistente trasporto di calore eddico possono disgregare il vortice polare, causando un rapido riscaldamento e un’inversione dei venti occidentali in pochi giorni, un fenomeno noto come riscaldamento stratosferico improvviso (SSW).

La rottura dell’onda planetaria nella stratosfera superiore durante gli SSW riduce i venti occidentali e si estende fino allo strato critico, dove la velocità di fase zonale è uguale ai venti occidentali di fondo. Questa condizione è sfavorevole alla propagazione delle onde. Di conseguenza, le onde si frantumano a quote progressivamente inferiori e le anomalie orientali si estendono verso il basso fino alla stratosfera inferiore.

In seguito, le anomalie del vento zonale e dell’altezza geopotenziale si estendono verso il basso nella troposfera e perfino fino alla superficie, causando anomalie meteorologiche superficiali persistenti nell’emisfero settentrionale nelle settimane o mesi successivi. Questi eventi includono intense ondate di freddo sul nord Eurasia e Europa occidentale, nonché riscaldamenti significativi su Groenlandia e Canada orientale.

Sono stati identificati diversi meccanismi per spiegare l’impatto discendente degli SSW. L’aggiustamento geostrofico alle anomalie della vorticità potenziale (PV) stratosferica e il feedback delle eddy transitorie durante gli SSW possono direttamente ridurre i venti occidentali troposferici e promuovere la fase negativa dell’Oscillazione Artica (AO). Le osservazioni rivelano anche che, durante gli SSW, le onde sotto lo strato critico tendono a essere riflesse, portando a anomalie della circolazione troposferica locale.

Mentre gli SSW possono produrre anomalie superficiali statisticamente significative e sono considerati una fonte cruciale di prevedibilità sub-stagionale nel tempo superficiale, l’influenza di un singolo evento SSW mostra una variabilità considerevole, e quasi la metà degli SSW non sono seguiti da segnali che si propagano verso il basso. Diversi fattori fisici sono stati collegati alla probabilità di influenza discendente degli SSW, inclusi gli SSW che seguono anomalie del modo annulare troposferico negativo con un impatto discendente più marcato e gli SSW preceduti da una maggiore attività ondulatoria troposferica che possono mostrare una risposta troposferica più forte. Gli SSW con anomalie più forti e persistenti nella stratosfera inferiore possono anche dare origine a risposte superficiali più robuste. Un gradiente di PV meridionale più forte nella stratosfera superiore precedente agli SSW può amplificare la risposta superficiale. Gli SSW che assorbono onde potrebbero indurre anomalie AO superficiali, mentre gli SSW che riflettono onde tendono a promuovere eventi di blocco locali.Gli SSW caratterizzati da diverse geometrie del vortice polare stratosferico (tipologie di spostamento del vortice e divisione del vortice, tipi di numero d’onda 1 e numero d’onda 2) possono produrre risposte superficiali disparate. Tuttavia, alcuni studi non hanno rilevato differenze significative nella risposta del modo annulare. È stato inoltre suggerito che la risposta superficiale ai tipi di divisione si verifica una settimana prima rispetto a quella per i tipi di spostamento, associata a un raffreddamento dell’Eurasia settentrionale. In aggiunta, alcune ricerche indicano che il raffreddamento in Asia Orientale durante gli SSW è più influenzato dai blocchi degli Urali a monte che non dalla propagazione verso il basso dei segnali stratosferici. Quindi, sebbene l’interazione bidirezionale tra le onde planetarie e i flussi medi contribuisca alla propagazione verso il basso degli SSW, i meccanismi sottostanti che mediano la risposta meteorologica superficiale agli SSW rimangono parzialmente compresi.

Fonti anomale di onde, come una cresta e il riscaldamento sopra la regione degli Urali e dei mari di Barents-Kara (BKS) e la bassa pressione delle Aleutine, sono comunemente identificate come precursori degli SSW. Tuttavia, è incerto se gli SSW preceduti da diverse fonti d’onda manifestino evoluzioni distinte. Dal punto di vista climatologico, la fonte d’onda più forte che innesca la propagazione verso l’alto nella stratosfera è situata nella regione degli Urali durante l’inverno. Pertanto, questo studio esamina l’evoluzione dinamica degli SSW che seguono una forte cresta Ural (SUR-SSWs) e una debole (WUR-SSWs), corrispondenti rispettivamente a fonti d’onda Urali forti e deboli. I meccanismi responsabili della distinta evoluzione della circolazione in questi due tipi di SSW vengono ulteriormente esplorati. Il documento è organizzato come segue: la Sezione 2 introduce i dati e i metodi, mentre la Sezione 3 delinea i nostri risultati, che vengono ulteriormente discussi nella Sezione 4.

Risultati Anomalie della Circolazione Troposferica Associate agli SUR-SSWs e WUR-SSWs

La Figura 1 presenta l’evoluzione della circolazione durante gli SUR-SSWs. Circa 14 giorni prima dell’inizio degli SUR-SSWs, si osserva un riscaldamento sostenuto e anomalie positive dell’altezza geopotenziale sulla regione degli Urali. Un treno d’onda significativamente potenziato si propaga verticalmente dalla regione degli Urali, inducendo un’anomalia stratosferica del numero d’onda 1 (Fig. 1c). L’ampiezza del numero d’onda 1 nella stratosfera superiore è costantemente aumentata e alla fine porta alla rottura dell’onda dai giorno -7 al giorno -1, risultando in anomalie positive dell’altezza geopotenziale nella media zonale e un indebolimento del vortice polare stratosferico (Fig. 1f). Contemporaneamente, rimane una struttura ondulata nella stratosfera inferiore, caratterizzata da anomalie positive dell’altezza geopotenziale sulla regione degli Urali e anomalie negative dell’altezza geopotenziale a est. Dal giorno 0 al giorno 6 (Fig. 1i), i modelli d’onda preesistenti nella stratosfera si dissipano completamente.

Nella troposfera, c’è una propagazione potenziata a valle delle onde dalla regione degli Urali, che porta a un rafforzamento del fosso dell’Asia orientale e un raffreddamento vicino alla superficie, che raggiunge il picco nella settimana precedente l’inizio degli SSW (Fig. 1d, e) e persiste durante la prima settimana successiva agli SSW (Fig. 1g, h). Inoltre, le anomalie positive dell’altezza geopotenziale sulla regione degli Urali prima dell’inizio degli SSW si estendono verso ovest fino alla regione della Groenlandia. Di conseguenza, la cresta Ural potenziata porta a una circolazione atmosferica anomala sia a valle che a monte dopo gli SUR-SSWs. Come verrà mostrato in seguito, lo stato stratosferico associato agli SSW influisce significativamente sulla connessione tra la cresta degli Urali e la circolazione atmosferica in entrambe le direzioni.

Al contrario, ~14 giorni prima degli WUR-SSWs, emergono significative anomalie negative dell’altezza geopotenziale e della temperatura sull’Asia nordorientale (intorno ai 90°-180°E, 55-75°N) (Fig. 2a, b). Durante la settimana precedente l’inizio degli SSW, queste anomalie negative si estendono verso ovest fino alla regione degli Urali e raggiungono un massimo. Lehtonen et al.38 hanno anche suggerito che le anomalie di freddo sull’Eurasia settentrionale tendono ad essere più forti e diffuse prima dell’inizio degli SSW rispetto a dopo. Pertanto, il raffreddamento nell’Eurasia settentrionale è strettamente associato alla migrazione verso ovest delle anomalie fredde preesistenti. Inoltre, dal giorno −7 al giorno 6 (Fig. 2d–h), compaiono anomalie positive dell’altezza geopotenziale e della temperatura a sud del 50°N, in particolare sull’Asia orientale, in netto contrasto con le anomalie osservate nello stesso periodo per gli SUR-SSWs (Fig. 1g, h).Così, la posizione delle anomalie di temperatura e altezza geopotenziale dopo gli SSW dipende dalle caratteristiche delle anomalie preesistenti della cresta degli Urali. Le anomalie della circolazione troposferica nel mese seguente ai due tipi di SSW sono anch’esse distinte (Fig. 3). Per gli SUR-SSWs, anomalie positive persistenti dell’altezza geopotenziale dominano sopra la troposfera polare. Notabilmente, ci sono due picchi di anomalie positive dell’altezza geopotenziale: uno situato sopra il polo e l’altro sopra la Groenlandia intorno ai 60°N. A sud delle anomalie positive sopra la Groenlandia, si osservano anomalie negative dell’altezza geopotenziale, formando un modello a dipolo che assomiglia alla fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). D’altra parte, per gli WUR-SSWs, le anomalie negative dell’altezza geopotenziale sopra la regione degli Urali si dissipano rapidamente, e non emerge alcuna anomalia NAO.

