Blocco atmosferico e estremi meteorologici nel settore euro-atlantico – una revisione

Blocco atmosferico e estremi meteorologici nel settore euro-atlantico – una revisione
Lisa-Ann Kautz^1, Olivia Martius^2, Stephan Pfahl^3, Joaquim G. Pinto^1, Alexandre M. Ramos^4, Pedro M. Sousa^4,5 e Tim Woollings^6
^1Istituto di Ricerca Meteorologica e Climatica, Istituto di Tecnologia di Karlsruhe, Karlsruhe, Germania
^2Centro Oeschger per la Ricerca sul Cambiamento Climatico e Istituto di Geografia, Università di Berna, Berna, Svizzera
^3Istituto di Meteorologia, Università Libera di Berlino, Berlino, Germania
^4Instituto Dom Luiz (IDL), Facoltà di Scienze, Università di Lisbona, Lisbona, Portogallo
^5Istituto Portoghese del Mare e dell’Atmosfera (IPMA), Lisbona, Portogallo
^6Fisica Atmosferica, Oceanica e Planetaria, Università di Oxford, Oxford, Regno Unito
Corrispondenza: Lisa-Ann Kautz (lisa-ann.kautz@kit.edu)
Ricevuto: 19 agosto 2021 – Inizio discussione: 26 agosto 2021
Rivisto: 24 febbraio 2022 – Accettato: 27 febbraio 2022 – Pubblicato: 29 marzo 2022

Abstract. La comprensione fisica e la previsione tempestiva degli eventi meteorologici estremi sono cruciali per la società, data la loro vasta gamma di impatti. Questo articolo si concentra su vari estremi meteorologici in Europa, associati a un particolare schema di flusso atmosferico noto come blocco atmosferico. Tale schema blocca il flusso atmosferico prevalente da ovest, provocando condizioni persistenti nella regione interessata. I sistemi di blocco, che sono di lunga durata e quasi stazionari, giocano un ruolo chiave nella prevedibilità degli eventi estremi e servono da indicatori potenziali.

In estate, si formano ondate di calore e siccità sotto l’anticiclone di blocco a causa della subsidenza su larga scala che genera cieli sereni e un intenso riscaldamento solare del suolo. In inverno, le ondate di freddo sono frequentemente osservate a valle o a sud del blocco, dove l’avvezione di aria fredda da latitudini più elevate è decisiva. A seconda della loro posizione, i sistemi di blocco possono anche influire sulla traiettoria delle tempeste, alterando così la frequenza delle anomalie di vento e precipitazioni.

Oltre a queste dinamiche, l’articolo esplora la prevedibilità degli eventi estremi associati al blocco e le loro interazioni con il cambiamento climatico. Infine, si discutono i gap di conoscenza esistenti e le prospettive di ricerca future.

1 Introduzione
Gli estremi meteorologici rappresentano una minaccia significativa per la vita umana e possono causare ingenti danni economici e disordini. In Europa, le ondate di calore sono tra i pericoli naturali più letali, mentre tempeste e inondazioni sono tra i più costosi. Un esempio emblematico è l’ondata di calore del 2010, che ha colpito l’Europa orientale e ampie parti della Russia, portando a temperature quasi di 40 °C a Mosca e associata a una grave siccità che ha provocato migliaia di incendi forestali e significativo inquinamento atmosferico.

Un altro evento climatico di grande impatto è stata l’ondata di freddo all’inizio del 2012, con temperature che hanno raggiunto i -40 °C in Russia e parti della Scandinavia e sotto i -20 °C in Grecia. Questa ondata di freddo ha causato significative nevicate che hanno influenzato pesantemente il settore dei trasporti, risultando in 650 decessi.

Oltre a ondate di caldo e freddo, l’Europa subisce altri tipi di eventi meteorologici ad alto impatto, come le inondazioni. Nell’autunno del 2000, eventi di forte precipitazione hanno portato a inondazioni in Svizzera e nel nord Italia, con strade e cantine allagate e strade chiuse per pericolo di frane.

Questi eventi estremi condividono un elemento comune: sono fortemente influenzati dal blocco atmosferico, uno schema di flusso troposferico di lunga durata, quasi stazionario e autosufficiente. Questi sistemi di blocco interrompono o rallentano il flusso zonale occidentale nelle medie latitudini, e le loro fasi di inizio e decadimento presentano transizioni da uno schema di flusso più zonale a uno più meridionale, rappresentando una sfida significativa per i modelli di previsione. I sistemi di blocco sono associati a dinamiche complesse che collegano diverse scale spaziali e temporali e influenzano tanto la loro evoluzione interna quanto le interazioni con l’ambiente di flusso.Dal 1950, il fenomeno del blocco è stato studiato dagli scienziati atmosferici. Sono di particolare interesse sia le scale temporali sinottiche (ad esempio, Colucci, 1985; Crum e Stevens, 1988) che la prospettiva climatica (ad esempio, Nabizadeh et al., 2019). Sono disponibili anche molti studi sugli aspetti dinamici, considerando le interazioni con diverse scale (ad esempio, Lupo e Smith, 1995; Luo et al., 2014) o con altre caratteristiche del flusso (ad esempio, Shutts, 1983; Shabbar et al., 2001). Un importante ramo di ricerca si occupa di quanto bene possano essere previsti i sistemi di blocco (ad esempio, Bengtsson, 1981; Matsueda, 2009) o di come i sistemi di blocco influenzino la qualità delle previsioni meteorologiche (ad esempio, Quandt et al., 2017; Ferranti et al., 2018). Una revisione sul blocco, in particolare riguardo ai cambiamenti previsti nell’occorrenza e nelle caratteristiche del blocco sotto il cambiamento climatico, è stata fornita da Woollings et al. (2018). Una revisione generale è stata recentemente pubblicata da Lupo (2020). Sebbene l’ampiezza degli studi che trattano il blocco sia vasta, non esiste ancora un riassunto che affronti specificamente l’influenza di questo fenomeno sugli estremi meteorologici di superficie. Questo articolo si concentra su questa lacuna. In tal modo, evidenziamo sia quanto possano essere specifiche queste influenze su ciascun tipo di estremo, sia stabilire un collegamento tra di essi. In questo contesto, la considerazione di casi di studio è una questione centrale, in quanto può illustrare al meglio la complessità e la variabilità nella relazione tra il blocco e gli estremi di superficie.

L’articolo è strutturato come segue. Nella Sezione 2, è fornito un breve riassunto delle caratteristiche del blocco che affronta anche importanti caratteristiche dinamiche così come la prevedibilità del blocco. La Sezione 3 tratta degli estremi di temperatura, mentre gli estremi idrologici sono discussi nella Sezione 4. Per entrambi i tipi di estremi, una panoramica, una descrizione delle dinamiche rilevanti e diversi casi di studio sono presentati in entrambe le sezioni. La Sezione 5 fornisce una panoramica su altri estremi relativi a venti estremi e affronta eventi composti. Nella Sezione 6, la questione della prevedibilità viene rivisitata ma con un focus sull’impatto del blocco sulle previsioni degli eventi estremi di superficie. Nella Sezione 7, affrontiamo i cambiamenti nei blocchi e negli estremi meteorologici a causa del cambiamento climatico. Una prospettiva e pertinenti prospettive di ricerca sono presentate nell’ultima sezione.

2 Blocco atmosferico
2.1 Definizione e caratteristiche
I sistemi di blocco sono caratterizzati dalla loro persistenza, quasi-stazionarietà e autoconservazione. Nonostante queste caratteristiche siano comuni alla maggior parte dei sistemi di blocco, non esiste una definizione unica a causa della ricca diversità nella struttura sinottica. Seguendo lo studio pionieristico di Rex (1950), molti ritengono una caratteristica essenziale del blocco una netta transizione da un modello di flusso zonale a uno meridionale, poiché il getto è tipicamente diviso in due rami intorno al sistema. I sistemi di blocco generalmente rientrano nelle seguenti categorie, con esempi mostrati in Woollings et al. (2018):

• Blocchi Rex o a doppio polo: consistono in un anticiclone situato a latitudini più alte rispetto a un ciclone. Questi sono strettamente legati alla rottura delle onde atmosferiche di Rossby che agisce per invertire i soliti gradienti di flusso meridionale.
• Blocchi Omega: sono caratterizzati da un enorme anticiclone affiancato da un ciclone a monte e uno a valle, che porta a un modello di flusso a forma di omega. Questo tipo di blocco è comune nel settore del Pacifico/Nord America ma si verifica anche sull’Eurasia.
• Cresti amplificati senza contorni chiusi (ad esempio, nell’altezza geopotenziale a 500 hPa) sono capaci di bloccare il flusso zonale e di portare a un componente di flusso meridionale dominante, soprattutto in estate. Questi cresti sono più comuni a latitudini inferiori.

È stato sviluppato un ampio insieme di indici di blocco, ognuno progettato per catturare una o più delle strutture all’interno di questa diversità. Un approccio consiste nell’identificare il blocco come un’anomalia persistente, per esempio associata a un’anomalia di vorticità potenziale (PV) negativa a 320 K (Schwierz et al., 2004). Un altro modo per identificare il blocco è rilevare l’inversione nei gradienti meridionali, per esempio, nell’altezza geopotenziale a 500 hPa (Tibaldi e Molteni, 1990; Scherrer et al., 2006) o nella temperatura potenziale a 2 PVU (Pelly e Hoskins, 2003a). Alcuni indici sono unidimensionali, mentre altri presentano modelli di blocco come struttura bidimensionale (Masato et al., 2013a). In alcuni studi, vengono considerati criteri spaziali e temporali aggiuntivi che riguardano la durata del blocco (numero di giorni di blocco) e l’estensione dei sistemi di blocco (Barnes et al., 2012). Si noti che in alcuni studi gli indici menzionati sono utilizzati in una forma modificata, il che può portare a risultati variabili. Un recente lavoro di Sousa et al. (2021) ha esplorato un modello concettuale per il ciclo di vita dei blocchi, considerando il processo dinamico di transizione delle creste subtropicali iniziali verso un blocco Omega, la rottura dell’onda del solco e verso la fase matura di un blocco Rex completamente isolato. Una panoramica dettagliata degli indici di rilevamento dei blocchi è fornita da Barriopedro et al. (2010). Nel Nord Emisfero, il blocco si verifica prevalentemente in regioni specifiche, sia sulla terraferma che sugli oceani. Sulla terraferma, il blocco si trova preferibilmente in una regione che va dall’Europa (soprattutto sulla Scandinavia) all’Asia (soprattutto sui Monti Urali). L’Europa è identificata come una regione dominante di blocco nella maggior parte degli indici, a causa della configurazione di una traiettoria di tempesta fortemente inclinata meridionalmente a monte di una grande massa continentale. Il blocco si verifica anche frequentemente sopra la Groenlandia con forti impatti a valle sull’Europa associati alla fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) (Davini et al., 2012).

Inoltre, il blocco si verifica anche sopra gli Stati Uniti settentrionali e il Canada, dove è anch’esso associato a eventi estremi, come anomalie di temperatura o precipitazioni. Ad esempio, l’evento di blocco del Golfo dell’Alaska nell’estate del 2004 ha portato a temperature anormalmente elevate e a precipitazioni inferiori alla norma (Glisan, 2007; Whan et al., 2016). Molte di queste aree preferenziali per l’occorrenza di blocchi tendono a rappresentare un’estensione della posizione geografica dell’attività potenziata dei rilievi subtropicali (Sousa et al., 2021). Inoltre, il blocco nell’emisfero settentrionale è osservato anche sul bacino del Pacifico, sia sul Pacifico occidentale che su quello orientale. A differenza dei corrispettivi atlantici ed europei, che sono più comuni nel periodo da inverno a primavera, i blocchi del Pacifico sono più frequenti in primavera (Barriopedro et al., 2006). Le diverse aree di blocco trattate in questo studio sono mostrate nella Figura 1 (Shabbar et al., 2001; Buehler et al., 2011; Luo et al., 2016; Rohrer et al., 2019; Sousa et al., 2021). Queste sono la Groenlandia (GL), l’Atlantico Nord (N-ATL), l’Europa (EU), la Scandinavia (SCAN), i subtropici (SUBTROP) e i Monti Urali (URAL). Le aree mostrate si sovrappongono parzialmente. Il blocco scandinavo può essere inteso come un sottoinsieme degli eventi di blocco europei, le parti meridionali del blocco dell’Atlantico Nord e europeo si sovrappongono con l’area dove possono verificarsi rilievi subtropicali elevati, e la parte meridionale dell’area di blocco della Groenlandia rientra nell’area dell’Atlantico Nord, il che significa che i blocchi della Groenlandia meridionale possono anche essere classificati come blocchi dell’Atlantico Nord. Si noti che le definizioni precise di queste aree variano leggermente nei loro confini tra diversi studi (ad esempio, Rohrer et al., 2019; Wachowicz et al., 2021), il che può influenzare i risultati.

La Figura 1 rappresenta le regioni del settore euro-atlantico dove si verificano frequentemente eventi di blocco atmosferico. Ogni area è distintamente colorata per indicare le specifiche zone di blocco:

• GL (Verde): Groenlandia, indica una regione di frequente blocco atmosferico sopra la Groenlandia.
• N-ATL (Blu): Atlantico Nord, mostra un’altra area importante di blocco atmosferico sull’Atlantico settentrionale.
• EU (Arancione): Europa, copre una vasta area dell’Europa dove si verificano frequentemente i blocchi.
• SCAN (Beige): Scandinavia, rappresenta la Scandinavia che è spesso coinvolta in eventi di blocco atmosferico.
• SUBTROP (Rosso): Subtropici, un’area a latitudini inferiori che si estende verso il sud dell’Europa e che può influenzare o essere influenzata da pattern di blocco.
• URAL (Marrone): Monti Urali, indica una regione sopra i monti Urali che è un’altra zona chiave per il blocco atmosferico.