L’evoluzione della circolazione contrastante durante entrambi i tipi di SSW è riprodotta dai risultati multi-modello CMIP6 (Fig. 4). Due settimane prima dell’inizio degli SUR-SSWs, ci sono anomalie significativamente positive dell’altezza geopotenziale e anomalie calde sopra la regione degli Urali (Fig. 4a e g). La cresta anormalmente forte sopra la regione degli Urali si estende verso ovest nel tempo e si trova sopra la Groenlandia intorno alla data di inizio degli SUR-SSWs (Fig. 4c). Inoltre, vi è un raffreddamento persistente e un fosso potenziato sull’Asia Orientale dal giorno −14 al giorno 6. Al contrario, dal giorno −7 al giorno 6 degli WUR-SSWs, ci sono distinte anomalie negative dell’altezza geopotenziale e di raffreddamento sopra il nord e il nord-est dell’Eurasia (Fig. 4e, f, k e l), coincidenti con un fosso dell’Asia Orientale indebolito e un riscaldamento persistente.

Per testare la sensibilità dei risultati alla soglia di zero gpm per le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa sopra la regione degli Urali nella classificazione degli SUR-SSWs e WUR-SSWs (vedi Metodi), abbiamo composto le anomalie della circolazione basate sui cinque SUR-SSWs con la cresta degli Urali più forte e i cinque WUR-SSWs con la cresta degli Urali più debole prima degli SSW per ogni modello. I risultati sono simili a quelli mostrati nella Fig. 4 (Fig. S1), suggerendo che le differenze tra SUR-SSWs e WUR-SSWs non dipendono fortemente dalla soglia utilizzata per distinguere SUR-SSWs e WUR-SSWs.La Figura S2 mostra le differenze nell’altezza geopotenziale a 500 hPa dopo l’inizio degli SSW, derivata dagli esperimenti di sensibilità WACCM (vedi Metodi). Rispetto alle corse CLIMnudge, sia le corse SUR-SSWs che WUR-SSWs mostrano anomalie persistenti positive dell’altezza geopotenziale sopra la regione polare, in particolare nel settore atlantico. Inoltre, il fosso dell’Asia Orientale è significativamente potenziato durante la prima settimana dopo l’inizio degli SUR-SSWs (Fig. S2a), una caratteristica che non si osserva negli WUR-SSWs durante lo stesso intervallo di tempo (Fig. S2d). Inoltre, una cresta della Groenlandia più forte e un fosso dell’Asia Orientale sono evidenti nella prima settimana dopo l’inizio degli SUR-SSWs rispetto all’inizio degli WUR-SSWs (Fig. S2g). Le anomalie della cresta della Groenlandia potenziate possono persistere fino a 20 giorni dopo l’inizio degli SSW (Fig. S2h). Poiché entrambe le corse sono spinte verso condizioni stratosferiche identiche, le differenze nelle anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa durante i periodi di corsa libera tra le corse SUR-SSWs e WUR-SSWs riflettono le risposte atmosferiche alle anomalie della cresta degli Urali che precedono gli SSW. Pertanto, le differenze simulate tra le corse SUR-SSWs e WUR-SSWs possono essere attribuite alle contrastanti anomalie della cresta degli Urali che precedono gli SSW. Va menzionato che questi esperimenti non considerano le interazioni oceano-atmosfera, che possono influenzare le anomalie della circolazione dopo gli SSW nell’atmosfera reale.L’evoluzione della media dell’altezza geopotenziale della calotta polare (PCH) rivela ulteriormente modelli distinti per gli SUR-SSWs e WUR-SSWs (Fig. 5a, 5b). Nelle 2 settimane precedenti entrambi i tipi di SSW, si osserva un’estensione verso il basso delle anomalie positive di PCH dalla stratosfera superiore (1 hPa) fino alla tropopausa (circa 200-300 hPa) nel tempo. Inoltre, gli SUR-SSWs mostrano significative anomalie positive di PCH nella troposfera circa 10 giorni prima dell’inizio, principalmente dovute ad anomalie positive dell’altezza geopotenziale nella regione degli Urali (Fig. 1). Inoltre, ci sono significative e durature anomalie positive di PCH e anomalie negative dei venti occidentali (Fig. 5c) che si estendono fino alla superficie durante il periodo di un mese seguente gli SUR-SSWs, in linea con la Fig. 3. Al contrario, si osservano anomalie negative di PCH nella troposfera circa 10 giorni prima dell’inizio degli WUR-SSWs, principalmente dovute a anomalie negative dell’altezza geopotenziale sull’Eurasia settentrionale (Fig. 2). Queste anomalie negative di PCH diminuiscono intorno all’inizio degli WUR-SSWs, senza anomalie significative di PCH nei mesi successivi (Fig. 5b).

L’evoluzione distinta di PCH durante entrambi i tipi di SSW è evidente anche nei risultati multi-modello CMIP6 (Fig. 4m, n). In questi modelli CMIP6, le anomalie di PCH stratosferiche durante sia gli SUR-SSWs che gli WUR-SSWs durano in media almeno 40 giorni. Tuttavia, le anomalie di PCH troposferiche seguenti agli SUR-SSWs sono significativamente più forti rispetto a quelle seguenti agli WUR-SSWs (Fig. 4o). Nonostante le evidenti anomalie asimmetriche zonali nell’altezza geopotenziale a 500 hPa che persistono a nord del 50°N nella settimana seguente agli WUR-SSWs (Fig. 4f), esse esibiscono un modello di numero d’onda-1 piuttosto che produrre un’anomalia significativa della media zonale di PCH.

La Figura 1 illustra l’evoluzione delle anomalie della circolazione atmosferica da due settimane prima a una settimana dopo l’inizio degli SUR-SSWs (Sudden Stratospheric Warming della Cresta Uralica). La figura è suddivisa in tre serie di pannelli che rappresentano diversi aspetti della dinamica atmosferica in momenti specifici durante l’evento.

• (a), (d), (g) – Anomalie di Temperatura a 700 hPa: Questi pannelli mostrano le anomalie di temperatura (in gradi Kelvin, indicati dalla colorazione) a un’altezza di 700 hPa. Le linee verticali indicano aree dove le anomalie sono statisticamente significative al 95% secondo il test t di Student, mentre le linee orizzontali indicano una significatività del 90%. Questo suggerisce cambiamenti termici significativi associati all’SSW, che possono influenzare i pattern meteorologici a livello di superficie.
• (b), (e), (h) – Anomalie di Altezza Geopotenziale a 500 hPa: Questi pannelli rappresentano le anomalie di altezza geopotenziale (in geopotential meters, gpm, indicati dalla colorazione) a 500 hPa. Anche qui, le linee indicano le regioni di significatività statistica, sottolineando come l’altezza geopotenziale sia un indicatore cruciale delle modifiche nella circolazione atmosferica.
• (c), (f), (i) – Altezza Geopotenziale e Componenti del Flusso Ondoso di Plumb: In questi pannelli, oltre alle anomalie di altezza geopotenziale, sono rappresentati i componenti verticali e meridionali del flusso ondoso di Plumb (vettori, in m2/s2m^2/s^2m2/s2), mediati tra i 50°N e i 70°N. Il componente verticale dei vettori è scalato di un fattore 200, evidenziando la direzione e l’intensità del trasporto di energia ondulatoria nell’atmosfera, essenziale per capire i meccanismi di propagazione delle onde durante gli SSW.