Queste aree sono definite in base a diversi studi che hanno analizzato la frequenza e la posizione geografica degli eventi di blocco. Le zone possono sovrapporsi parzialmente, come indicato dalla mescolanza di colori in alcune parti della mappa. Queste regioni sono critiche per comprendere e prevedere gli estremi meteorologici nelle rispettive aree a causa della loro tendenza a influenzare i modelli di tempo a grande scala.

2.2 Meccanismi rilevanti per la formazione, il mantenimento e il decadimento dei blocchi

Una varietà di meccanismi è stata collegata ai blocchi, e l’equilibrio tra i meccanismi varia per i sistemi di blocco di diversi tipi e regioni. L’interazione delle onde di Rossby di diverse scale è una caratteristica comune di molti meccanismi (Nakamura et al., 1997), spesso portando alla rottura dell’onda e alla deformazione irreversibile dei contorni della vorticità potenziale (PV) (Hoskins et al., 1985; Altenhoff et al., 2008). Questi fenomeni possono includere onde quasi stazionarie originarie dei tropici così come transienti di medie latitudini (Hoskins e Sardeshmukh, 1987). I sistemi di blocco si verificano spesso in regioni di flusso debole o diffluente che hanno una minore capacità di propagazione delle onde (Gabriel e Peters, 2008; Nakamura e Huang, 2018), e queste regioni sono spesso modulate da onde stazionarie forzate da contrasti termici ed elevazioni continentali (Tung e Lindzen, 1979; Austin, 1980).

L’anticiclone di blocco comprende un’ampia area uniforme di aria a bassa PV che è stata spesso trasportata verso il polo nell’alta troposfera (Crum e Stevens, 1988). Il riscaldamento latente può anche contribuire alla formazione di tali anomalie negative di PV aumentando il trasporto dell’aria della bassa troposfera verso l’alto lungo i nastri trasportatori caldi e nell’alto anticiclone, dove arriva con valori bassi di PV (Madonna et al., 2014; Methven, 2015; Pfahl et al., 2015). Questo è particolarmente comune nei sistemi di blocco che si formano all’interno o appena a valle delle tracce delle tempeste oceaniche (Steinfeld e Pfahl, 2019). Anche un’attività ciclonica forte nella regione a monte è nota per contribuire alla formazione di blocchi attraverso processi adiabatici (Colucci, 1985). La massa d’aria a bassa PV può essere supportata da processi di scambio tra il sistema di blocco e le eddies transitorie, ovvero sistemi sinottici a breve durata e ad alta velocità (Berggren et al., 1949). Questo può comportare una sostituzione completa della massa d’aria originale da un evento successivo di rottura dell’onda (Hoskins et al., 1985) o un più sottile “drip-feeding” di aria a bassa PV (Shutts, 1983). Mentre l’importanza dei feedback delle eddies transitorie sembra chiara, i meccanismi precisi che supportano ciò sono ancora oggetto di dibattito (Luo et al., 2014; Wang e Kuang, 2019), e i feedback che mantengono il getto spostato possono essere importanti tanto quanto quelli che agiscono sull’anomalia di blocco stessa (Berckmans et al., 2013).

I meccanismi coinvolti in un sistema di blocco possono in alcuni casi essere direttamente correlati ai suoi impatti. Ad esempio, l’attività delle tempeste a monte del sistema di blocco può portare a impatti significativi di vento e precipitazioni lì (Lenggenhager e Martius, 2020), mentre in altri casi le onde planetarie amplificate possono essere associate a impatti simultanei in regioni remote (Kornhuber et al., 2020).

2.3 Prevedibilità

Il blocco è spesso considerato una sfida per i sistemi di previsione, ma questo è vero solo in alcuni casi. In primo luogo, il blocco può essere associato a teleconnessioni su scala emisferica, spesso con influenze rilevate nei tropici (Hoskins e Sardeshmukh, 1987; Moore et al., 2010; Henderson et al., 2016; Gollan e Greatbatch, 2017; Drouard e Woollings, 2018; Parker et al., 2018). Almeno per questi eventi, la prevedibilità intrinseca del sistema fisico può essere relativamente alta, sebbene i bias nei modelli possano ostacolare la realizzazione di questo potenziale, ad esempio rappresentando in modo errato i guide d’onda troposferici (O’Reilly et al., 2018; Li et al., 2020).

La rappresentazione del blocco da parte dei modelli numerici è stata una preoccupazione di lunga data sia nel contesto della previsione meteorologica che nella simulazione climatica (ad es., Tibaldi e Molteni, 1990; Pelly e Hoskins, 2003b). Si sono verificati miglioramenti considerevoli man mano che i modelli si sono sviluppati (Davini e D’Andrea, 2020), in parte attraverso un aumento della risoluzione (Schiemann et al., 2017) ma anche grazie a miglioramenti agli schemi numerici (Martínez-Alvarado et al., 2018). Una panoramica incentrata sui modelli climatici è fornita da Woollings et al. (2018). Sebbene molti modelli continuino a mostrare gravi bias nel blocco, è diventato evidente che solo in Europa i modelli sottostimano sistematicamente il blocco rispetto alle osservazioni (Patterson et al., 2019; Davini e D’Andrea, 2020), sottolineando l’importanza delle onde stazionarie settentrionali e/o di processi locali specifici.

Gli sforzi recenti per archiviare le previsioni dei sistemi di previsione meteorologica, o in alcuni casi le rielaborazioni, hanno dimostrato che il blocco rimane una sfida sulla scala temporale meteorologica a medio termine. In molti casi, gli errori di previsione sono maggiori per il blocco europeo rispetto ad altri regimi, in particolare durante le fasi di transizione nell’entrata o nell’uscita da un regime di blocco (Hamill e Kiladis, 2014). Al contrario, durante la fase di mantenimento di un sistema di blocco, gli errori sono spesso minori, sebbene la persistenza dei sistemi di blocco possa essere ancora sottostimata (Ferranti et al., 2015). Gli errori nelle previsioni di blocco rimangono una preoccupazione, ma, per mettere le cose in prospettiva, il contrasto rispetto ad altri regimi è spesso sottile e richiede un ampio campione di previsioni per avere significatività statistica (Matsueda e Palmer, 2018). Sebbene ci sia spazio per ulteriori miglioramenti, i sistemi di blocco sono spesso previsti con successo, e questo può fornire avvisi anticipati di condizioni meteorologiche estreme correlate.

Diversi studi recenti forniscono esempi specifici di processi fisici che possono essere migliorati nei modelli per consentire una migliore previsione del blocco. Questi includono processi diabatici a monte dei sistemi di blocco (Rodwell et al., 2013; Quandt et al., 2019; Maddison et al., 2020), effetti orografici (Jung et al., 2012; Berckmans et al., 2013; Pithan et al., 2016) e teleconnessioni delle onde di Rossby emisferiche, spesso verso strutture tropicali come l’Oscillazione Madden-Julian (Hamill e Kiladis, 2014; Parker et al., 2018).

La frequente connessione del blocco alla dinamica emisferica, e in particolare tropicale, offre un’opportunità per previsioni abili della variabilità del blocco su scale temporali mensili, stagionali e persino pluriennali, che sta solo iniziando a realizzarsi (Athanasiadis et al., 2014, 2020). Quindi, i processi di blocco potrebbero contribuire a previsioni abili degli impatti correlati su queste scale temporali, sebbene tali previsioni sarebbero intrinsecamente previsioni probabilistiche, ad esempio, del rischio stagionale di ondate di calore o alluvioni.

La figura 2 illustra l’impatto di un sistema di blocco atmosferico sulle condizioni meteorologiche estreme durante le stagioni fredda e calda.(a) Stagione Fredda (Ottobre–Marzo)

• Sistema di Blocco: Indicato con una linea nera, rappresenta un contorno di altezza geopotenziale o di potenziale vorticosità (PV) che mostra il blocco nell’atmosfera.
• Cutoff Persistente: Il sistema di blocco porta alla formazione di sistemi cutoff persistenti sui fianchi del blocco, indicati dalla linea blu tratteggiata.
• Precipitazioni Intense: Le aree colorate in azzurro chiaro, localizzate ai margini polari della cresta e su entrambi i fianchi del blocco, indicano precipitazioni intense.
• Tempeste di Neve: Le stelle blu sugli estremi orientali del blocco indicano aree di tempeste di neve.

(b) Stagione Calda (Aprile–Settembre)

• Sistema di Blocco: Analogamente alla stagione fredda, è rappresentato da una linea nera che indica un blocco nell’atmosfera.
• Cutoff Persistente: I sistemi cutoff persistenti sono ancora visibili sui fianchi del blocco.
• Trasporto di Vapore Acqueo Integrato (IVT): Le aree in arancione mostrano un alto trasporto di vapore acqueo, un indicatore di possibili precipitazioni intense.
• Attività dei Temporali: Simboli di fulmini gialli indicano aree dove si verificano temporali.
• Nastro Trasportatore Caldo: Mostrato in viola, rappresenta un flusso di aria calda che contribuisce a condizioni meteorologiche estreme come piogge intense o temporali.
• Estremi di Temperatura: Le linee tratteggiate rosse e blu indicano aree soggette a ondate di caldo e freddo estremo, rispettivamente.

In entrambi i pannelli, la presenza del sistema di blocco influisce significativamente sulle condizioni meteorologiche circostanti, alterando i normali schemi di precipitazione e temperatura e causando eventi meteorologici estremi.

2.4 Impatto sugli estremi superficiali

Il forte interesse nei confronti del blocco e della sua prevedibilità è correlato alla comparsa di condizioni meteorologiche ad alto impatto associate (ad es., Matsueda, 2009). Per essere più precisi, il blocco è principalmente associato con estremi di temperatura (ad es., Quandt et al., 2017) così come con estremi idrologici (ad es., Lenggenhager et al., 2019). Il blocco è stato anche associato ad altri tipi di estremi, come le ondate di calore marine (ad es., Rodrigues et al., 2019), episodi di bassa qualità dell’aria (ad es., Pope et al., 2016; Webber et al., 2017) e, in misura minore, con estremi di vento (ad es., Pfahl, 2014). Utilizzando l’esempio di un blocco Omega, la Figura 2 mostra i possibili estremi superficiali associati a seconda della stagione. Si noti che, sebbene questi estremi siano rappresentati schematicamente nello stesso grafico, non necessariamente si verificano simultaneamente, anche se ciò è stato osservato in alcune circostanze sporadiche (ad es., l’ondata di caldo in Russia e le inondazioni in Pakistan nell’estate del 2010). Durante la stagione fredda (da ottobre a marzo), possono essere osservate anomalie di bassa temperatura nelle parti sud e est (sul fianco orientale) del sistema di blocco (Fig. 2a). Inoltre, ci sono casi in cui sono state osservate tempeste di neve sul fianco orientale del sistema di blocco. Durante la stagione calda (da aprile a settembre), possono svilupparsi ondate di calore sotto la cresta del blocco (Fig. 2b). Talvolta queste ondate di calore si verificano contemporaneamente a siccità. Inoltre, sono possibili temporali sui fianchi orientale e occidentale del sistema di blocco. Eventi di pioggia intensa, che possono portare a inondazioni e che sono collocati in aree di elevato trasporto di vapore acqueo integrato, sono possibili sui fianchi e vicino al margine polare della cresta del blocco durante tutto l’anno. La posizione specifica delle anomalie di temperatura e precipitazione dipende tuttavia dal posizionamento e dal tipo di blocco. Ad esempio, Sousa et al. (2021) discutono come le diverse fasi del ciclo di vita di un blocco sopra l’Europa occidentale (da una fase di cresta aperta alle fasi posteriori dei blocchi Omega e Rex) durante l’inverno impongano impatto regionali molto distinti, un fatto che gli autori spiegano con la variabile morfologia della struttura del blocco e l’ambiente sinottico corrispondente.

Come mostrato nella Figura 2 e come esaminato di seguito, gli impatti del blocco possono variare notevolmente tra le stagioni e le regioni, ma molti impatti derivano da una caratteristica: la persistenza dei sistemi di blocco. Questa persistenza è un tratto distintivo del blocco e deriva dalla dinamica delle onde a bassa frequenza, dalla rottura irreversibile delle onde e dai feedback dei vortici (Hoskins et al., 1985; Pelly e Hoskins, 2003a; Nakamura e Huang, 2018; Drouard et al., 2021). La persistenza del blocco può portare a periodi prolungati di tempo estremo e quindi ha un chiaro impatto sociale. Sebbene la gravità dell’impatto meteorologico possa essere correlata al numero di giorni di blocco (Schaller et al., 2018; Lenggenhager et al., 2019), non è chiaro se la persistenza di singoli eventi di blocco sia qui fondamentale (Chan et al., 2019) o se la ricorrenza del blocco possa avere impatti simili (Woollings et al., 2018).

Inoltre, il ristagno dei cicloni a monte di un sistema di blocco, come osservato, ad esempio, nell’inverno 2013–2014 sulla Gran Bretagna (Priestley et al., 2017), è un processo che non richiede necessariamente che il sistema di blocco sia persistente. Per fornire numeri indicativi, un sistema di blocco medio potrebbe durare dai 7 ai 10 giorni e gli eventi più estremi da 2 a 3 settimane, sebbene ci siano differenze significative tra le statistiche di diverse metriche. Anche Drouard e Woollings (2018) hanno sostenuto che la ricorrenza del blocco fosse più importante della persistenza in sé in alcuni casi, come l’ondata di caldo russa del 2010. Hanno suggerito che un conteggio stagionale dell’occorrenza del blocco fosse una metrica utile per quantificare tali impatti.

3 Estremi di Temperatura

3.1 Panoramica

Le ondate di calore e le ondate di freddo sono rispettivamente periodi prolungati di temperature insolitamente alte o basse (ad es., Robinson, 2001). Le temperature estremamente alte durante le ondate di calore portano a stress termico e quindi a una riduzione del comfort umano (ad es., Koppe et al., 2004; Robine et al., 2008; Perkins, 2015). Inoltre, aumentano il rischio di malattie e mortalità correlate al calore (ad es., Gasparrini et al., 2015). Anche le ondate di freddo possono causare notevoli rischi per la salute (ad es., Charlton-Perez et al., 2019). Basandosi su dati provenienti da 13 paesi, è stato scoperto che il 7% della mortalità totale tra il 1985 e il 2002 era dovuto all’estremo freddo (Gasparrini et al., 2015). Inoltre, le ondate di freddo influenzano anche la vita quotidiana incidendo sull’approvvigionamento energetico o sui trasporti pubblici. Entrambe le ondate di calore e di freddo spesso si verificano in parallelo con le siccità, che sono periodi con poca o nessuna precipitazione che spesso portano a impatti aggiuntivi e amplificati (vedi Sez. 4) (ad es., Schumacher et al., 2019; Sousa et al., 2020). Le ondate di calore in Europa sono tipicamente collocate con anomalie di alta pressione e quindi associate a circolazione anticiclonica in tutta la troposfera (Meehl e Tebaldi, 2004; Cassou et al., 2005; Stefanon et al., 2012; Tomczyk e Bednorz, 2016; Zschenderlein et al., 2019). Di conseguenza, il blocco, che è caratterizzato da anomalie persistenti del flusso anticiclonico, correla fortemente con la comparsa di estremi di temperatura estivi in Europa (Fig. 2b). Più del 50% degli eventi di temperatura massima (sopra il 99esimo percentile) ogni 6 ore in molte regioni dell’Europa centrale e orientale e più dell’80% in parti della Scandinavia e Scozia sono stati mostrati in concomitanza con il blocco (definito in termini di anomalie di PV quasi-stazionarie) (Pfahl e Wernli, 2012). Nell’Europa meridionale, le ondate di calore si verificano tipicamente in associazione con creste subtropicali estese (Sousa et al., 2018), che spesso non portano al ribaltamento dei contorni geopotenziali e al rovesciamento del flusso che caratterizza i modelli di blocco classici ma possono comunque essere collegati ad anomalie persistenti di PV più a nord (Pfahl, 2014). Similmente ad altre proprietà del blocco, l’associazione con le ondate di calore dipende quindi dall’indice di blocco: gli indici basati su anomalie tendono a mostrare correlazioni più forti con le ondate di calore rispetto agli indici di blocco basati solamente sul rovesciamento del flusso o sulla rottura delle onde (Chan et al., 2019).

Le ondate di freddo europee sono associate a blocchi in media e alta latitudine sopra l’Atlantico Nord così come sul continente europeo. Tuttavia, nella maggior parte dei casi, l’anomalia fredda non si trova direttamente sotto l’anticiclone del blocco ma a valle o a sud di esso (Fig. 2a). Sull’Atlantico Nord, il blocco è fortemente correlato con la fase negativa dell’NAO che a sua volta è associata allo sviluppo delle ondate di freddo europee. Il pattern sinottico durante l’NAO- fornisce condizioni di flusso diffluente che sono favorevoli per l’inizio e il mantenimento dei sistemi di blocco (Luo et al., 2015). Tuttavia, è generalmente difficile considerare il blocco dell’Atlantico Nord e l’NAO- separatamente, poiché la configurazione del flusso durante l’NAO- può essere definita come un pattern di blocco (ad es., Woollings et al., 2008). Questo risulta nello sviluppo di valori negativi dell’indice NAO durante gli episodi di blocco dell’Atlantico Nord (Croci-Maspoli et al., 2007). La frequenza delle anomalie fredde invernali in Europa dipende dalla posizione esatta del sistema di blocco (Sillmann et al., 2011; Brunner et al., 2018): la frequenza aumenta in quasi tutta Europa per i blocchi sopra la Groenlandia, mentre l’influenza è maggiore in Europa centrale per i blocchi sull’Atlantico Nord (l’influenza è maggiore per i sistemi più vicini al continente) e in Scandinavia. Tuttavia, lo stesso sistema di blocco può favorire anomalie fredde in diverse località in Europa (Pfahl, 2014). In numeri, fino al 70% delle ondate di freddo invernali in Europa centrale possono essere associate a un sistema di blocco situato tra i 60° O e i 30° E (Brunner et al., 2018).

3.2 Dinamiche

Le ondate di calore europee sono generate da due principali processi: l’accumulo di calore dovuto al trasporto atmosferico e il riscaldamento diabatico tramite radiazione e flussi superficiali (Miralles et al., 2014). Il blocco può essere favorevole a entrambi questi processi, il che spiega la sua forte connessione con le ondate di calore (Pfahl e Wernli, 2012; Sousa et al., 2018). Sebbene la formazione del blocco sia spesso connessa con l’avvezione verso nord di masse d’aria subtropicale nei livelli medi e alti della troposfera (Nakamura et al., 1997), studi Lagrangiani recenti (Bieli et al., 2015; Santos et al., 2015; Zschenderlein et al., 2019) hanno dimostrato che l’avvezione orizzontale dalle latitudini inferiori è solo di importanza secondaria per l’aria vicino alla superficie durante le condizioni di ondata di calore. Piuttosto, l’accumulo di calore vicino alla superficie è dovuto alla discesa e al riscaldamento adiabatico all’interno degli anticicloni di blocco o delle creste subtropicali. Inoltre, questa discesa è anche correlata a condizioni di cielo sereno che favoriscono il riscaldamento superficiale dalla radiazione solare durante il giorno, un raffreddamento contrastante durante la notte e il riscaldamento diabatico dell’aria vicino alla superficie attraverso flussi di calore sensibile amplificati. Questo riscaldamento diabatico può essere ulteriormente potenziato da un meccanismo di feedback con l’umidità del suolo (Fischer et al., 2007; Miralles et al., 2019): data la mancanza di precipitazioni nella regione del blocco (vedi anche Sez. 4), l’umidità del suolo si esaurisce e una frazione maggiore del flusso di calore superficie-atmosfera avviene sotto forma di calore sensibile (a differenza di quello latente). Il feedback tra umidità del suolo e trasporto di calore atmosferico può anche agire in concerto quando il calore sensibile è advetto verso le aree di ondata di calore dalle regioni a monte colpite dalla siccità (Schumacher et al., 2019) e potenzialmente anche attraverso feedback dei flussi superficiali alterati sulla circolazione atmosferica (Merrifield et al., 2019). I meccanismi fisici attraverso i quali il blocco influenza le ondate di calore possono essere amplificati a causa della persistenza del blocco. La durata delle ondate di calore aumenta quando esse coincidono con un sistema di blocco (Röthlisberger e Martius, 2019), favorendo l’accumulo di calore a lungo termine.

Le ondate di freddo possono essere favorite a valle di un sistema di blocco dall’avvezione orizzontale di aria fredda dalle latitudini più elevate o dalle masse di terra fredde (Artico e Russia) (Bieli et al., 2015; Santos et al., 2015; Demirta¸s, 2017; Sousa et al., 2018). Quando l’aria fredda (originaria, ad esempio, della regione artica) viene trasportata nell’area target, tipicamente scende, portando a un riscaldamento delle masse d’aria dovuto alla compressione adiabatica e al mescolamento turbolento con l’aria più calda (Bieli et al., 2015).

Inoltre, i sistemi di blocco che si verificano sull’Atlantico Nord settentrionale possono innescare lo spostamento verso l’equatore della traiettoria delle tempeste dell’Atlantico Nord. Lo spostamento della traiettoria delle tempeste comporta un passaggio più a sud dei cicloni verso l’Europa (Pfahl, 2014). Poiché i cicloni che si muovono sull’Europa possono favorire l’avvezione di masse d’aria fredda continentale dalle aree nordorientali e orientali dietro ai loro fronti freddi, la traiettoria esatta del ciclone ha un’influenza su dove potrebbe svilupparsi un’ondata di freddo. Inoltre, lo sviluppo di anomalie di freddo in inverno può essere modulato dalle condizioni persistenti di cielo sereno associate a un anticiclone di blocco (Trigo et al., 2004; Demirtaş, 2017). Il cielo senza nuvole porta a un forte raffreddamento dovuto alla radiazione infrarossa in uscita durante le notti (raffreddamento diabatico). Questo processo è rilevante direttamente sotto l’anticiclone di blocco; quindi, è un processo in situ. Tuttavia, c’è un aumento della temperatura associato al riscaldamento adiabatico dovuto alla subsidenza nell’area dell’anticiclone di blocco, che può contrastare il raffreddamento diabatico (Sousa et al., 2018).

Confrontando questi meccanismi tra loro, si è scoperto che l’avvezione di aria fredda da nord e nord-est è la più importante per l’evoluzione delle ondate di freddo europee (Trigo et al., 2004; Pfahl, 2014; Bieli et al., 2015; Sousa et al., 2018). Le ondate di freddo hanno bisogno di tempo per svilupparsi durante le situazioni di blocco (Buehler et al., 2011), rendendo più probabile lo sviluppo di un’anomalia di freddo durante eventi di blocco di lunga durata.

Poiché gli anticicloni di blocco sono tipicamente incorporati in onde di Rossby su larga scala, la relazione tra gli estremi di temperatura e il blocco si traduce anche in un collegamento delle ondate di caldo e freddo con l’attività delle onde di Rossby. Gli estremi di calore europei si verificano spesso in estate durante periodi di attività delle onde di Rossby regionalmente potenziata sul continente eurasiatico, mentre le ondate di freddo invernali in Europa occidentale e parti del Mediterraneo sono più associate a un’attività potenziata delle onde di Rossby sull’Atlantico Nord (Röthlisberger et al., 2016; Fragkoulidis et al., 2018). La persistenza delle ondate di caldo estive (ondate di freddo invernali) può essere aumentata (ridotta) a causa di modelli ricorrenti di onde di Rossby che si amplificano nella stessa regione geografica (Röthlisberger et al., 2019). Una quasi-risonanza dell’attività ondulatoria emisferica (Petoukhov et al., 2013) può portare in estate a ondate di caldo simultanee in diverse regioni (Kornhuber et al., 2020). Infine, come per altri sistemi di blocco (vedi Sez. 2), la dinamica degli anticicloni associati alle ondate di caldo estive europee può essere influenzata dal rilascio di calore latente nelle masse d’aria ascendenti incorporate in pacchetti d’onda a monte (Zschenderlein et al., 2020).

3.3 Studi di caso

I casi discussi in questa sezione, le Sezioni 4.3 e 5, sono esempi di eventi estremi superficiali che sono stati innescati o almeno influenzati dai blocchi atmosferici (vedi Tabelle 1, 2 e 3). Negli studi citati sono stati adottati diversi approcci per mostrare questa connessione: da un lato, sono stati utilizzati metodi come il calcolo delle traiettorie all’indietro, il clustering o le analisi di correlazione. Dall’altro, ci sono alcuni studi sugli eventi estremi superficiali in cui è stata effettuata un’analisi sinottica, mostrando che il blocco dominava il modello di flusso, da cui si presumeva che l’evento estremo fosse stato influenzato di conseguenza.

3.3.1 Ondate di calore

Discutiamo brevemente di diversi casi storici per evidenziare la variabilità caso per caso nei processi dinamici che portano alle ondate di calore europee e il ruolo dei blocchi atmosferici. Le ondate di calore più prominenti e severe in Europa si sono verificate nell’estate del 2003 in Europa occidentale e centrale (ad esempio, Black et al., 2004; Fink et al., 2004; Schär et al., 2004) e nell’estate del 2010 in Europa orientale (Fig. 3a) (ad esempio, Barriopedro et al., 2011; Grumm, 2011). Nel 2003, sono state misurate temperature record in giugno e agosto, dominate da regimi meteorologici anticiclonici (Fink et al., 2004). Mentre la circolazione media mensile di giugno era caratterizzata da un ampio rilievo centrato sull’Europa centrale, i blocchi erano particolarmente dominanti nella prima metà di agosto (Black et al., 2004). L’avvezione di aria calda potrebbe aver giocato un ruolo nelle fasi iniziali dell’ondata di calore in giugno (Fink et al., 2004), ma durante agosto il flusso sopra la Francia (al centro del sistema di blocco) era dominato da masse d’aria stagnanti che ricircolavano e scendevano all’interno dell’anticiclone di blocco (Black et al., 2004). Le anomalie positive nella radiazione infrarossa di lunga durata e nella radiazione solare diretta di corta durata, associate a condizioni di cielo sereno, indicano un ruolo importante del forcing radiativo, e i deficit di precipitazioni iniziati già in aprile hanno portato a un feedback positivo del suolo-umidità che ha fortemente amplificato l’ondata di calore (Black et al., 2004; Fink et al., 2004; Fischer et al., 2007; Miralles et al., 2014). L’ondata di calore del 2010 ha colpito principalmente l’Europa orientale e la Russia occidentale ed è stata associata a una forte anomalia della circolazione anticiclonica (ad esempio, Grumm, 2011) (vedi anche Fig. 3a) e a un’inversione del gradiente di altezza geopotenziale meridionale a 500 hPa caratteristica dei blocchi durante la maggior parte del periodo tra fine giugno e inizio agosto 2010 (Lau e Kim, 2012; Schneidereit et al., 2012). Inoltre, l’evento è stato caratterizzato da un’evidente anomalia positiva nella frequenza dei rilievi subtropicali e dei blocchi di tipo Omega in questo settore longitudinale (Sousa et al., 2021).

Questa anomalia di blocco era senza precedenti, in particolare nella parte orientale della regione intorno ai 50° E. Inoltre, era collegata a un treno di onde di Rossby quasi-stazionario sopra il settore euro-atlantico e, più in generale, sull’emisfero settentrionale, in linea con una teleconnessione La Niña (Trenberth e Fasullo, 2012; Drouard e Woollings, 2018). I suoli disidratati e l’aumento dei flussi di calore sensibile dalla superficie hanno giocato un ruolo importante (Lau e Kim, 2012; Miralles et al., 2014; Hauser et al., 2016).