Le fasi temporali esaminate nei pannelli sono:

• (a-c) da -14 a -8 giorni prima dell’inizio degli SUR-SSWs,
• (d-f) da -7 a -1 giorni prima dell’inizio degli SUR-SSWs,
• (g-i) da 0 a 6 giorni dopo l’inizio degli SUR-SSWs.

Questi dati compositi sono fondamentali per comprendere le transizioni dinamiche e le risposte atmosferiche durante e dopo gli eventi di riscaldamento stratosferico, mettendo in luce l’impatto sostanziale di questi fenomeni sul clima e sulle condizioni meteorologiche di superficie.

La Modulazione della Migrazione a Monto delle Onde di Rossby da un Vortice Polare Stratosferico indebolito durante gli SSW

Anche se le anomalie dell’altezza geopotenziale sull’Eurasia settentrionale prima degli SUR-SSWs sono opposte a quelle prima degli WUR-SSWs, queste anomalie generalmente mostrano una migrazione verso ovest in entrambi gli eventi SSW (Fig. 1 e 2). Le Figure 6a e 6b mostrano i diagrammi di Hovmöller dei coefficienti di correlazione tra l’altezza geopotenziale a 500 hPa e la temperatura a 700 hPa sull’Asia nordorientale al giorno −3 (Fig. 6a), e l’altezza geopotenziale a 500 hPa sulla Groenlandia al giorno 6 (Fig. 6b) di tutti gli SSW, rispettivamente. Notabilmente, i centri di correlazione positiva si spostano verso ovest nel tempo, indicando la migrazione verso ovest delle onde con una velocità di fase zonale negativa. Di conseguenza, la temperatura a 700 hPa sull’Asia nordorientale nelle 2 settimane precedenti agli SSW potrebbe essere utilizzata per prevedere le anomalie dell’altezza geopotenziale sull’Eurasia settentrionale intorno all’inizio degli SSW (Fig. 6a). Allo stesso modo, l’altezza geopotenziale a 500 hPa sulla regione degli Urali nelle 2 settimane precedenti agli SSW potrebbe essere utilizzata per prevedere l’altezza geopotenziale a 500 hPa sulla Groenlandia (Fig. 6b). Questo suggerisce che la migrazione verso ovest delle anomalie positive dell’altezza geopotenziale sulla regione degli Urali prima degli SUR-SSWs verso la Groenlandia dopo gli SSW è importante per le persistenti anomalie positive di PCH nella troposfera (Fig. 5a).

Le Figure 5e e 5f presentano l’evoluzione della velocità di fase zonale per entrambi gli SUR-SSWs e WUR-SSWs. Dal giorno -10 al giorno 30 di entrambi i tipi di SSW, la velocità di fase delle onde troposferiche è inferiore alla sua climatologia, in linea con le scoperte di Schutte et al. È stato dimostrato che un vortice polare stratosferico debole può indebolire i venti occidentali troposferici e conseguentemente portare al movimento verso ovest dei blocchi Urali. Teoricamente, un vortice polare stratosferico debole può indebolire i venti occidentali troposferici attraverso il riarrangiamento delle anomalie di vorticità potenziale stratosferica e i feedback delle eddy transitorie. Poiché la velocità di fase delle onde di Rossby è proporzionale ai venti occidentali di sfondo, è attesa una riduzione della velocità di fase delle onde troposferiche in condizioni di vortice polare stratosferico debole. In conclusione, un vortice polare stratosferico debole potrebbe promuovere la migrazione verso ovest di alta (bassa) anomala preesistente sulla regione degli Urali (Asia settentrionale) prima degli SUR-SSWs (WUR-SSWs) riducendo i venti occidentali troposferici e la velocità di fase delle onde.

La Figura 2 illustra l’evoluzione delle anomalie della circolazione atmosferica da due settimane prima a una settimana dopo l’inizio degli WUR-SSWs (Weak Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings). La figura è organizzata in tre serie di pannelli che rappresentano vari aspetti della dinamica atmosferica durante specifici intervalli di tempo associati all’evento.

1. Pannelli (a), (d), (g) – Anomalie di Temperatura a 700 hPa: Questi pannelli mostrano le anomalie di temperatura (in gradi Kelvin, indicate dalla colorazione) a un’altezza di 700 hPa. Le anomalie sono rappresentate con sfumature che indicano l’intensità del cambiamento termico. Le aree con linee verticali evidenziano anomalie statisticamente significative al 95% di livello di confidenza, mentre le linee orizzontali denotano una significatività del 90%. Queste indicazioni sono cruciali per identificare regioni con variazioni termiche particolarmente rilevanti durante l’evento.
2. Pannelli (b), (e), (h) – Anomalie di Altezza Geopotenziale a 500 hPa: Questi pannelli illustrano le anomalie dell’altezza geopotenziale (in geopotential meters, gpm, indicate dalla sfumatura) a 500 hPa. L’altezza geopotenziale è essenziale per comprendere i cambiamenti nei pattern di pressione atmosferica che influenzano la circolazione.
3. Pannelli (c), (f), (i) – Altezza Geopotenziale e Componenti del Flusso Ondoso di Plumb: In questi pannelli, oltre alle anomalie di altezza geopotenziale, sono rappresentati i componenti verticali e meridionali del flusso ondoso di Plumb (vettori, in m2/s2m^2/s^2m2/s2), mediati tra i 50°N e i 70°N. I vettori illustrano la direzione e l’intensità del movimento delle onde atmosferiche. Il componente verticale dei vettori è scalato di un fattore 200 per una chiara visualizzazione.

Le fasi temporali esaminate nei pannelli sono:

• (a-c) da -14 a -8 giorni prima dell’inizio degli WUR-SSWs,
• (d-f) da -7 a -1 giorni prima dell’inizio degli WUR-SSWs,
• (g-i) da 0 a 6 giorni dopo l’inizio degli WUR-SSWs.

Questa serie di mappe e diagrammi fornisce una visione comprensiva delle dinamiche atmosferiche legate agli WUR-SSWs, mettendo in luce come specifiche anomalie termiche e di pressione si sviluppino e migrino intorno all’evento. Le aree di significatività statistica indicano regioni dove i cambiamenti sono particolarmente marcati, suggerendo aree di potenziale impatto climatico e meteorologico significativo.

La Figura 3 illustra l’evoluzione delle anomalie dell’altezza geopotenziale troposferica a 500 hPa nel mese successivo all’inizio degli SUR-SSWs (Strong Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings) e WUR-SSWs (Weak Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings). La figura è organizzata in sei pannelli, rappresentando due sequenze temporali distinte per ciascun tipo di evento, che evidenziano le variazioni atmosferiche su scala temporale estesa.

• Pannelli (a), (b), (c) per SUR-SSWs:
  • (a) Giorno 1 al Giorno 10: Mostra le anomalie dell’altezza geopotenziale nei primi dieci giorni dopo l’inizio degli SUR-SSWs, con sfumature di colore che indicano l’intensità dell’anomalia in geopotential meters (gpm).
  • (b) Giorno 11 al Giorno 20: Fornisce dettagli sull’evoluzione delle anomalie durante il periodo medio del mese seguente all’evento.
  • (c) Giorno 21 al Giorno 30: Illustra le anomalie verso la fine del mese, mostrando come le anomalie persistono o evolvono.
• Pannelli (d), (e), (f) per WUR-SSWs:
  • (d) Giorno 1 al Giorno 10: Paragonabile al pannello (a) ma specifico per gli WUR-SSWs, evidenziando come l’impatto iniziale di questi eventi differisca da quello degli SUR-SSWs.
  • (e) Giorno 11 al Giorno 20: Continua a monitorare l’evoluzione delle anomalie per il periodo medio.
  • (f) Giorno 21 al Giorno 30: Fornisce una panoramica delle anomalie alla fine del mese per gli WUR-SSWs.

Le linee verticali nelle mappe indicano aree dove le anomalie sono statisticamente significative al 95% di livello di confidenza, mentre le linee orizzontali denotano una significatività del 90%, secondo il test t di Student. Questi indicatori sono cruciali per identificare le regioni dove le anomalie sono robuste e statisticamente rilevanti.