Oltre a questi casi più noti, i blocchi e i prolungamenti dei crinali hanno avuto anche un ruolo in altre ondate di calore europee (vedi Tabella 1). Ad esempio, l’ondata di calore di luglio 1976 che ha colpito l’Europa occidentale si è verificata durante condizioni di blocco (Green, 1977), mentre un’ondata di calore sull’Europa centrale nel 2013 era associata a un crinale subtropicale che si estendeva verso nord-est dal Mediterraneo occidentale (Lhotka e Kysely, 2015). L’ondata di calore di fine estate nel 2016 era principalmente guidata da subsidenza e riscaldamento diabatico nel limite del livello atmosferico all’interno di anomalie di geopotenziale positive che erano incorporate in pacchetti di onde di Rossby che si propagavano verso est (Zschenderlein et al., 2018). D’altra parte, il blocco scandinavo era associato alle ondate di calore del 2018 su Scandinavia, Germania settentrionale e Francia (Spensberger et al., 2020). Questi casi illustrano anche che la posizione dell’anomalia di alta pressione determina in gran parte quale regione viene colpita da un’ondata di calore (vedi Fig. 2b).

Le ondate di calore marine possono anche essere correlate all’attività di blocco. Per quanto riguarda il caso del 2003, è documentato un impatto sulle temperature superficiali del mare (SST) del Mar Mediterraneo (Sparnocchia et al., 2006; Olita et al., 2007). Il grande blocco su Francia nel 2003 ha aumentato la temperatura dell’aria e ridotto la velocità del vento (portando a una riduzione di tutti i componenti del flusso di calore verso l’alto), che erano in ultima analisi responsabili delle anomalie positive anormali delle SST nel Mar Mediterraneo. Un altro esempio dell’importanza dell’attività di blocco è l’ondata di calore marina del nord-ovest Atlantico del 2012 (K. Chen et al., 2015), quando le creste atmosferiche persistenti e il blocco durante l’inverno hanno ridotto la perdita di calore invernale dall’oceano all’atmosfera (Holbrook et al., 2020).

La Tabella 1 elenca esempi di eventi estremi di temperatura in Europa associati a blocchi atmosferici. Ogni riga descrive un differente evento climatico estremo, dettagliando il tipo di evento (come ondata di calore o gelo), la data, la regione colpita, e la zona di blocco influente. Qui di seguito, i dettagli più salienti:

1. Tipo di evento estremo: identifica se l’evento è stato un’onda di calore o un periodo di freddo intenso.
2. Data: specifica l’anno o l’intervallo temporale dell’evento.
3. Regione interessata: indica la parte d’Europa colpita dall’evento.
4. Regione di blocco: le abbreviazioni come SCAN (Scandinavia), EU (Europa), N-ATL (Atlantico Nord), indicano la posizione del blocco atmosferico che ha influenzato l’evento.
5. Danni: mostra le perdite economiche o umane, sottolineando che i valori non sono aggiustati per l’inflazione e che i dati possono non essere completi.
6. Riferimenti: fornisce le fonti delle informazioni, permettendo approfondimenti sugli eventi specifici.

Alcuni esempi notevoli includono:

• L’ondata di calore del 1976 in Europa Occidentale, con 23,000 fatalità nelle prime due settimane.
• L’ondata di calore del 2003 in Europa centrale e occidentale con 70,000 fatalità, e perdite economiche di 13 miliardi di euro.
• Il gelo del 1941-1942 in Europa, che ha causato 260,000 fatalità.

Questa tabella rappresenta un utile riferimento per studiare l’impatto dei blocchi atmosferici sugli eventi climatici estremi e le loro conseguenze socio-economiche in Europa.

La Figura 3 illustra le anomalie della temperatura a 2 metri dal suolo (in Kelvin, indicate dalla colorazione) e delle altezze geopotenziali a 500 hPa (in metri, rappresentate dai contorni) per i mesi di luglio 2010 e febbraio 2012, basate sui dati ERA5 (Hersbach et al., 2020). Queste mappe sono correlate a specifici eventi climatici estremi di quelle date:

1. (a) Luglio 2010: associato all’ondata di calore del 2010.
   • La mappa mostra un’intensa anomalia positiva di temperatura, particolarmente marcata in Europa orientale e Russia, evidenziata dalla colorazione in tonalità di rosso. Queste anomalie raggiungono fino a +8K rispetto alla climatologia di riferimento.
   • Le linee di contorno indicano anomalie nelle altezze geopotenziali a 500 hPa, che mostrano un forte blocco anticiclonico (linee concentriche in aumento) sopra la regione, contribuendo alla persistenza delle alte temperature.
2. (b) Febbraio 2012: associato al periodo di freddo del 2012.
   • Questa mappa mostra un’intensa anomalia negativa di temperatura (tonalità di blu) soprattutto sopra l’Europa orientale e la Russia, indicando temperature notevolmente più basse del normale fino a -8K.
   • Anche qui, le linee di contorno delle altezze geopotenziali mostrano anomalie significative, con un profondo vortice ciclonico che contribuisce al trasporto di aria fredda verso queste regioni.

In entrambe le mappe, i punti marcati indicano le aree che superano il livello di 2σ (due deviazioni standard) della climatologia della temperatura a 2 metri per il periodo 1991–2010. Questi punti sottolineano le regioni dove le temperature erano eccezionalmente alte o basse, rispetto alla media del periodo considerato, dimostrando l’estremità degli eventi climatici associati.

La Tabella 2 presenta esempi di eventi estremi idrologici in Europa, associati a condizioni di blocco atmosferico, analogamente alla Tabella 1 che riguardava gli eventi di temperatura. Questa tabella include vari tipi di eventi come siccità, temporali, inondazioni e nevicate. Per ogni evento, la tabella dettaglia data, regione colpita, tipo di blocco atmosferico che ha influenzato l’evento, stima dei danni e riferimenti bibliografici. Ecco un riepilogo dei dettagli forniti:

1. Tipo di evento estremo: identifica l’evento come siccità, temporale, inondazione, ecc.
2. Data: indica l’anno o la stagione dell’evento.
3. Regione interessata: specifica la zona geografica europea colpita.
4. Regione di blocco: le abbreviazioni come EU (Europa), N-ATL (Atlantico Nord), SCAN (Scandinavia), denotano la regione di blocco influente.
5. Danni: mostra una stima delle perdite economiche o umane, sottolineando che i valori possono non essere aggiornati all’inflazione.
6. Riferimenti: elenca le fonti da cui sono tratte le informazioni, per possibili approfondimenti.

Ad esempio:

• La siccità dell’estate 2003 in Europa centrale, influenzata dal blocco in EU centrale, ha causato 70.000 fatalità e perdite economiche di EUR 1,3 miliardi.
• Il temporale di maggio 2018 in Europa centrale, sotto l’influenza del blocco nell’UE settentrionale, ha portato a danni per EUR 5,8 miliardi.
• L’inondazione del 1954 lungo il Danubio, legata al blocco N-ATL, ha comportato danni per EUR 380 milioni.

Questa tabella è utile per analizzare l’impatto dei blocchi atmosferici sugli eventi idrologici estremi e le loro conseguenze economiche e umane in Europa.

La Tabella 3 elenca esempi di eventi estremi legati al vento in Europa, seguendo il formato delle precedenti tabelle per le temperature e gli eventi idrologici. Questa tabella dettaglia gli eventi di tempesta, specificando tipo, data, regione colpita, zona di blocco atmosferico, stima dei danni e riferimenti bibliografici. Ecco una descrizione dettagliata dei componenti della tabella:

1. Tipo di evento estremo: classificato come tempesta.
2. Data: indica il mese e l’anno dell’evento.
3. Regione interessata: mostra l’area geografica colpita, come Europa centrale, occidentale o il Medio Oriente con la Germania.
4. Regione di blocco: identifica la regione di blocco atmosferico (ad esempio, EU sud o EU sud-ovest) associata all’evento.
5. Danni: riporta una stima dei danni economici o delle perdite umane, incluso il numero di fatalità e le perdite assicurate.
6. Riferimenti: fornisce le fonti delle informazioni.

Ad esempio:

• Una tempesta in gennaio 2007 in Europa centrale e occidentale, legata al blocco EU (sud), ha causato 46 fatalità e danni assicurati per EUR 4 miliardi.
• Un’altra tempesta in dicembre 2013 che ha interessato il Medio Oriente e la Germania, associata al blocco EU (sud-ovest), ha portato a 13 fatalità e danni per EUR 1 miliardo.

Questa tabella serve come utile riferimento per studiare l’impatto dei blocchi atmosferici sugli eventi estremi legati al vento e le loro conseguenze economiche e umane in diverse regioni europee.

3.3.2 Ondate di freddo

Nel febbraio 2012, gran parte dell’Europa è stata colpita da temperature superficiali estremamente basse (in molte regioni 10 °C sotto la media, vedi Fig. 3b), accompagnate da intense nevicate (de Vries et al., 2013; Demirtaş, 2017). Anche l’Italia ha sperimentato temperature minime di −15 °C (WMO, 2015). Il periodo di freddo ha influenzato il settore dei trasporti, la salute e l’agricoltura (ad es., Planchon et al., 2015). La comparsa di anomalie di freddo in tutta Europa è stata innescata da un persistente schema di cresta–depressione–cresta (Demirtaş, 2017). Entrambe le creste erano sistemi di blocco, una cresta inclinata da nord-est a sud-ovest amplificata sopra l’Atlantico e un alto blocco Omega sulla Siberia (vedi Fig. 3b). Queste creste a monte e a valle favorivano la persistenza della depressione intermedia (Demirtaş, 2017) e, di conseguenza, la continua advezione di aria fredda dalle regioni settentrionali. Nel 2017, il modello sinottico sull’Europa era simile al 2012, con un’estensione dell’anticiclone siberiano verso la Scandinavia che bloccava il flusso zonale e innescava l’advezione di aria fredda dal nord (Anagnostopoulou et al., 2017). Rispetto al 2012, le masse d’aria nel gennaio 2017 provenivano da latitudini molto più elevate (Anagnostopoulou et al., 2017) e favorivano l’evoluzione di un episodio di freddo sulla penisola balcanica che era estremo sia per la sua intensità sia per la lunga durata (Anagnostopoulou et al., 2017).D’altra parte, l’ondata di freddo europea di marzo 2018 è stata principalmente scatenata dalla fase negativa dell’NAO (Oscillazione del Nord Atlantico), probabilmente precondizionata da un evento di riscaldamento stratosferico improvviso a metà febbraio (Karpechko et al., 2018). Sebbene l’NAO negativo fosse la caratteristica dominante del flusso in quel caso, l’estensione dell’ondata di freddo è stata influenzata anche dal blocco scandinavo. Alla fine di febbraio, poco prima del passaggio dell’NAO dalla sua fase positiva a quella negativa, si è sviluppato un sistema di blocco sopra la Scandinavia, che ha spostato l’aria polare verso sud-ovest (Ferranti et al., 2019; Kautz et al., 2020).

Tre ondate di freddo in Europa occidentale e settentrionale tra la fine di dicembre 2009 e metà gennaio 2010 erano associate anche a una fase dell’NAO persistentemente negativa (Cattiaux et al., 2010; Seager et al., 2010; Wang et al., 2010; Santos et al., 2013). L’NAO negativo favoriva anomalie dei venti superficiali da nord che portavano ad un’avvezione verso sud di aria fredda artica (Wang et al., 2010). Le anomalie di bassa temperatura coincisero con deficit di precipitazioni ma una insolita persistenza del manto nevoso (Seager et al., 2010). Inoltre, questo inverno ha registrato la seconda frequenza più alta di blocchi dell’Atlantico Nord dal 1949, che è collegata alla fase negativa dell’NAO, in quanto generalmente favorisce lo sviluppo di blocchi sull’Atlantico Nord (Cattiaux et al., 2010). Le basse temperature di quest’inverno erano principalmente connesse all’NAO negativo e meno, ad esempio, al blocco scandinavo (Cattiaux et al., 2010), che era rilevante nell’ondata di freddo del 2018. Tuttavia, nessuno studio indaga in dettaglio il ruolo di determinati sistemi di blocco per l’inverno 2009-2010.

Nell’inverno del 1941-1942, delle depressioni stazionarie sull’Europa portarono basse temperature e spostarono le traiettorie delle tempeste influenzando la guerra (Lejenäs, 1989). Un altro esempio di un evento estremo di freddo associato all’occorrenza di un sistema di blocco e una bufera di neve è stato osservato nel marzo del 1987 (Tayanc et al., 1998). Poiché questo evento è stato accompagnato da intense nevicate, è descritto nella Sezione 4.

3.4 Sfide

Lo sviluppo degli estremi di temperatura dipende fortemente dalla persistenza e dalla posizione dei blocchi. Periodi di blocco più lunghi e quasi stazionari forniscono condizioni favorevoli prolungate per la comparsa di ondate di freddo/calore. Sebbene la relazione tra blocco e estremi di temperatura sia spesso evidente, esiste una alta variabilità caso per caso sia nella fase che in altre influenze (ad es., l’umidità del suolo). Campagne di misurazione o esperimenti di sensibilità con modelli numerici potrebbero aiutare ad indagare ulteriormente le molteplici interazioni. La principale sfida qui è coprire tutti i componenti rilevanti e le catene di processo attraverso una moltitudine di scale spaziali e temporali.

4 Estremi Idrologici

4.1 Panoramica

In uno dei primi studi sul blocco atmosferico, Rex (1950) descrisse gli effetti di sei casi di blocco sulla distribuzione delle precipitazioni sub-stagionali in Europa. Le condizioni erano anomalamente secche sotto gli anticicloni bloccanti e anomalamente umide a ovest e a est degli anticicloni bloccanti (vedi Fig. 2). Rex attribuì queste anomalie delle precipitazioni alla modulazione della posizione delle tracce delle tempeste da parte dei blocchi nelle longitudini bloccate. Studi successivi di Namias (1964) e Trigo et al. (2004) confermarono il forte legame tra l’occorrenza dei blocchi su l’Europa e le anomalie delle precipitazioni. Esiste una forte dipendenza della posizione delle anomalie delle precipitazioni in Europa dalle longitudini bloccate (Yao e De-Hai, 2014; Sousa et al., 2017). La discussione su come il legame tra blocchi e anomalie delle precipitazioni si traduce in estremi idrologici come forti precipitazioni, siccità e inondazioni è il focus di questa sezione. Le siccità hanno un’influenza negativa sulla quantità e qualità dell’acqua, influenzando così diverse attività socioeconomiche ed ecosistemi. I deficit idrici possono portare al fallimento delle colture con effetti devastanti per l’agricoltura (Masih et al., 2014) e influenzare negativamente la produzione di energia (Pfister et al., 2006). Condizioni estive secche possono anche essere favorevoli per gli incendi boschivi (Haines, 1989) e altri massicci eventi di inquinamento atmosferico, con forti impatti sulla salute umana (Finlay et al., 2012; Péré et al., 2014; Athanasopoulou et al., 2014). Inoltre, i periodi di siccità portano a potenziati processi di feedback suolo-atmosfera e quindi a ondate di calore amplificate (Miralles et al., 2014; Schumacher et al., 2019). In questo articolo, con siccità si fa riferimento alla siccità meteorologica, in cui le condizioni atmosferiche risultano nell’assenza o diminuzione delle precipitazioni, che a lungo termine possono risultare in una siccità agricola e/o idrologica (Heim, 2002). L’Europa sperimenta impatti diversi dai blocchi in termini di occorrenza di siccità. I sistemi di blocco a media e alta latitudine sono stati dimostrati ridurre gravemente le precipitazioni nelle regioni direttamente sotto il sistema ad alta pressione (Sousa et al., 2017). È stato anche discusso il ruolo dei blocchi a bassa latitudine e/o delle creste subtropicali, mostrando che questi sistemi ad alta pressione a latitudini più basse sono i principali responsabili della scarsità idrica nel sud Europa (Santos et al., 2009; Sousa et al., 2017). L’impatto degli episodi di blocco e cresta in termini di disponibilità idrica e intensità della siccità varia con la stagione di occorrenza.Tuttavia, la disponibilità idrica di molte regioni europee dipende da stagioni di precipitazione più concentrate, rendendole quindi più suscettibili alla siccità in caso di eventi di blocco atmosferico più brevi che coincidono con la loro stagione di precipitazione. Questo è notevole, ad esempio, nella Penisola Iberica, dove i totali annuali delle precipitazioni dipendono fortemente dalle piogge invernali prolungate (da ottobre a marzo), o nell’Europa orientale, dove le piogge estive più sostanziali costituiscono una parte significativa dei totali annuali. Le inondazioni sono uno dei disastri legati al clima più devastanti nell’Europa centrale (ad esempio, Alfieri et al., 2018). Gli eventi di inondazione e le forti precipitazioni (inclusa la nevicata estrema) possono causare vittime; perdite economiche ingenti; e danni sostanziali alle abitazioni, alle infrastrutture e ai trasporti. Periodi prolungati di precipitazioni, raggruppamenti seriali di eventi di precipitazioni intense o eventi di pioggia molto intensi (convettivi) possono tutti scatenare inondazioni (ad esempio, Merz e Blöschl, 2003; Froidevaux et al., 2015). Oltre alle precipitazioni, il contenuto di umidità del suolo e lo scioglimento della neve possono svolgere ruoli importanti come precursori idrologici delle inondazioni (ad esempio, Merz e Blöschl, 2003). Il blocco può influenzare tutti questi fattori. Tuttavia, l’attenzione di questa sezione è sul collegamento tra il blocco, le forti precipitazioni, le nevicate estreme e le inondazioni. Il blocco influisce sulle precipitazioni intense a scala regionale in Europa (ad esempio, Lenggenhager e Martius, 2019). I sistemi di blocco cambiano le probabilità di precipitazioni intense su scala regionale di 1, 3 e 5 giorni sia nella stagione estiva che in quella invernale. Le probabilità di eventi di precipitazioni intense sono ridotte nell’area bloccata e alte nelle aree a sud-ovest e sud-est dell’anticiclone bloccante e talvolta lungo il bordo settentrionale dell’anticiclone bloccante (vedi anche Fig. 2). Spesso le aree con maggiori probabilità di forti precipitazioni coincidono con la posizione della traccia dei cicloni a medie latitudini e quindi con il passaggio di fronti e nastri trasportatori caldi, indicando il ruolo importante della modulazione della traccia delle tempeste da parte dei sistemi di blocco (Sousa et al., 2017; Lenggenhager e Martius, 2019). Ciò è particolarmente rilevante per l’Europa meridionale (inclusa l’area del Mediterraneo), dove le configurazioni di blocco classiche possono portare a precipitazioni sopra la media e a eventi di precipitazioni estreme.

4.2 Dinamiche

La natura quasi-stazionaria del blocco impone persistenti anomalie della circolazione su larga scala, dominate da un’ampia area di subsidenza e un’atmosfera stabile nel centro del sistema di blocco. Allo stesso tempo, i cicloni di superficie sono guidati lungo i bordi dei sistemi di blocco, risultando in tracce di tempesta attive sia a nord che a sud di un blocco. Questa biforcazione delle tracce di tempesta associata al blocco è stata identificata come il modello dinamico più generale che collega il blocco e le precipitazioni (intense) in Europa (Rex, 1950; Sousa et al., 2017; Lenggenhager e Martius, 2019). I sistemi di blocco influenzano la stazionarietà e i percorsi dei cicloni nei loro dintorni (Berggren et al., 1949; Nakamura e Wallace, 1989; Swanson, 2002; Booth et al., 2017; Sousa et al., 2017; Nakamura e Huang, 2018; Lenggenhager e Martius, 2019). Inoltre, la circolazione di blocco influisce sul trasporto di umidità atmosferica e quindi sulle precipitazioni intense (ad esempio, Piaget et al., 2015; Sousa et al., 2017; Lenggenhager e Martius, 2019). Ad esempio, Piaget et al. (2015) hanno identificato un fiume atmosferico indirizzato verso la Svizzera lungo il bordo settentrionale di un anticiclone bloccante come un importante motore per un evento locale di inondazione, e Lenggenhager e Martius (2019) hanno identificato un alto trasporto di umidità lungo il bordo settentrionale di un anticiclone bloccante collegato a forti precipitazioni lungo la costa occidentale della Scandinavia (vedi anche Fig. 2). La mancanza di cicloni e la prevalecente subsidenza che si verifica nella grande area sotto il centro del blocco portano a precipitazioni ridotte (o addirittura virtualmente soppressa) (Yao e De-Hai, 2014; Sousa et al., 2017). In questo senso, il movimento discendente su larga scala è il meccanismo atmosferico primario che porta alla carenza di acqua superficiale (e eventualmente alle siccità) durante episodi persistenti di blocco. Per una discussione più dettagliata del processo ci concentriamo prima sulle condizioni di siccità. Una forte circolazione zonale associata a una fase positiva del NAO, che riflette un vortice polare stratosferico più stabile, inibisce l’occorrenza di significativi episodi di rottura delle onde di Rossby (RWB), portando così a condizioni meno favorevoli per gli episodi di blocco (Masato et al., 2012) e, di conseguenza, a condizioni meno propense alla siccità nella maggior parte delle aree dell’Europa. Tuttavia, le strutture a bassa latitudine (in particolare le creste subtropicali) sono frequentemente la fase iniziale di un evento RWB, poiché rimangono collegate alla cintura di alta pressione subtropicale. Questo avviene sia prima dell’occorrenza di un sistema di alta pressione cutoff che di una successiva transizione a un sistema di blocco maturo. Durante i forti flussi zonali, potrebbe verificarsi un RWB incipiente, ma generalmente ciò non porta a sistemi di blocco maturi e persistenti.

Queste fasi iniziali del ciclo di vita di un blocco sono importanti contribuenti per episodi stabili e secchi persistenti, in particolare nell’Europa sud-occidentale, poiché tendono a bloccare l’attività frontale atlantica dall’arrivare nella regione (Santos et al., 2009; Sousa et al., 2017). In queste configurazioni, un getto più vincolato può essere trovato a monte della cresta, portando a un significativo dipolo umido/secco nord/sud in termini di anomalie delle precipitazioni. Sotto flussi zonali meno intensi, le condizioni sono più favorevoli per lo sviluppo completo di episodi di RWB sul settore euro-atlantico, portando così a episodi di blocco più frequenti a media e alta latitudine (tipo Rex) e quindi invertendo il suddetto dipolo di anomalia delle precipitazioni. Tuttavia, è stato dimostrato che i blocchi Omega, che presentano una connessione subtropicale (più simili a creste amplificate), tendono a produrre maggiori deficit di pioggia nell’Europa meridionale, rispetto ai blocchi Rex, dove può essere osservato un ramo meridionale più intenso del getto diviso (Sousa et al., 2021).

Mentre queste caratteristiche dinamiche possono essere osservate durante tutto l’anno, esistono complicazioni stagionali. Ad esempio, l’advvezione fredda vicino al fianco orientale di un sistema di blocco durante l’inverno può portare ad anomalie negative di temperatura superficiale diffuse sul continente europeo aumentando la stabilità verticale (Sillmann et al., 2011; Sousa et al., 2018). Anche durante i mesi più caldi, si possono osservare feedback positivi in termini di essiccazione superficiale come conseguenza del blocco (Fischer et al., 2007; Seneviratne et al., 2010). Forti flussi radiativi in condizioni di cielo sereno imposti dalla struttura di blocco portano a ridotte precipitazioni, e l’umidità del suolo (evapotraspirazione potenziata) può portare a gravi e dannosi processi di disseccamento del suolo. Studi precedenti hanno dimostrato che un processo iniziato dalla superficie come questo può essere amplificato e propagarsi verso l’alto, amplificando anche le anomalie di pressione e conseguentemente intensificando un anticiclone a nucleo caldo (Miralles et al., 2014; Schumacher et al., 2019).

Ora valutiamo i collegamenti tra blocco, forti precipitazioni e inondazioni. Il blocco influisce sulla posizione dei cicloni e quindi sulle posizioni dei nastri trasportatori caldi, fronti e fiumi atmosferici (Pasquier et al., 2019), che sono tutte caratteristiche meteorologiche importanti che forzano direttamente le precipitazioni (ad es., Pfahl e Wernli, 2012). I meccanismi dettagliati che portano a forti precipitazioni legate al blocco differiscono regionalmente e includono interazioni importanti con la topografia locale. Tuttavia, esiste un modello generale di instabilità che è un ingrediente chiave per le precipitazioni legate al blocco nell’Europa meridionale, con la disponibilità di umidità che è un altro ingrediente chiave per le precipitazioni legate al blocco nell’Europa settentrionale (Sousa et al., 2017).

I collegamenti tra forti precipitazioni e blocco sono presenti in tutta Europa. Un’alta frequenza di blocco sulla Scandinavia risulta in un’alta frequenza di precipitazioni estreme estive in Romania e nel Mediterraneo orientale (Rimbu et al., 2016) ma anche in un significativo aumento delle probabilità di forti precipitazioni su scala regionale sulla Grecia e sul Mediterraneo centrale (Lenggenhager e Martius, 2019). Le precipitazioni estreme sulla Romania sono associate a RWB che si formano a valle degli anticicloni di blocco (Rimbu et al., 2016). Il blocco sulla Scandinavia riduce le probabilità di forti precipitazioni sull’Europa centrale, mentre il blocco sull’Atlantico centrale e orientale aumenta le probabilità di forti precipitazioni di 1 giorno d’estate su diverse regioni in Europa (Lenggenhager e Martius, 2019). Questo aumento è in parte collegato a una modulazione delle tracce dei cicloni da parte di questi sistemi di blocco.

Il blocco influisce anche sulla frequenza dei temporali in Europa durante l’estate (vedi Fig. 2b) (Mohr et al., 2019) e quindi potenzialmente sulla distribuzione e frequenza delle precipitazioni convettive intense (Mohr et al., 2020) e delle piene lampo. A seconda della loro posizione, i sistemi di blocco possono aumentare o ridurre le probabilità di temporali (Mohr et al., 2019). Il blocco sull’Atlantico nord-orientale sopprime l’attività dei temporali in Europa centrale a causa dell’avvezione settentrionale di masse d’aria più fredde e stabili verso l’Europa e della subsidenza. I sistemi di blocco sul Mar Baltico aumentano le probabilità di temporali in Europa occidentale e centrale supportando l’avvezione di masse d’aria calda, umida e instabile (Mohr et al., 2019).

Il blocco può anche svolgere un ruolo importante nell’occorrenza di inondazioni, in particolare in caso di precipitazioni intense e/o di lunga durata. Un’analisi dettagliata della situazione meteorologica su larga scala durante 24 importanti eventi alluvionali in Svizzera tra il 1868 e il 2005 ha rivelato che un sistema di blocco era presente sulla Russia per tutti i casi estivi analizzati (Stucki et al., 2012). Negli eventi alluvionali dove un cutoff di livello superiore era fondamentale per innescare forti precipitazioni, la propagazione verso est dei cutoff era rallentata dai sistemi di blocco (Stucki et al., 2012). Un’analisi dettagliata di due gravi casi di alluvione in Svizzera nell’ottobre 1868 (Stucki et al., 2018) e nell’ottobre 2000 (Lenggenhager et al., 2019) conferma l’importante ruolo del blocco situato ad est della Svizzera nel rallentare la propagazione verso est degli streamer PV di livello superiore e dei cutoff che erano principalmente responsabili della formazione delle forti precipitazioni. L’arresto di queste strutture di livello superiore ha risultato in accumuli di precipitazioni molto elevati e successivamente in inondazioni. Un caso analogo è stato l’inverno 2013–2014 nel Regno Unito (vedi Sez. 5).