Questa serie di mappe fornisce una comprensione chiara di come eventi di riscaldamento stratosferico distinti, quali SUR-SSWs e WUR-SSWs, possano avere impatti differenziati sulla dinamica della troposfera nelle settimane successive all’evento, offrendo spunti preziosi sulla persistenza e sull’intensità delle risposte climatiche regionali.

La Modulazione della Propagazione delle Onde di Rossby a Valle da un Vortice Polare Stratosferico indebolito durante gli SSW

Sebbene le onde che si propagano dalla cresta degli Urali svolgano un ruolo cruciale nell’approfondimento del fosso dell’Asia orientale e nel raffreddamento associato agli SSW (Fig. 1), il vortice polare stratosferico debole, come flusso di sfondo su larga scala, può anche modulare la propagazione delle onde e quindi il collegamento tra la cresta degli Urali potenziata e il fosso dell’Asia orientale. Prima dell’inizio di entrambi i tipi di SSW, la riduzione nella frequenza negativa delle condizioni di indice di rifrazione sopra la tropopausa (Fig. 5g e h) favorisce la propagazione verso l’alto delle onde troposferiche nella stratosfera. Di conseguenza, le onde indotte dalla sorgente d’onda degli Urali potenziata sono più propense a propagarsi nella stratosfera durante questo periodo. Le onde stratosferiche amplificate successivamente si rompono (Fig. 5i, j) e innescano gli SSW. Dopo il giorno -5, si verifica un aumento delle condizioni di indice di rifrazione negativa al quadrato sopra la tropopausa, che inibisce la propagazione verso l’alto delle onde. Studi precedenti hanno dimostrato che la propagazione verticale delle onde tende ad essere limitata quando la stabilità statica vicino alla tropopausa è anomamente alta, una caratteristica osservata durante gli SSW. White et al. hanno applicato perturbazioni di riscaldamento stratosferico per innescare gli SSW, e hanno scoperto che la propagazione verso l’alto delle onde sarebbe stata soppressa come risposta diretta agli SSW. Di conseguenza, le onde indotte dalla sorgente d’onda degli Urali potenziata durante gli SUR-SSWs tendono a propagarsi a valle sotto la tropopausa, potenziando così il fosso dell’Asia orientale.

Il cambiamento nella propagazione verticale delle onde è ulteriormente verificato da un diagramma di Hovmöller (Fig. 6c, d). L’altezza geopotenziale degli Urali al giorno -6 è positivamente correlata con quella dal giorno -15 a -6 prima dell’inizio degli SSW (Fig. 6c), insieme alla propagazione verso l’alto delle onde planetarie tra 60° e 180° E (Fig. 6d). Tuttavia, dopo il giorno -6, la componente verticale del flusso d’onda non mostra più sensibilità all’altezza geopotenziale degli Urali al giorno -6, indicando una soppressione della propagazione verso l’alto delle onde. Contemporaneamente, l’altezza geopotenziale degli Urali al giorno -6 è negativamente correlata con l’altezza geopotenziale troposferica a valle (90°-150°E) intorno al giorno 6, riflettendo un treno d’onde che si propaga verso est confinato sotto la tropopausa. Pertanto, l’altezza geopotenziale sulla regione degli Urali prima dell’inizio degli SSW potrebbe fungere da predittore sia per la circolazione a monte sia a valle dopo gli SSW.

Un altro indicatore della propagazione preferenziale delle onde sotto la tropopausa è l’aumento della frequenza di RWB osservato nel mese successivo agli SSW (Fig. 5i e j). Poiché le onde tendono a propagarsi e amplificarsi sotto la tropopausa, esse alla fine si rompono, portando a uno scambio irreversibile di calore e vorticità potenziale (PV) tra le latitudini medie e alte nella troposfera. Il feedback delle eddy transitorie come risposta agli SSW gioca un ruolo importante nella formazione delle anomalie negative dell’Oscillazione Artica (AO) e nella riduzione dei venti occidentali troposferici alle alte latitudini. Notabilmente, un aumento della frequenza di RWB può essere osservato a seguito di entrambi i tipi di SSW ed è un processo relativamente indipendente dalle anomalie della cresta degli Urali che precedono gli SSW.

Amplificazione dell’importanza delle anomalie della cresta degli Urali per la circolazione troposferica durante gli SSW

Per approfondire ulteriormente l’importanza degli SUR-SSWs nella previsione meteorologica troposferica, abbiamo analizzato le relazioni tra le anomalie della cresta degli Urali al giorno -6 e l’altezza geopotenziale ai giorni 0 e 6 durante gli SSW rispetto a quelli durante gli SPV. Abbiamo anche selezionato tutti i giorni tipici d’inverno caratterizzati da anomalie dell’altezza geopotenziale degli Urali che superano ± 0,5 deviazioni standard durante l’inverno, esaminando le relazioni tra le anomalie tipiche della cresta degli Urali e l’altezza geopotenziale 6 e 12 giorni dopo (Fig. 7).

Per gli SSW, le correlazioni positive tra le anomalie della cresta degli Urali al giorno 6 e l’altezza geopotenziale a 500 hPa al giorno 0 appaiono come una banda che si estende dalla regione degli Urali al settore atlantico (Fig. 7a). Questi centri di correlazione positiva migrano ulteriormente verso ovest fino al settore atlantico entro il giorno 6 (Fig. 7b). Tale migrazione verso ovest delle anomalie della cresta è assente durante gli eventi SPV (Fig. 7d, e). Inoltre, per gli SSW, significative correlazioni negative tra le anomalie della cresta degli Urali al giorno -6 e l’altezza geopotenziale a 500 hPa sull’Asia orientale persistono fino al giorno 6 (Fig. 7b), un fenomeno non osservato durante gli eventi SPV (Fig. 7e) e nei giorni con anomalie tipiche della cresta degli Urali (Fig. 7h). Questo suggerisce un collegamento intensificato tra la cresta degli Urali e il fosso dell’Asia orientale durante gli SSW, che potrebbe essere attribuito alla soppressione della propagazione verticale delle onde e quindi a una propagazione delle onde potenziata dalla cresta degli Urali al di sotto della tropopausa.

Interessantemente, per gli eventi SPV, le correlazioni negative tra le anomalie della cresta degli Urali al giorno -6 e l’altezza geopotenziale a 500 hPa sull’Asia orientale al giorno 0 (Fig. 7d) sono più deboli di quelle 6 giorni dopo le anomalie tipiche della cresta degli Urali (Fig. 7g). La connessione più debole tra la cresta degli Urali e il fosso dell’Asia orientale rispetto alla norma potrebbe essere spiegata dalla diminuita frequenza negativa dell’indice di rifrazione al quadrato in condizioni SPV, promuovendo la propagazione verso l’alto delle onde indotte dalla sorgente d’onda degli Urali (Fig. S3b), corrispondente a una propagazione orizzontale delle onde indebolita sotto la tropopausa.

Inoltre, per gli SSW, le anomalie della cresta degli Urali al giorno -6 mostrano una significativa correlazione positiva con l’altezza geopotenziale troposferica fino a circa il giorno 16 degli SSW (Fig. 7c), in linea con le Fig. 3 e 5a. D’altra parte, tali correlazioni positive significative quasi scompaiono al giorno 5 degli eventi SPV (Fig. 7f) e 14 giorni dopo le anomalie tipiche della cresta degli Urali (Fig. 7i). Per gli SPV, le correlazioni positive significative tra le anomalie della cresta degli Urali al giorno -6 e l’altezza geopotenziale troposferica riemergono intorno al giorno 35 e si estendono dalla stratosfera superiore. Di nuovo, a causa della diminuita frequenza negativa dell’indice di rifrazione al quadrato in condizioni SPV, le onde associate alla cresta degli Urali potenziata tendono a propagarsi nella stratosfera (Fig. S3b) e a imprimere segnali anomali lì. In generale, gli SSW potrebbero amplificare l’importanza delle anomalie della cresta degli Urali nella previsione dei modelli di circolazione sul settore atlantico, sull’Asia orientale e sull’altezza geopotenziale troposferica.