L’accumulo stagionale elevato di precipitazioni e le forti precipitazioni nella stagione fredda possono tradursi in notevoli accumuli di neve se le temperature sono sufficientemente fredde. Il blocco contribuisce alle basse temperature tramite l’avvezione di aria fredda lungo il suo fianco orientale (vedi Sez. 3). È necessario distinguere tra nevicate estreme su scale temporali stagionali ed eventi di nevicata di breve durata, entrambi possono essere correlati al blocco. Alti accumuli di neve durante interi inverni sono stati collegati a frequenze stagionali anomale di blocco. Negli inverni dal 1958 al 1960, diversi episodi di blocco sull’Europa hanno risultato in anomalie negative di neve in parti della Scandinavia (Namias, 1964). Gli accumuli di neve elevati in Europa centrale nell’inverno 2005–2006 erano in parte correlati al blocco (Pinto et al., 2007; Croci-Maspoli e Davies, 2009). Il copertura nevosa stagionale svizzera è fortemente correlata al blocco scandinavo (Scherrer e Appenzeller, 2006). Garcia-Herrera e Barriopedro (2006) riportano un’interazione bidirezionale tra la copertura nevosa stagionale dell’emisfero settentrionale e il blocco. Primo, il blocco invernale sull’Atlantico correla con la copertura nevosa di primavera e estate in Eurasia e Nord America; secondo, la copertura nevosa di primavera ed estate in Eurasia e Nord America è associata a un’attività anomala di blocco atlantico invernale (Garcia-Herrera e Barriopedro, 2006). I processi sottostanti che portano a grandi precipitazioni sono simili in inverno ed estate, ma per il blocco invernale la divisione tra precipitazione liquida e solida è influenzata dalla temperatura (vedi Sez. 3). Alti accumuli stagionali di neve possono risultare in valanghe (Pinto et al., 2007) e possono contribuire a inondazioni nella primavera successiva (Stucki et al., 2012).

4.3 Studi di caso

Una lista di studi di caso selezionati su eventi idrologici estremi causati o influenzati dal blocco è fornita nella Tabella 2, includendo informazioni sugli impatti.

4.3.1 Siccità

Due esempi notevoli di siccità associate all’occorrenza di blocchi sono stati osservati nel 2003 (ad esempio, Beniston e Diaz, 2004; Cassou et al., 2005; Ogi et al., 2005; García-Herrera et al., 2010) e nel 2010 (ad esempio, Barriopedro et al., 2011; Lau e Kim, 2012; Schneidereit et al., 2012). Poiché questi esempi sono correlati a mega ondate di calore, questi casi sono già stati discussi nella Sezione 3. Pertanto, mettiamo in evidenza altre siccità legate ai blocchi nel Mediterraneo, una regione dove le proiezioni climatiche indicano coerentemente un aumento della frequenza e della gravità delle siccità (Tramblay et al., 2020). Una delle siccità più eccezionali nella Penisola Iberica si è verificata tra ottobre 2004 e giugno 2005 (Fig. 4a). La metà sud dell’Iberia ha ricevuto circa il 40% delle precipitazioni usuali entro giugno 2005. Questo è stato l’evento più secco degli ultimi 140 anni, producendo importanti impati socioeconomici, particolarmente a causa della grande diminuzione nella produzione di idroelettricità e agricoltura sia in Portogallo che in Spagna (Garcia-Herrera et al., 2007). Mentre l’attività di blocco nel settore Nord Atlantico da ottobre a dicembre era simile alla media a lungo termine (1958–2005), è stata eccezionale tra gennaio e marzo, generalmente il periodo più piovoso per la parte occidentale della Penisola Iberica. Questo è stato particolarmente vero tra i 40 e i 20° W, dove la sua frequenza ha superato il 95° percentile della climatologia. Infatti, marzo è stato caratterizzato da un numero record di giorni di blocco, seguito da un’attività media durante tutta la primavera (Garcia-Herrera et al., 2007). Una siccità record ha colpito l’Europa occidentale e centrale tra luglio 2016 e giugno 2017, quando le condizioni di siccità hanno interessato oltre il 90% dell’Europa centrale e occidentale, raggiungendo valori record (rispetto al 1979–2017) nel 25% dell’area con grandi impatti socioeconomici sulle forniture idriche, l’agricoltura e la produzione di energia idroelettrica e portando a devastanti incendi forestali in Portogallo (García-Herrera et al., 2019). Questo periodo di siccità è stato associato all’occorrenza di sistemi di blocco e creste subtropicali che a volte si sono evoluti al di fuori della loro posizione tipica (García-Herrera et al., 2019). Inoltre, l’occorrenza di una mega ondata di calore nel giugno 2017 è stata associata a una cresta subtropicale di lunga durata che si è verificata molto presto nella stagione (Sánchez-Benítez et al., 2018).

4.3.2 Forti precipitazioni, inondazioni e nevicate estreme

Per illustrare le complesse interazioni tra blocco e eventi di inondazione, diversi casi di studio su inondazioni sono discussi in maggior dettaglio. Iniziamo con uno studio di caso su un temporale e la conseguente piena lampo. Un alto numero di temporali ha colpito l’Europa occidentale e centrale nel maggio 2018, risultando in molteplici piene lampo (Mohr et al., 2020). Un sistema di blocco era posizionato sopra il nord Europa, che influenzava i temporali in due modi: primo, masse d’aria umide, calde e instabili erano adveatte verso l’Europa occidentale e centrale lungo il fianco occidentale del sistema di blocco (vedi Fig. 2b). Secondo, dei cutoff ad alto-PV si formavano ripetutamente a sud del sistema di blocco, cambiando localmente la stabilità statica e fornendo così l’ambiente mesoscalare ideale per la formazione di temporali (Mohr et al., 2020).

Passiamo ora a uno studio di caso su un’inondazione causata da pioggia su neve. L’evento è avvenuto nell’ottobre 2011 in Svizzera. Era associato a un forte flusso settentrionale sotto un solco e all’arrivo successivo di un fiume atmosferico che ha risultato in inondazioni sostanziali (Piaget et al., 2015). Un sistema di blocco sull’Atlantico è stato fondamentale sia per l’amplificazione di un solco a valle sia per il trasporto di elevate quantità di umidità sull’Atlantico (Piaget et al., 2015).

Le grandi inondazioni in Europa centrale nel giugno 2013 erano associate ad alte frequenze di blocco sopra la Scandinavia e sopra l’Atlantico centrale nel maggio 2013, prima dell’evento di precipitazione intensa che ha innescato le inondazioni (Blöschl et al., 2013; Grams et al., 2014). Questa configurazione di flusso ha portato a condizioni fresche e umide sull’Europa, che hanno portato a suoli umidi prima delle inondazioni (Kelemen et al., 2016). Gli episodi decisivi di precipitazioni intense sono stati causati da RWB ciclonico sul fianco a monte del blocco scandinavo e dai nastri trasportatori caldi ascendenti verso l’equatore associati (Grams et al., 2014). Situazioni di flusso su larga scala simili sono state associate a tre altri grandi eventi alluvionali (2002, 1954, 1899) nel bacino del Danubio superiore (Blöschl et al., 2013). Nel 2002, il blocco sopra la Scandinavia e l’Europa orientale rallentò la propagazione verso est di un ciclone cutoff, risultando in precipitazioni prolungate. Nel 1954, un sistema di blocco sull’Atlantico occidentale e una bassa pressione cutoff al suo fianco a valle erano fondamentali per le inondazioni.

Il blocco ha svolto un ruolo chiave nella formazione di un evento alluvionale nel sud della Svizzera e nel nord Italia nell’ottobre del 2000 (Lenggenhager et al., 2019). L’evento alluvionale è risultato da una serie di tre eventi di forti precipitazioni nel corso di un mese, con l’ultimo evento che è stato il più intenso e persistente. Tutti gli eventi di forti precipitazioni erano associati a streamer di alta PV di livello superiore e cutoff che si formavano a valle dei sistemi di blocco sull’Atlantico. L’ultimo e più persistente evento di forti precipitazioni era associato a un cutoff di livello superiore che rimaneva stazionario per diversi giorni (Pinto et al., 2013). La progressione a valle del cutoff è stata impedita da un sistema di blocco a valle (Lenggenhager et al., 2019). Nell’ottobre del 2000 è stato identificato un feedback tra eventi di forti precipitazioni e blocco. Una grande frazione dell’aria a bassa PV, alterata diabaticamente, che raggiungeva e rafforzava i sistemi di blocco sull’Atlantico e in Europa, era riscaldata nelle aree di forti precipitazioni (Lenggenhager et al., 2019).

Infine discutiamo degli eventi di neve ad alto impatto. Nel marzo del 1987, una tempesta di neve ha colpito il Mediterraneo orientale e la regione balcanica (Tayanc et al., 1998), associata a un ciclone mediterraneo intenso che si era formato sul fianco orientale di un anticiclone di blocco sull’Europa. Questo ciclone è rimasto quasi stazionario, e la sua combinazione con un’irruzione di aria fredda lungo il fianco orientale del sistema di blocco (vedi Fig. 2a) ha risultato in notevoli accumuli di neve ad alto impatto (Tayanc et al., 1998). Allo stesso modo, una tormenta di neve in Medio Oriente nel dicembre 2013 è stata collegata a un blocco di tipo Omega sull’Europa, con un’intensa rottura delle onde anticicloniche lungo il fianco a valle del sistema di blocco (Fig. 4b) (Luo et al., 2015). Il solco inclinato anticiclonicamente ha supportato la tormenta di neve sia attraverso l’avvezione di aria fredda che attraverso il sollevamento forzato (Luo et al., 2015). Una nevicata record si è verificata anche nella parte settentrionale delle Alpi nel gennaio 2019. L’evento nevoso era associato a un blocco dell’Atlantico Nord. Un sistema di blocco persistente trasportava aria umida dall’Atlantico Nord verso le Alpi (Yessimbet et al., 2022).

La Figura 4 mostra due mappe basate sui dati ERA5 che rappresentano le anomalie mensili delle precipitazioni (in percentuale rispetto alla media mensile a lungo termine, mostrate con colorazioni) e le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa (in metri, mostrate con contorni) per due eventi specifici:

(a) Giugno 2005: Questa mappa è associata a una siccità nella Penisola Iberica. Le aree in rosso e arancione indicano percentuali di precipitazione significativamente inferiori alla media, con alcune aree che superano il livello di deviazione standard 1σ della climatologia delle precipitazioni dal 1991 al 2010, segnalato dai puntini. L’ampia area di anomalie negative nell’altezza geopotenziale a 500 hPa sopra l’Atlantico e l’Europa occidentale suggerisce la presenza di un sistema di blocco che ha influenzato la distribuzione delle precipitazioni, contribuendo alla siccità.

(b) Dicembre 2013: Questa mappa è associata a una tormenta di neve nel Medio Oriente. Le aree in blu indicano un incremento delle precipitazioni rispetto alla media, con alcune aree che superano il livello di deviazione standard 2σ della climatologia delle precipitazioni dal 1991 al 2010, indicato dai puntini. Anomalie positive significative nell’altezza geopotenziale a 500 hPa sono visibili sopra l’Europa e l’Atlantico orientale, indicando la presenza di un blocco atmosferico che ha potenzialmente contribuito a dirigere masse d’aria fredde e umide verso il Medio Oriente, favorendo la formazione della tormenta di neve.

In entrambe le mappe, le linee di contorno rappresentano le anomalie di altezza geopotenziale, che sono indicatori delle condizioni di pressione atmosferica predominanti. Un valore più alto o più basso del normale può indicare la presenza di sistemi di alta o bassa pressione che influenzano significativamente i modelli meteorologici locali, inclusi quelli delle precipitazioni.

4.4 Sfide

Il blocco atmosferico influisce sulla frequenza e sulla persistenza sia delle condizioni estremamente secche sia delle precipitazioni estreme in Europa. Tuttavia, rispetto al collegamento tra blocco e estremi di temperatura, i legami tra il blocco e gli estremi idrometeorologici sono più complessi e modulati da fattori locali come l’orografia o la vicinanza a fonti di umidità. Resta una questione aperta se tali feedback locali limitino sostanzialmente la prevedibilità da medio termine a sub-stagionale degli estremi idrometeorologici correlati al blocco. Inoltre, un’analisi più sistematica del legame tra il blocco e le alluvioni lampo estive, inclusa la funzione dell’umidità del suolo, sarebbe importante dal punto di vista della prevedibilità sub-stagionale.

5 Altri estremi

5.1 Estremi di vento e mareggiate

Oltre alla sua rilevanza per le precipitazioni e gli estremi di temperatura (vedi Sez. 3 e 4), la presenza di un sistema di blocco può essere anche fondamentale per la comparsa di estremi di vento. Secondo Pfahl (2014), questa influenza può essere distinta in due principali varianti. In primo luogo, come discusso nella Sez. 3, la presenza di un sistema di blocco porta alla deviazione dei cicloni verso le regioni circostanti il sistema, risultando sia in aree con estremi di vento forte sia con calme (estremi di vento debole). Ad esempio, dato un sistema di blocco in alta latitudine sopra la regione Nord Atlantico-Europa, il flusso a getto e la traiettoria delle tempeste vengono spostati verso sud, corrispondenti a una fase negativa della NAO (Wanner et al., 2001). Un buon esempio di tale configurazione atmosferica su larga scala è l’inverno 2009-2010, con un sistema di blocco molto persistente vicino alla Groenlandia che si estendeva fino alla Scandinavia intorno ai 60°N (Santos et al., 2013). Questo ha portato a un’attività ciclonica aumentata che si estendeva dal Nord Atlantico all’area mediterranea e a condizioni di vento medio forte intorno ai 45°N, mentre un numero ridotto di cicloni e venti medi più deboli sono stati trovati vicino alla Groenlandia e all’Islanda (Santos et al., 2013). Nell’inverno 2011-2012, si è verificata la situazione opposta: un sistema di blocco molto persistente si trovava sull’Europa occidentale, intorno ai 50°N, 0°E (Santos et al., 2013). Questo era associato a uno spostamento verso nord del flusso a getto e a una fase molto positiva della NAO. In questo caso, il numero di cicloni e la velocità media del vento erano molto bassi intorno all’Europa occidentale e centrale, mentre il numero di cicloni e la velocità del vento erano aumentati vicino alla Groenlandia (Santos et al., 2013). In secondo luogo, il blocco (o più precisamente il sistema di alta pressione di superficie ad esso associato) può essere determinante per stabilire – insieme a un’anomalia di bassa pressione – un forte gradiente di pressione superficiale. Un forte gradiente di pressione implica a sua volta venti geostrofici forti vicino alla superficie. Un buon esempio di tale situazione è la tempesta Kyrill nel gennaio 2007 (vedi Tabella 3), dove la presenza di un sistema di blocco intenso sull’Europa meridionale ha contribuito a un gradiente di alta pressione senza precedenti sul Mare tedesco e sul Mar Baltico prima che la tempesta Kyrill attraversasse l’area (Fink et al., 2009).

Con il passaggio del ciclone sull’area, i gradienti di pressione sono aumentati ulteriormente, portando a venti forti e raffiche di vento diffuse su tutta l’Europa occidentale e centrale e a impati significativi (Fink et al., 2009). Basandosi sul set di dati ERA-Interim e quindi su un gran numero di eventi, Pfahl (2014) ha confermato le osservazioni sopra descritte e fornito prove che sia i cicloni sia i blocchi sono spesso presenti durante l’occorrenza di estremi di vento in Europa occidentale e centrale. Mentre i cicloni sono generalmente situati a nord/nordest della località colpita, i blocchi si trovano tipicamente a sud o sudovest della località e quindi opposti alla posizione dei cicloni. Questa configurazione è più consistente per gli estremi di vento sull’Europa centrale e meno consistente per l’Europa meridionale. In sintesi, Pfahl (2014) fornisce chiare evidenze dell’importanza degli anticicloni di superficie e dei blocchi per l’occorrenza degli estremi di vento.

Specificamente per le situazioni di vento estremo che interessano la Penisola Iberica, Karremann et al. (2016) hanno definito una configurazione atmosferica di “tipo ibrido” (Fig. 5), che è caratterizzata da un forte gradiente di pressione su Iberia a causa della giustapposizione di centri di bassa e alta pressione nell’area. Tali situazioni su larga scala sono spesso associate a un flusso a getto intensificato, talvolta sostenuto dalla rottura delle onde su entrambi i fianchi (ad esempio, Pinto et al., 2014; Messori e Caballero, 2015). Il tipo ibrido corrisponde a circa il 30% dei casi di estremi di vento che interessano l’Iberia. Il successivo studio di Hénin et al. (2020) ha ulteriormente documentato l’importanza dei casi di tipo ibrido per l’occorrenza di estremi di vento nella regione, sebbene il numero relativo di eventi di vento estremo associati a questa configurazione su larga scala sia inferiore (circa il 15%). Le differenze tra entrambi gli studi sono principalmente attribuite ai diversi set di dati di ri-analisi e ai periodi analizzati.

Sia le condizioni di vento forte persistente sia quelle di bassa velocità del vento persistente possono avere impati importanti, ad esempio, relativi alla produzione energetica. Weber et al. (2019) hanno analizzato le condizioni sinottiche che portano a produzione di energia eolica persistente (alta o bassa) nel Mare tedesco. Le calme prolungate sono principalmente associate a eventi di blocco atmosferico vicini, che possono avere una durata fino a diverse settimane. Tuttavia, questo non è il caso di tutte le situazioni di vento debole, e si identifica una certa variabilità nei modelli meteorologici. La caratteristica predominante è che i casi più lunghi sono associati a gradienti di pressione molto deboli sull’area e quindi a calme con basse velocità del vento e tipicamente alta persistenza (Weber et al., 2019). Ciò è in linea con Grams et al. (2017), che hanno analizzato la relazione tra i regimi meteorologici e la produzione di energia eolica in Europa.Per quanto riguarda le situazioni di vento forte persistente, queste sono tipicamente associate a un flusso occidentale e a forti gradienti di pressione meridionali. Una nuova intuizione di questo studio è che i periodi di vento forte possono essere distintamente più lunghi dei periodi di vento debole. Questo potrebbe essere inaspettato, poiché i cicloni superficiali sono tipicamente più transitori rispetto ai centri di alta pressione. Tuttavia, e per almeno uno dei periodi analizzati più duraturi, il raggruppamento temporale dei cicloni (Mailier et al., 2006; Pinto et al., 2014) ha apparentemente svolto un ruolo cruciale nel mantenere le condizioni di vento forte per un periodo prolungato.

Le mareggiate costiere sono tipicamente associate al passaggio di un ciclone (o cicloni) vicino alle aree costiere, che spingono le masse d’acqua superficiale verso la costa attraverso lo stress del vento (ad esempio, Dangendorf et al., 2016). In termini sinottici, queste situazioni sono spesso caratterizzate dalla presenza di un gradiente di pressione su larga scala di lunga durata, che viene poi rafforzato dalla tempesta stessa, portando così a venti sostenuti e, in combinazione con le maree, a livelli d’acqua elevati in specifiche aree costiere. Analogamente agli esempi dati sopra, uno sguardo più attento rivela una configurazione su larga scala con la giustapposizione di un centro di alta e uno di bassa pressione, con il primo spesso associato al blocco. Un esempio notevole è la mareggiata nel Mare tedesco in dicembre 2013 che è stata associata al passaggio della tempesta Xaver (vedi Tabella 3) (Dangendorf et al., 2016). Mentre Xaver passava sopra la Scandinavia meridionale in un percorso est-sudest, la presenza di un forte anticiclone sull’Europa sud-occidentale ha creato un impressionante e duraturo gradiente di pressione sopra il Mare tedesco (Dangendorf et al., 2016; Staneva et al., 2016). Ciò ha portato a venti sostenuti da nord-nordovest, risultando nella straordinaria mareggiata caratterizzata da livelli del mare da record in diversi tratti costieri della Bassa Sassonia (Jensen et al., 2015; Dangendorf et al., 2016). La presenza (o meno) di un gradiente di pressione di lunga durata è cruciale dato che è la combinazione/interazione della mareggiata e dei componenti della marea (Horsburgh e Wilson, 2007) che porta ai reali livelli alti d’acqua costieri – più lunghi sono i venti su larga scala sostenuti (e quindi la mareggiata), più probabili possono essere i livelli d’acqua costieri elevati. Janjic et al. (2018) hanno analizzato una serie di mareggiate che hanno interessato l’Irlanda nell’inverno di tempeste senza precedenti del 2013-2014 (Matthews et al., 2014). Diversi dei casi analizzati (inclusa la tempesta Xaver descritta sopra; vedi Tabella 3) indicano situazioni sinottiche con una giustapposizione di un centro di bassa pressione in transito vicino alla Scozia e la presenza di un sistema di blocco o di una cresta anticiclonica a sud, inducendo così un forte gradiente di pressione. Concentrandosi sugli ultimi 100 anni, Haigh et al. (2016) hanno indagato sulle mareggiate lungo le coste del Regno Unito. Essi sottolineano il ruolo del raggruppamento temporale dei cicloni (Mailier et al., 2006; Pinto et al., 2014) per gli eventi di mareggiata più lunghi. Data la tipica configurazione dinamica associata al raggruppamento dei cicloni, si presume che i sistemi ad alta pressione associati a sistemi di blocco di lunga durata a latitudini inferiori abbiano contribuito agli impati forti in queste situazioni.

La Figura 5 illustra un modello atmosferico di “tipo ibrido“, caratterizzato da:

• Un sistema di bassa pressione (L) situato sopra le Isole Britanniche. Questo sistema è generalmente associato a condizioni meteorologiche instabili, che possono portare pioggia e venti forti nella regione.
• Un sistema di alta pressione (H) posizionato sopra il sud dell’Atlantico Nord. Questo sistema tende a portare condizioni meteorologiche più stabili e secche.

Le linee nere curve, che rappresentano le isobare, mostrano un forte gradiente di pressione tra il sistema di bassa e quello di alta pressione. Questo forte gradiente è indicativo di venti intensi, poiché l’aria si muove dalle aree di alta pressione verso quelle di bassa pressione.

Questo specifico arrangiamento dei sistemi di pressione influisce sul flusso del vento nella regione, con venti che si spiraleggiano fuori dall’alta pressione in senso orario e entrano nella bassa pressione in senso antiorario nell’emisfero nord. Questa configurazione è cruciale per la comprensione di condizioni di vento forte e di eventi meteorologici estremi come tempeste e mareggiate nelle aree interessate.

5.2 Eventi Composti

Gli eventi composti sono definiti come una “combinazione di molteplici fattori e/o pericoli che contribuiscono al rischio sociale o ambientale” (Zscheischler et al., 2018), secondo il rapporto SREX dell’IPCC (Leonard et al., 2014) e all’interno del quadro di rischio dell’IPCC. Nel lavoro di Zscheischler et al. (2020), viene proposta una tipologia di eventi composti e vengono suggeriti approcci analitici e modellistici per aiutare nell’indagine di tali eventi. Le quattro classi definite in Zscheischler et al. (2020) sono:

• precondizionati, dove una precondizione guidata dal clima o dal tempo meteorologico aggrava gli impatti di un pericolo;
• multivariati, dove molteplici fattori e/o pericoli portano a un impatto;
• che si sommano nel tempo, dove una successione di pericoli porta a un impatto;
• che si sommano nello spazio, dove pericoli in più luoghi connessi causano un impatto aggregato.

Gli eventi composti precondizionati possono anche essere collegati all’attività di blocco. L’esempio menzionato nella Sez. 4 – un evento di pioggia su neve nell’ottobre 2011 nel nord della Svizzera – era associato a una forte corrente settentrionale sotto una depressione e all’arrivo successivo di un fiume atmosferico, che ha risultato in inondazioni sostanziali nella regione. Un modello di blocco sull’Atlantico era responsabile sia dell’amplificazione della depressione a valle sia del trasporto di grandi quantità di umidità sopra l’Atlantico (Piaget et al., 2015).

La maggior parte dei casi di studio presentati fino ad ora rientra nella definizione di eventi composti, essendo buoni esempi di eventi multivariati (vedi Fig. 2). Ad esempio, siccità e ondate di calore contemporanee possono verificarsi su scale temporali diverse. Su scale temporali più brevi, le condizioni calde e secche combinate sono attribuibili a blocchi (Röthlisberger e Martius, 2019) e alle interazioni tra suolo e atmosfera come menzionato nei diversi casi di studio (Fischer et al., 2007; Miralles et al., 2014). Su scale temporali più lunghe, sembra che stiano diventando più frequenti inverni/primavere secche combinate con estati calde, specialmente nella regione mediterranea, a causa delle interazioni tra terra e atmosfera (Schumacher et al., 2019).

Le siccità e le ondate di calore contemporanee possono causare impatto aggiuntivi e amplificati (ad es., incendi, perdite di raccolti, morte della vegetazione naturale, perdite nell’operatività delle centrali elettriche, riduzione delle attività ittiche) (Zscheischler et al., 2020). Un’altra importante classe di eventi composti che può essere collegata ai modelli di blocco è quella degli eventi che si raggruppano temporalmente. Nella Sez. 5.1, viene citato un caso di raggruppamento temporale di cicloni (Mailier et al., 2006; Pinto et al., 2014) che ha avuto impatti su mareggiate più lunghe o addirittura su precipitazioni estreme (Priestley et al., 2017). In questi casi di studio, si ipotizza che i sistemi di blocco di lunga durata a latitudini inferiori abbiano contribuito ai forti impatti (vedi Sez. 5.1).

5.3 Sfide

Oltre agli estremi termici e idrologici, anche gli estremi del vento possono essere influenzati dal blocco atmosferico. Questa influenza è causata principalmente da cambiamenti nei gradienti di pressione orizzontali e/o da uno spostamento delle traiettorie dei cicloni. Lo stesso sistema di blocco può portare a condizioni di calma in un luogo e a condizioni tempestose in un altro. Inoltre, il blocco può anche essere responsabile della comparsa di cosiddetti eventi composti. Quando sono coinvolti più estremi, le interazioni dinamiche all’interno dell’ambiente di flusso del sistema di blocco diventano ancora più complesse. Questa complessità rappresenta una sfida per la previsione meteorologica numerica. La nostra comprensione delle relazioni complesse tra blocco, estremi del vento e/o eventi composti trarrebbe grande beneficio da attività di ricerca mirate.

6 L’impatto del blocco atmosferico sulla prevedibilità degli eventi meteorologici estremi

La previsione dei blocchi è ancora un compito difficile a causa del carattere complesso di questi sistemi. In particolare, questa complessità è legata alle interazioni con altre caratteristiche del flusso (ad esempio, vortici transitori) su diverse scale spaziali e temporali. Tuttavia, l’occorrenza dei blocchi può anche essere una fonte di prevedibilità nelle previsioni a medio termine e sub-stagionali (ad esempio, Vitart et al., 2014; Quandt et al., 2017), che possono beneficiare le previsioni degli impatti superficiali correlati. Tuttavia, come mostrato nelle sezioni precedenti (in particolare i casi studio), gli impatti superficiali dei sistemi di blocco possono essere molto variabili, sollevando la questione se vi sia un aumento della prevedibilità per gli estremi superficiali causati dall’occorrenza di blocchi rispetto a situazioni non di blocco.