La Figura 4 mostra l’evoluzione delle anomalie della circolazione troposferica durante gli eventi di SUR-SSWs (Strong Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings) e WUR-SSWs (Weak Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings), basata sui risultati aggregati dei modelli CMIP6. Questa serie di pannelli fornisce una visione dettagliata delle differenze nei pattern atmosferici associati a questi due distinti fenomeni di riscaldamento stratosferico. Ecco una disamina dei pannelli:

• (a), (b), (c) Anomalie dell’Altezza Geopotenziale a 500 hPa durante gli SUR-SSWs:
  • (a) Giorno -14 a giorno -8: Visualizza le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa nei giorni che precedono l’inizio degli SUR-SSWs, offrendo una panoramica precoce degli effetti precursori dell’evento.
  • (b) Giorno -7 a giorno -1: Mostra le anomalie nella settimana immediatamente prima dell’evento, periodo cruciale per la comprensione della maturazione del fenomeno.
  • (c) Giorno 0 a giorno 6: Illustra le anomalie durante la prima settimana successiva all’esordio degli SUR-SSWs, essenziale per valutare l’impatto iniziale dell’evento sulla troposfera.
• (d), (e), (f) Anomalie dell’Altezza Geopotenziale a 500 hPa durante gli WUR-SSWs:
  • Seguono lo stesso schema temporale di (a), (b), (c) ma sono specifici per gli eventi di WUR-SSWs, permettendo un confronto diretto con gli SUR-SSWs.
• (g), (h), (i), (j), (k), (l) Anomalie della Temperatura a 700 hPa:
  • (g)-(i) per gli SUR-SSWs e (j)-(l) per gli WUR-SSWs, con lo stesso intervallo temporale di (a)-(f).
  • Le regioni con un’altitudine topografica superiore a 3000 metri sono mascherate per eliminare distorsioni nei dati causate dalle alte elevazioni.
• (m), (n), (o) Sezione trasversale tempo-pressione delle anomalie composite:
  • (m) riguarda gli SUR-SSWs, (n) gli WUR-SSWs, e (o) le differenze tra i due, mostrando come l’altezza geopotenziale pesata per area a nord del 60°N sia influenzata dagli eventi, con un focus su come le anomalie si sviluppino e si distribuiscano nel tempo rispetto alla data di inizio degli SSW.

Le anomalie sono visualizzate come deviazioni dalla media multi-modello e le regioni con linee verticali (orizzontali) sono statisticamente significative al 95% (90%) secondo il test t di Student. Questa analisi dettagliata aiuta a comprendere non solo le differenze temporali e spaziali nelle risposte alla circolazione atmosferica tra gli SUR-SSWs e gli WUR-SSWs, ma anche a svelare come queste anomalie si evolvano nel tempo in relazione all’inizio degli SSW, fornendo così spunti preziosi per la previsione e l’analisi del clima.

La Figura 5 presenta una serie di pannelli che illustrano l’evoluzione delle anomalie in vari aspetti meteorologici legati agli eventi di SUR-SSWs (Strong Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings) e WUR-SSWs (Weak Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings), utilizzando dati derivati dall’analisi ERA5. Questi pannelli forniscono un’analisi comparativa dell’impatto di questi due tipi di eventi sulla circolazione atmosferica al di sopra dei 60°N. Ecco una disamina dettagliata per ogni coppia di pannelli:

1. Pannelli (a) e (b) – Altezza Geopotenziale Polare:
   • Questi pannelli mostrano la sezione trasversale tempo-pressione delle anomalie dell’altezza geopotenziale pesata per area a nord del 60°N, normalizzata per la deviazione standard di ogni livello di pressione durante l’inverno.
   • (a) è specifico per gli SUR-SSWs e (b) per gli WUR-SSWs.
   • Le anomalie sono rappresentate con sfumature di colore che indicano la deviazione standard, evidenziando come gli eventi SSW influenzino l’altezza geopotenziale nella stratosfera e nella troposfera superiore.
2. Pannelli (c) e (d) – Westerlies (Venti Occidentali):
   • Questi grafici mostrano le anomalie dei venti occidentali pesati per area a nord del 60°N.
   • (c) per gli SUR-SSWs e (d) per gli WUR-SSWs.
   • Questi dati sono essenziali per comprendere come la forza dei venti occidentali cambi in risposta agli eventi SSW, influenzando la propagazione delle onde atmosferiche.
3. Pannelli (e) e (f) – Velocità di Fase delle Onde di Rossby:
   • Mostrano la velocità di fase delle onde di Rossby nella fascia di latitudine tra 50 e 80°N.
   • (e) per gli SUR-SSWs e (f) per gli WUR-SSWs.
   • Indicano come la velocità delle onde di Rossby varia in risposta agli eventi SSW, influenzando la dinamica delle onde a larga scala.
4. Pannelli (g) e (h) – Frequenza Negativa dell’Indice di Rifrazione al Quadrato:
   • Analizzano la frequenza negativa dell’indice di rifrazione al quadrato per il numero d’onda 1 nella fascia di latitudine tra 50–80°N.
   • (g) per gli SUR-SSWs e (h) per gli WUR-SSWs.
   • Questi pannelli sono cruciali per valutare le condizioni che favoriscono o inibiscono la propagazione verticale delle onde atmosferiche.
5. Pannelli (i) e (j) – Frequenza di Rottura delle Onde di Rossby:
   • Presentano la sezione trasversale tempo-temperatura potenziale della frequenza di rottura delle onde di Rossby su superfici isentropiche nella fascia di latitudine tra 50–80°N.
   • (i) per gli SUR-SSWs e (j) per gli WUR-SSWs.
   • Questi dati aiutano a comprendere come la rottura delle onde di Rossby sia influenzata dagli eventi SSW, con implicazioni per il trasferimento di calore e vorticità potenziale tra le latitudini medie e alte.

L’asse delle x in tutti i pannelli indica il giorno relativo rispetto alla data di inizio dell’SSW (giorno 0). Le regioni evidenziate da linee verticali (orizzontali) sono statisticamente significative al 95% (90%) secondo il test t di Student, evidenziando le aree di maggiore fiducia statistica nelle anomalie mostrate. Questa figura è fondamentale per capire come gli SSW modulino la circolazione atmosferica a scale temporali e spaziali diverse, influenzando significativamente il clima delle alte latitudini.

La Figura 6 presenta una serie di diagrammi di Hovmöller che mostrano le correlazioni lead-lag associate con l’altezza geopotenziale sopra le regioni della Groenlandia, Asia nord-orientale e Urali. Questi diagrammi sono fondamentali per esaminare come le correlazioni tra diverse variabili atmosferiche cambino nel tempo in relazione all’insorgenza di un evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW). Di seguito, una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

1. Pannello (a) – Correlazione tra Temperatura a 700 hPa e Altezza Geopotenziale a 500 hPa:
   • Illustra i coefficienti di correlazione tra la temperatura a 700 hPa sull’Asia nord-orientale (120-150°E, 50-70°N) al giorno -3 e l’altezza geopotenziale giornaliera media a 500 hPa tra 50°N e 70°N attorno all’insorgenza di tutti gli SSW.
   • Le regioni evidenziate da linee verticali (orizzontali) indicano aree dove la correlazione è statisticamente significativa al 95% (90%) secondo il test t di Student, segnalando una forte dipendenza tra le variabili in questi punti.
2. Pannello (b) – Correlazione tra Altezza Geopotenziale a 500 hPa sopra l’Atlantico e Altezza Geopotenziale media:
   • Mostra i coefficienti di correlazione tra l’altezza geopotenziale a 500 hPa sopra la regione atlantica (30°W-0°E, 60-80°N) al giorno 6 e l’altezza geopotenziale giornaliera media a 500 hPa tra 60°N e 80°N.
   • Anche qui, le linee verticali (orizzontali) segnalano significatività statistica al 95% (90%).
3. Pannello (c) – Correlazione tra Altezza Geopotenziale a 500 hPa sopra la regione degli Urali e Altezza Geopotenziale media:
   • Presenta i coefficienti di correlazione tra l’altezza geopotenziale a 500 hPa sopra la regione degli Urali (60°N-80°N, 60-80°E) al giorno -6 e l’altezza geopotenziale giornaliera media a 500 hPa tra 50°N e 70°N.
   • Le linee evidenziate indicano aree di significativa correlazione statistica.
4. Pannello (d) – Correlazione tra Altezza Geopotenziale a 500 hPa e Componente Verticale del Flusso Ondoso a 100 hPa:
   • Illustra i coefficienti di correlazione tra l’altezza geopotenziale a 500 hPa sopra la regione degli Urali al giorno -6 e la componente verticale del flusso ondoso a 100 hPa media tra 50°N e 70°N.
   • Le linee mostrano nuovamente le aree dove le correlazioni sono statisticamente significative.

L’asse verticale (y) in tutti i pannelli rappresenta i giorni relativi rispetto alla data di inizio dell’SSW (giorno 0). Questi diagrammi di Hovmöller sono strumenti essenziali per visualizzare come le interazioni tra differenti variabili atmosferiche evolvano nel tempo e come queste possano essere influenzate dagli eventi SSW, offrendo spunti importanti per la comprensione dei meccanismi di feedback tra stratosfera e troposfera, con impatti significativi sulla dinamica atmosferica globale.

Discussione

In questo studio, si è riscontrato che l’evoluzione della circolazione durante gli WUR-SSWs e gli SUR-SSWs è fondamentalmente distinta, come illustrato nella Fig. 8. Prima degli SUR-SSWs, si verifica una cresta potenziata e un riscaldamento prolungato sulla regione degli Urali. Contemporaneamente, la propagazione delle onde verso l’alto dalla regione degli Urali è potenziata, portando all’amplificazione persistente e alla rottura delle onde stratosferiche e indebolendo il vortice polare stratosferico. L’aumentata occorrenza di condizioni di indice di rifrazione negativo al quadrato sopra la tropopausa dopo gli SSW è sfavorevole per la propagazione verticale delle onde (Fig. 5g). Di conseguenza, il treno d’onde indotto dalla sorgente d’onda degli Urali potenziata è confinato sotto la tropopausa e si propaga a valle, potenziando il fosso e il raffreddamento sull’Asia orientale nella prima settimana dopo gli SUR-SSWs. Inoltre, le condizioni di vortice polare stratosferico debole rallentano i venti occidentali troposferici (Fig. 5c) e di conseguenza riducono la velocità di fase delle onde di Rossby (Fig. 5e), promuovendo la migrazione verso ovest delle anomalie positive dell’altezza geopotenziale sulla regione degli Urali verso la Groenlandia (Fig. 6b e 7a, b). La persistenza della cresta della Groenlandia potenziata contribuisce ulteriormente alle anomalie positive dell’altezza geopotenziale troposferica e alla fase negativa dell’NAO (Fig. 3a, b) che durano per 1 mese dopo gli SUR-SSWs (Fig. 3a–c). Al contrario, prima degli WUR-SSWs, a causa della migrazione verso ovest dell’altezza geopotenziale negativa dall’Asia nord-orientale, si verificano anomalie dell’altezza geopotenziale negative e raffreddamento sull’Asia nord-orientale dal giorno 0 al giorno 6, accompagnate da un fosso indebolito e riscaldamento sull’Asia orientale (Fig. 2). Inoltre, non si osservano anomalie significative dell’altezza geopotenziale troposferica nel mese successivo agli WUR-SSWs (Fig. 3). Pertanto, anomalie persistenti dell’altezza geopotenziale troposferica durante gli SUR-SSWs sono più probabili rispetto agli WUR-SSWs.

Studi precedenti hanno suggerito che l’ENSO ha implicazioni profonde per l’occorrenza degli SSW. Abbiamo scoperto che la probabilità di occorrenza degli SUR-SSWs è maggiore durante gli inverni di La Niña rispetto agli inverni di El Niño, e viceversa per gli WUR-SSWs (Tabella S3). Luo et al. hanno scoperto che le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa sulla regione degli Urali sono maggiori durante l’inverno di La Niña rispetto a quello di El Niño. Tuttavia, risultati simili possono essere ottenuti basandosi sui 20 SUR-SSWs e 8 WUR-SSWs durante condizioni ENSO neutre, suggerendo che i nostri risultati non sono significativamente influenzati dall’ENSO (Fig. S4). Inoltre, la combinazione della riduzione del ghiaccio marino artico e degli SSW è stata segnalata per aumentare la probabilità di eventi meteorologici estremi regionali dopo gli SSW. Poiché le anomalie del ghiaccio marino possono persistere per diversi mesi, ciò potrebbe modulare le anomalie superficiali associate alle perturbazioni stratosferiche su una scala temporale estesa. Ulteriori indagini sono necessarie per distinguere i contributi relativi della perdita di ghiaccio marino artico ai diversi tipi di SSW.

Confrontando l’evoluzione della circolazione associata a una cresta degli Urali potenziata prima degli SSW e degli eventi SPV, e quelli nei giorni con anomalie tipiche della cresta degli Urali, è emerso che i processi dinamici associati alle anomalie della cresta degli Urali prima degli SSW sono unici. Le anomalie della cresta degli Urali al giorno -6 degli SSW sono correlate linearmente con una cresta potenziata sul settore atlantico, il fosso dell’Asia orientale nella prima settimana dopo gli SSW, e l’altezza geopotenziale troposferica (PCH) fino al giorno 16 degli SSW (Fig. 7). Questo fenomeno non si osserva a seguito delle anomalie della cresta degli Urali prima degli eventi SPV o delle anomalie tipiche della cresta degli Urali. Pertanto, l’importanza delle anomalie della cresta degli Urali per la previsione meteorologica a lungo termine nell’emisfero nord è amplificata dallo stato stratosferico associato agli SSW.

Nonostante significative anomalie positive dell’altezza geopotenziale sopra la troposfera polare dai giorni 17-30 dopo gli SUR-SSWs (Fig. 3c e 5a), le anomalie della cresta degli Urali al giorno -6 non sono significativamente correlate linearmente con la PCH durante questo periodo (Fig. 7c). Inoltre, le anomalie negative della cresta degli Urali che precedono gli WUR-SSWs non sono seguite da significative anomalie negative della PCH (Fig. 3d–f e 5b). A causa dell’aumentata frequenza di rottura delle onde di Rossby (RWB) (Fig. 5i e j) e del feedback delle eddy associato a seguito di entrambi i tipi di SSW, possono essere indotte anomalie positive della PCH troposferica, amplificando così le anomalie positive della PCH seguenti agli SUR-SSWs e mascherando le anomalie negative della PCH associate alle anomalie negative della cresta degli Urali per gli WUR-SSWs. Nel complesso, le anomalie potenziate della cresta degli Urali potrebbero contribuire alla PCH troposferica positiva dal giorno 0 al giorno 16 dopo gli SUR-SSWs attraverso la loro migrazione verso ovest verso la Groenlandia. Questa PCH troposferica positiva dal giorno 17 al giorno 30 dopo gli SUR-SSWs può essere sostenuta da altri fattori come un’aumentata frequenza di RWB e feedback delle eddy associati.

Karpechko et al. hanno identificato una correlazione significativamente positiva tra la PCH a 150 hPa dal giorno 0 al giorno 4 dall’inizio dell’SSW e la PCH a 1000 hPa dal giorno 8 al giorno 52 (la loro Fig. 4), indicando il ruolo delle anomalie precoci nella PCH attorno alla tropopausa nel potenziare la prevedibilità a lungo termine. Abbiamo scoperto che quando viene applicato il filtro passa-alto di 90 giorni, i due indici mostrano una correlazione leggermente negativa, indicando che questa correlazione è principalmente contribuita dalla variabilità a bassa frequenza con periodi superiori a 90 giorni (Fig. S5a, b). È degno di nota che una correlazione positiva simile si trova quando si considerano i dati di tutti i giorni d’inverno, indicando la loro rilevanza più ampia oltre gli eventi SSW (Fig. S5c, d). Mentre il nostro studio evidenzia una correlazione leader distintiva tra le anomalie della cresta degli Urali che precedono gli SSW e le risposte superficiali successive nei primi 20 giorni dopo l’SSW, questa correlazione non mostra caratteristiche simili durante gli eventi SPV o a seguito di anomalie tipiche della cresta degli Urali (Fig. 7), suggerendo un meccanismo diverso da quello di Karpechko et al. Inoltre, la PCH a 150 hPa durante i giorni 0–4 e la PCH a 1000 hPa durante i giorni 8–52 per gli SUR-SSWs sono maggiori rispetto a quelli per gli WUR-SSWs, suggerendo che la PCH a 1000 hPa più forte durante i giorni 8–52 per gli SUR-SSWs sia in parte contribuita dalla PCH a 150 hPa più forte durante i giorni 0–4 (Fig. S5a). Dopo aver rimosso la componente lineare relativa alla PCH a 150 hPa durante i giorni 0–4, i valori della PCH a 1000 hPa durante i giorni 8–52 (Fig. S5e) e quelli durante i giorni 8–22 (Fig. S5f) per gli SUR-SSWs rimangono maggiori rispetto a quelli per gli WUR-SSWs, indicando che l’alta pressione degli Urali modula effettivamente gli impatti degli SSW sul tempo superficiale.

Questo studio sottolinea il ruolo delle anomalie della cresta degli Urali come fattori determinanti nella formazione di schemi di circolazione anomali sia a monte che a valle, e il ruolo degli SSW come modulatori nella propagazione e migrazione delle onde associate alla cresta degli Urali potenziata. Pertanto, l’evoluzione della circolazione troposferica associata agli SUR-SSWs non può essere spiegata come una sovrapposizione lineare dei loro effetti individuali, ma piuttosto come il risultato del accoppiamento tra gli SSW e le anomalie della cresta degli Urali. Tuttavia, dato che esiste una sorgente d’onda stazionaria e una cresta climatologica sulla regione degli Urali durante l’inverno, si prevede che, anche in assenza di anomalie dell’altezza geopotenziale nella regione degli Urali prima degli SSW (ovvero, quando la cresta degli Urali è nel suo stato medio climatologico), meccanismi simili siano in gioco: gli SSW potrebbero modulare la propagazione e migrazione delle onde associate alla cresta degli Urali climatologica. Ad esempio, studi precedenti che hanno impostato solo un vortice polare stratosferico debole nelle simulazioni dei modelli senza alterare artificialmente le anomalie della cresta degli Urali hanno mostrato che le onde che si propagano dalla regione degli Urali verso la stratosfera sono ridotte, mentre la propagazione sotto la tropopausa è potenziata, corrispondente al fosso approfondito sull’Asia orientale. Inoltre, Zhang et al. hanno notato che l’aumento dei blocchi in risposta al vortice polare stratosferico debole mostra modelli asimmetrici zonalmente, principalmente sul settore atlantico, e questi blocchi tendono a migrare da est a ovest, caratteristiche simili a quelle mostrate nelle Fig. 3a-c e 6b. Ulteriori indagini sono necessarie per chiarire i contributi relativi della cresta degli Urali e dello stato stratosferico alle risposte superficiali agli SSW.

La Figura 7 illustra una serie di correlazioni lead-lag associate all’altezza geopotenziale sopra la regione degli Urali al giorno -6 in contesti diversi: durante eventi SUR-SSW, WUR-SSW, e nei giorni con anomalie tipiche della cresta degli Urali. Ecco una disamina dettagliata di ogni pannello:

1. (a) e (b) – Correlazioni tra l’altezza geopotenziale a 500 hPa sopra la regione degli Urali al giorno -6 e l’altezza geopotenziale a 500 hPa:
   • (a) Mostra le correlazioni al giorno 0 degli SSW, evidenziando l’impatto immediato delle condizioni atmosferiche sugli eventi SSW.
   • (b) Mostra le correlazioni al giorno 6 degli SSW, fornendo insight su come le anomalie persistano o evolvano nel tempo breve dopo l’inizio degli eventi.
2. (c) – Correlazioni tra l’altezza geopotenziale a 500 hPa sopra la regione degli Urali al giorno -6 degli SSW e PCH (Pressione a Livello del Capo):
   • Questo pannello collega direttamente le anomalie atmosferiche agli effetti sulla pressione atmosferica superiore, mostrando l’estensione e la durata dell’influenza delle anomalie degli Urali sul clima più ampio.
3. (d), (e), (f) – Correlazioni per eventi SPV (Vortice Polare Stratosferico):
   • Seguono lo stesso schema di (a)-(c) ma specifici per gli eventi SPV, offrendo un confronto diretto sulle dinamiche in differenti contesti stratosferici.
   • (d) Correlazioni al giorno 0 degli SPV.
   • (e) Correlazioni al giorno 6 degli SPV.
   • (f) Correlazioni con PCH, esplorando l’effetto delle condizioni degli Urali sugli SPV e la pressione atmosferica associata.
4. (g) e (h) – Correlazioni nei giorni con anomalie tipiche della cresta degli Urali:
   • Esplorano l’effetto delle anomalie della cresta degli Urali quando emergono in condizioni climatiche standard (senza influenze dirette da eventi stratosferici).
   • (g) Correlazioni 6 giorni dopo le anomalie.
   • (h) Correlazioni 12 giorni dopo le anomalie, mostrando come tali anomalie influenzino la circolazione atmosferica oltre il periodo immediato.
5. (i) – Correlazioni tra l’altezza geopotenziale a 500 hPa nei giorni con anomalie tipiche della cresta degli Urali e PCH:
   • Analizza la relazione tra le anomalie geopotenziali e la pressione atmosferica superiore su un arco temporale esteso, indicando come le anomalie degli Urali possano precedere o seguire la PCH.

Le assi x nei pannelli (c) e (f) indicano i giorni relativi prima e dopo l’inizio degli SSW o SPV. I pannelli (g)-(i) usano il metodo bootstrap con 1.000 ricampionamenti per determinare la significatività, evitando sovrastime nella significatività dei test t a causa dell’autocorrelazione delle serie temporali. Questa analisi dettagliata è cruciale per comprendere l’impatto delle anomalie regionali sulla circolazione atmosferica a diverse scale temporali e in vari scenari climatici.

La Figura 8 presenta un diagramma schematico che illustra l’evoluzione degli eventi SUR-SSW (Strong Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings) e WUR-SSW (Weak Ural Ridge Sudden Stratospheric Warmings), mostrando le anomalie di circolazione due settimane prima e durante l’insorgenza di questi eventi. Questa rappresentazione aiuta a comprendere come le diverse configurazioni della cresta degli Urali influenzino la circolazione atmosferica e la propagazione delle onde a scala larga.

1. (a) Due settimane prima di SUR-SSW:
   • Questo pannello mostra una forte circolazione anticiclonica (indicata con un cerchio rosso e l’etichetta “H” per High, alta pressione) situata sulla regione degli Urali. Questa configurazione favorisce la propagazione verticale delle onde nella stratosfera, visualizzata attraverso frecce blu verticali. Tale dinamica è tipica di una situazione pre-SUR-SSW e può innescare o amplificare un evento SSW.
2. (b) Durante l’insorgenza di SUR-SSW:
   • Illustra come le anomalie di riscaldamento stratosferico (indicato dalla tonalità rossa) e la riduzione dei venti occidentali troposferici portino a anomalie di frequenza negativa dell’indice di rifrazione e alla soppressione della propagazione verticale delle onde. Le frecce rosse mostrano la migrazione delle onde che si propagano orizzontalmente al di sotto della tropopausa, influenzando la formazione di un fosso approfondito sull’Asia orientale e modelli di circolazione a valle.
3. (c) Due settimane prima di WUR-SSW:
   • Rappresenta una configurazione con una circolazione ciclonica dominante (indicata con un cerchio blu e l’etichetta “L” per Low, bassa pressione) sulla regione degli Urali. Questa situazione è associata a minori effetti sul riscaldamento stratosferico e su una minore incidenza di eventi SSW, predisponendo a un evento WUR-SSW meno intenso.
4. (d) Durante l’insorgenza di WUR-SSW:
   • Descrive una situazione in cui una cresta stratosferica debole è associata a una ridotta velocità zonale dei venti troposferici occidentali e a una minore intensità nella propagazione delle onde (frecce blu). Questo modello contribuisce a minori anomalie di riscaldamento e a un impatto meno significativo sul clima globale.

In ogni pannello, Cpx e Cgz denotano rispettivamente la componente zonale della velocità di fase e la componente verticale della velocità di gruppo delle onde di Rossby. Le frecce rosse e blu indicano la migrazione e la propagazione delle onde, mentre i cerchi rossi e blu rappresentano la circolazione anticiclonica e ciclonica nella media troposfera. Le aree rossastre e bluastre nella parte inferiore dei pannelli indicano le regioni di riscaldamento e raffreddamento nella bassa troposfera, rispettivamente. Questi dettagli sottolineano l’importanza delle condizioni pre-esistenti e delle dinamiche atmosferiche nel modulare gli eventi atmosferici a larga scala.

Metodi Identificazione degli eventi stratosferici e set di dati In questo studio, vengono utilizzati dati giornalieri di temperatura, venti e altezza geopotenziale su una griglia di 1° × 1° dal dataset di rianalisi ERA5 che copre il periodo dal 1940 al 2020, forniti dal Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF). Si osserva che i risultati sono simili a quelli ottenuti utilizzando dati di rianalisi che coprono il periodo dal 1979 al 2020, quando sono diventate disponibili le osservazioni satellitari. Inoltre, si utilizzano i dataset dal 1979 al 2014 negli esperimenti storici di 20 modelli del Progetto di Interconfronto di Modelli Accoppiati fase 6 (CMIP6), la maggior parte dei quali sono modelli ad alta quota (coperchio del modello sopra 1 hPa). Questi modelli CMIP6 includono AWI-ESM-1-1-LR, CanESM5, EC-Earth3, GFDL-CM4, GFDL-ESM4, GISS-E2-1-G, GISS-E2-2-G, HadGEM3-GC31-LL, INM-CM5-0, IPSL-CM6A-LR, IPSL-CM6A-LR-INCA, MIROC6, MPI-ESM-1-2-HAM, MPI-ESM1-2-HR, MPI-ESM1-2-LR, MRI-ESM2-0, CESM2-WACCM, CNRM-CM6-1, CNRM-ESM2-1, UKESM1-0-LL (Tabella S1). Le anomalie giornaliere sono calcolate rimuovendo il ciclo stagionale climatologico e detrendizzando linearmente in ERA5 e in ciascun membro dell’ensemble CMIP6.

Seguendo Charlton e Polvani, la data di inizio degli SSW è definita come il giorno in cui il vento zonale medio giornaliero a 10 hPa e 60°N si inverte verso est tra novembre e marzo. Per distinguere dagli ultimi riscaldamenti stratosferici, il vento deve tornare ad ovest per almeno 20 giorni consecutivi. Successivamente, gli SSW sono categorizzati in due gruppi. Se le anomalie medie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa sulla regione degli Urali (50°−80°N, 40°−80°E) dal giorno −8 a −4 giorni rispetto alla data di inizio degli SSW sono >0 gpm, il caso è etichettato come un SSW con cresta degli Urali forte (SUR-SSWs), altrimenti è considerato un SSW con cresta degli Urali debole (WUR-SSWs). I risultati non sono molto sensibili ai tempi e agli intervalli spaziali selezionati per la media dell’altezza geopotenziale sulla regione degli Urali. Usando questa definizione, sono stati identificati 29 SUR-SSWs e 22 WUR-SSWs in ERA5, con le loro date di inizio elencate nella Tabella S2. Inoltre, si ottengono risultati simili se i SUR-SSWs (WUR-SSWs) sono selezionati in base all’anomalia della temperatura a 850 hPa sulla regione BKS (60°−80°N, 60°−80°E) dal giorno −8 a −4 prima dell’inizio degli SSW essendo maggiore o minore di 0 K.

Per comprendere l’importanza dello stato stratosferico per l’evoluzione troposferica durante gli eventi SUR-SSWs e WUR-SSWs, questi eventi sono confrontati con eventi di vortice polare forte (SPV). La data di inizio degli SPV è identificata quando il vento zonale medio giornaliero a 10 hPa e 60°N supera i 50 m/s, il che porta a un numero comparabile di eventi SPV (56) rispetto agli eventi SSW.

Poiché le differenze composite tra i due tipi di SSW derivati dai dati di rianalisi possono essere influenzate dalla variabilità interna, abbiamo condotto tre esperimenti di ensemble da 115 membri (SUR-SSWs, WUR-SSWs e CLIMnudge) utilizzando la versione di chimica specifica del Whole Atmosphere Community Climate Model (WACCM-SC). La risoluzione orizzontale del modello è di 1.9° × 2.5°, con 66 livelli verticali che si estendono da 1000 hPa a circa 0.0006 hPa. Le emissioni di gas serra, le concentrazioni di gas attivi dal punto di vista radiativo, la radiazione solare, la concentrazione di ghiaccio marino e le temperature della superficie del mare sono prescritte per seguire lo stesso ciclo annuale. Le simulazioni di ensemble sono avviate da 115 diversi campi iniziali il 1° gennaio, derivati da una simulazione di 125 anni con lo stesso modello senza nudging. Durante i primi 32 giorni delle simulazioni SUR-SSWs e WUR-SSWs (corrispondenti dal 1° gennaio al 1° febbraio del tempo del modello), le temperature e i campi di vento nella regione polare stratosferica (a nord di 55°N e sopra i 170 hPa) sono forzati verso lo stato composito osservato dal giorno -30 al giorno 1 di tutti gli SSW nel periodo dal 1980 al 2019. Contemporaneamente, i campi di temperatura e vento nella regione troposferica degli Urali (tra 55°N e 80°N, 50°E e 90°E, e sotto i 500 hPa) sono forzati verso lo stato composito osservato dal giorno -30 al giorno 1 degli SUR-SSWs (WUR-SSWs) per la simulazione SUR-SSWs (WUR-SSWs). Per la simulazione CLIMnudge, i campi di temperatura e vento nella regione polare stratosferica e nella regione troposferica degli Urali durante i primi 32 giorni sono forzati verso lo stato climatologico quotidiano osservato dal 1° gennaio al 1° febbraio nel periodo dal 1980 al 2019. Dopo il periodo di nudging di 32 giorni dei tre esperimenti di ensemble, che corrisponde al periodo che precede l’insorgenza degli SSW, gli esperimenti continuano liberamente.

Diagnostica Dinamica

Per ottenere la velocità di fase delle onde di Rossby, viene calcolato lo spettro della velocità di fase zonale del numero d’onda su ciascun cerchio di latitudine usando l’altezza geopotenziale all’interno di una finestra mobile di 31 giorni, centrata su ciascun giorno. La velocità di fase delle onde di Rossby è definita come la media ponderata spettrale per i numeri d’onda da 1 a 8.

Per diagnosticare l’ambiente di propagazione delle onde, viene calcolato giornalmente l’indice di rifrazione delle onde al quadrato. Le onde tendono a propagarsi in regioni dove questo indice presenta valori positivi ed evitano le regioni con valori negativi. Per quantificare la direzione preferita di propagazione delle onde, viene calcolata giornalmente la frequenza con cui questo indice assume valori negativi, come frazione dei valori negativi all’interno della fascia di latitudine 50°-80°N.

La propagazione giornaliera delle onde planetarie nelle direzioni verticale e zonale viene calcolata basandosi su parametri quali la pressione, la latitudine, la longitudine e l’altitudine. Questi calcoli aiutano a capire come le onde si muovano attraverso l’atmosfera, influenzando variabili come la temperatura e il vento in specifiche regioni.

Durante la fase di crescita delle onde barocliniche, si verifica la rottura dell’onda di Rossby (RWB), caratterizzata dal ribaltamento meridionale del potenziale vorticoso (PV) sulle superfici isentropiche e dalla miscelazione irreversibile di PV e calore. L’occorrenza di RWB in ogni punto della griglia è identificata quando il gradiente meridionale di PV sulla superficie isentropica diventa negativo. La frequenza giornaliera di RWB viene quindi calcolata come la frazione di occorrenze di RWB all’interno della fascia di latitudine 50°-80°N per giorno. Questi dati sono cruciali per comprendere la dinamica atmosferica e prevedere gli effetti a lungo termine sul clima e sul meteo.

https://doi.org/10.1038/s41612-024-00826-8