La prevedibilità delle ondate di calore correlate ai blocchi su scale temporali giornaliere a stagionali può, in linea di principio, derivare dalla dinamica e dalla persistenza dei blocchi, nonché dai feedback dell’umidità del suolo. La formazione e il mantenimento dei blocchi sono principalmente guidati dai processi atmosferici (vedi Sez. 2) con scale temporali caratteristiche e quindi potenziale prevedibilità di diversi giorni fino a 1-2 settimane, ma possono anche essere influenzati da condizioni al contorno come le temperature della superficie del mare e le teleconnessioni che offrono potenziale prevedibilità su scale temporali più lunghe (Trenberth e Fasullo, 2012; O’Reilly et al., 2016; Ferranti et al., 2018). La prevedibilità dei blocchi è generalmente maggiore nella fase di mantenimento rispetto all’inizio e al decadimento dei blocchi (Tibaldi e Molteni, 1990; Reynolds et al., 2019). Le condizioni dell’umidità del suolo sono sensibili all’accumulo di precipitazioni nei mesi precedenti e possono quindi fornire prevedibilità su scale temporali stagionali e anche pluriennali (Quesada et al., 2012; Breil et al., 2019). Complessivamente, ci sono indicazioni che questi processi legati alla persistenza dei blocchi e all’umidità del suolo danno luogo a una maggiore prevedibilità sub-stagionale degli estremi di calore rispetto alle estati medie (Wulff e Domeisen, 2019). Il collegamento ai blocchi offre anche opportunità per previsioni statistiche affidabili delle ondate di calore (Chattopadhyay et al., 2020). Studi dettagliati sulla prevedibilità dell’ondata di calore russa del 2010 (Matsueda, 2011; Quandt et al., 2017, 2019) hanno mostrato che la prevedibilità dei sistemi di blocco era generalmente alta, in particolare rispetto al loro inizio e mantenimento. Una minore prevedibilità era associata al decadimento del principale sistema di blocco e ad alcuni dettagli delle caratteristiche di blocco (Quandt et al., 2017). Queste differenze di prevedibilità erano collegate alla dinamica delle onde di Rossby a monte e al trasporto di umidità (Quandt et al., 2019).Le ondate di freddo presentano una significativa prevedibilità entro un intervallo di 2 settimane. Tuttavia, si nota un forte calo durante la prima settimana di previsioni, insieme a una prevedibilità generalmente ridotta durante le fasi di inizio e fine (Lavaysse et al., 2019). Ferranti et al. (2018) hanno indagato l’impatto dei modelli di flusso su larga scala e delle loro transizioni sulla prevedibilità delle condizioni fredde in Europa. In questo studio, hanno introdotto un nuovo quadro che tratta della transizione delle situazioni di (non-)blocco e NAO (±) (spazio di fase NAO-blocco). Hanno applicato il loro metodo a dati di rianalisi e hanno potuto dimostrare che NAO+ favorisce le transizioni verso il blocco, mentre il blocco stesso favorisce le transizioni verso NAO−.

Hanno inoltre esaminato previsioni di ensemble multi-modello a gamma estesa e hanno scoperto che la prevedibilità di eventi freddi gravi dipende dal tipo di transizioni. Ad esempio, l’ensemble a gamma estesa dell’ECMWF mostra una prevedibilità aumentata delle ondate di freddo associate allo sviluppo del blocco della Groenlandia. La variabilità delle previsioni nell’ondata di freddo di fine inverno nel marzo 2018 (vedi Sez. 3) è stata investigata da Kautz et al. (2020). L’analisi delle previsioni dell’ensemble sub-stagionale dell’ECMWF ha potuto mostrare che la presenza di un anticiclone di blocco scandinavo alla fine di febbraio, così come il passaggio a una forte fase NAO−, hanno influenzato la prevedibilità dell’ondata di freddo. I membri dell’ensemble che mostravano il pattern NAO− hanno anche catturato l’ondata di freddo. D’altra parte, i membri che catturavano inoltre il blocco precursore sulla Scandinavia mostravano una migliore rappresentazione dell’estensione sudorientale dell’ondata di freddo.

Oltre agli studi che hanno investigato la relazione tra prevedibilità delle ondate di freddo e dei blocchi nei modelli operativi, ci sono anche sforzi per produrre previsioni stagionali affidabili dei blocchi invernali e degli estremi di temperatura con l’aiuto di modelli statistici. Ad esempio, Miller e Wang (2019) hanno sviluppato un modello di regressione lineare multipla utilizzando predittori basati sulla temperatura della superficie del mare, l’altezza geopotenziale a 70 hPa e la concentrazione di ghiaccio marino, che prevede con abilità la frequenza di blocco sull’Eurasia. Inoltre, hanno sviluppato modelli simili che indirizzano anche la relazione tra blocco e estremi di temperatura superficiale. Con questi modelli, le anomalie di freddo sull’Eurasia e sulla Groenlandia sarebbero previste con abilità.

Mentre esistono alcuni studi che collegano la prevedibilità degli estremi di temperatura su scala medio-termine e sub-stagionale con l’occorrenza di blocchi, ci sono pochissimi studi comparabili che si concentrano specificamente sulla prevedibilità degli estremi di vento o pioggia in relazione ai blocchi. Un’eccezione sono gli studi che collegano la prevedibilità degli estremi di vento con la NAO (che è fortemente connessa ai blocchi; vedi Sez. 3). Scaife et al. (2014) hanno dimostrato che le previsioni invernali del vento in Europa beneficiano delle influenze della NAO, il che significa che gli eventi di vento forte sono scarsamente previsti nelle regioni dove l’influenza della NAO è debole. Tuttavia, mancano studi che esaminino la relazione tra la prevedibilità degli eventi di vento forte e debole e i blocchi direttamente. Questo potrebbe essere una prospettiva per la ricerca futura, specialmente poiché le previsioni abili degli estremi di vento sono molto rilevanti per il settore dell’energia rinnovabile (ad esempio, Beerli et al., 2017). Sul fianco orientale del sistema di blocco, che era associato all’ondata di calore russa del 2010, eventi di pioggia intensa hanno portato a inondazioni in Pakistan (ad esempio, Lau e Kim, 2012). Mentre l’impatto del blocco sulla prevedibilità dell’ondata di calore è stato investigato (Matsueda, 2011; Quandt et al., 2017), è meno chiaro come il blocco abbia influenzato la previsione della pioggia estrema in Pakistan. Ci sono solo studi che trattano la prevedibilità delle inondazioni in Pakistan senza alcun collegamento ai blocchi (Webster et al., 2011). Un altro esempio è l’evento di inondazione del 2013 in Europa. Ionita et al. (2015) hanno investigato la sua prevedibilità utilizzando un modello di regressione lineare multipla. Sono riusciti a dimostrare che una previsione accurata della scarica estrema del fiume Elba a giugno 2013 era possibile considerando la quantità di precipitazioni in maggio e giugno così come l’umidità del suolo di maggio e la pressione atmosferica al livello del mare.Non hanno utilizzato il blocco come predittore per il loro modello. Tuttavia, hanno anche discusso il modello di flusso sinottico e hanno sottolineato che il sistema di blocco persistente che si è sviluppato a metà maggio sopra la Scandinavia avrebbe potuto essere già considerato un indicatore di una potenziale inondazione. L’occorrenza e la persistenza dei blocchi sono sottostimate nei modelli climatici (vedi Sez. 2) (ad esempio, Davini e D’Andrea, 2016). Uno studio recente mostra che le previsioni stagionali sono adatte per analizzare il bias di blocco nei modelli numerici, il che può aiutare a migliorare i modelli climatici (Davini et al., 2021). La sottostima della frequenza varia a seconda della regione di occorrenza e della stagione (Davini e D’Andrea, 2016). Ad esempio, la sottostima del blocco Atlantico/Europeo è minore in estate rispetto all’inverno (Woollings et al., 2018), il che è rilevante per la previsione degli estremi superficiali. Gli studi mostrano che, nonostante il bias, il legame tra temperature estreme e blocco può essere catturato nei modelli climatici (Schaller et al., 2018). Questo è particolarmente importante per le ondate di calore estive. Tuttavia, per quanto riguarda le previsioni nel medio e (sub-)stagionale, la prevedibilità del blocco nei modelli climatici non può essere trasferita uno a uno alla prevedibilità degli estremi superficiali. Nella prossima sezione, discuteremo la relazione tra blocco e estremi meteorologici in un clima che si riscalda.

7 La relazione tra blocco atmosferico ed eventi meteorologici estremi nel contesto del cambiamento climatico

La rilevanza degli eventi meteorologici estremi per la società potrebbe aumentare nei prossimi anni, poiché si prevedono cambiamenti regionali nella magnitudo e frequenza di questi eventi a causa del riscaldamento globale (Mitchell et al., 2006; Rahmstorf e Coumou, 2011; Coumou e Rahmstorf, 2012; Mitchell et al., 2016). Cambiamenti nelle caratteristiche di diversi di questi eventi estremi sono già stati rilevati nelle osservazioni degli ultimi decenni (Folland et al., 2002; Sparks e Menzel, 2002; Rahmstorf et al., 2012) e sono evidenti nelle proiezioni climatiche per il futuro prossimo e distante (Kjellström et al., 2011; Branković et al., 2012). Poiché i sistemi di blocco possono innescare estremi meteorologici, è anche di interesse come le caratteristiche dei blocchi possano cambiare in futuro e come questi cambiamenti possano a loro volta influenzare l’occorrenza e le caratteristiche degli eventi meteorologici estremi superficiali. Le proiezioni future mostrano generalmente una diminuzione della frequenza dei blocchi alle medie latitudini, ma ci sono indicazioni di un aumento della durata dei blocchi (Sillmann e Croci-Maspoli, 2009; Davini e D’Andrea, 2020). Tuttavia, i cambiamenti nell’occorrenza dei blocchi non possono essere generalizzati per l’intero emisfero settentrionale, poiché ci sono forti differenze regionali. Ad esempio, si prevede che la frequenza e la durata dei blocchi sugli Urali aumenteranno sotto le future condizioni climatiche (Dunn-Sigouin e Son, 2013; Luo et al., 2018; Davini e D’Andrea, 2020). Al contrario, la frequenza dei sistemi di blocco sul settore Euro-Atlantico mostra una significativa diminuzione nelle simulazioni climatiche nei prossimi decenni, indipendentemente dalla durata dei blocchi considerata (Matsueda et al., 2009; Masato et al., 2013b). Questa diminuzione è concentrata sul fianco occidentale di questi sistemi di blocco, mentre si prevede un aumento sul loro fianco orientale, indicando uno spostamento complessivo dell’attività di blocco verso l’Eurasia (nella stessa località dove è stato osservato il blocco durante l’ondata di calore russa del 2010) (Matsueda et al., 2009; Masato et al., 2013b; Davini e D’Andrea, 2020). Si prevede uno spostamento della posizione non solo zonalmente ma anche meridionalmente: uno spostamento verso nord dell’attività di blocco in estate indica che ci sarà più blocco ad alta latitudine durante questa stagione ma meno alle medie latitudini (Masato et al., 2013b; Matsueda e Endo, 2017). Inoltre, si prevede che la dimensione dei sistemi di blocco sull’emisfero settentrionale aumenterà con il cambiamento climatico (Nabizadeh et al., 2019), ma non sono previsti cambiamenti emisferici significativi nella durata dei blocchi (Dunn-Sigouin e Son, 2013). I cambiamenti previsti nei blocchi dipendono da diversi fattori, inclusa la variabilità stratosferica, i cambiamenti nel getto a medie latitudini rispetto all’intensità così come alla posizione, e il riscaldamento superficiale artico (Francis e Vavrus, 2015; Kennedy et al., 2016).

I cambiamenti futuri attesi nei blocchi potrebbero influenzare le caratteristiche delle future ondate di calore europee. I modelli climatici prevedono un aumento generale delle temperature estreme estive e dell’intensità delle ondate di calore (Meehl e Tebaldi, 2004; Fischer e Schär, 2010; Perkins et al., 2012) che è principalmente legato agli effetti termodinamici del riscaldamento climatico. Con le future condizioni climatiche, si prevede che il blocco rimarrà la caratteristica di circolazione più rilevante che inizia le ondate di calore europee (Brunner et al., 2018; Schaller et al., 2018). Nonostante alcune indicazioni di un indebolimento della circolazione a medie latitudini durante l’estate negli ultimi decenni (Coumou et al., 2015; Horton et al., 2015), gli studi sui cambiamenti futuri nelle proprietà dei sistemi meteorologici associati alle ondate di calore (come la persistenza dei blocchi) giungono a conclusioni divergenti (Plavcova e Kysely, 2013; Brunner et al., 2018; Mann et al., 2018; Schaller et al., 2018; Huguenin et al., 2020; Jézéquel et al., 2020). Se i futuri cambiamenti nella dinamica dei blocchi possano portare a cambiamenti nelle ondate di calore oltre alla loro intensificazione termodinamica rimane quindi una domanda importante per la ricerca futura. Considerando che la nuova generazione CMIP6 di modelli complessi del sistema terrestre ha una risoluzione più alta e una rappresentazione migliorata dei processi fisici, anche per quanto riguarda i processi a piccola scala e gli eventi estremi (Chen et al., 2022), si possono aspettare progressi in questo campo nei prossimi anni. La relazione tra blocco e gli estremi di bassa temperatura rimarrà rilevante in futuro. Con le future condizioni climatiche, la presenza di sistemi di blocco di lunga durata sull’Atlantico Nord aumenta la probabilità di temperature superficiali basse sul continente europeo in inverno (Sillmann et al., 2011). Le proiezioni climatiche mostrano che le ondate di freddo dell’Europa occidentale diventeranno relativamente più calde e potrebbero rimanere in parte sopra il punto di congelamento con le future condizioni climatiche (de Vries et al., 2012). Questi cambiamenti nelle caratteristiche delle ondate di freddo possono essere in parte associati a cambiamenti nei blocchi, mentre cambiamenti in altri modelli su larga scala (gradiente di temperatura zonale e forza dei venti occidentali) hanno un contributo aggiuntivo (Screen, 2014). Ad esempio, l’advezione termica che porta a estremi di freddo in inverno potrebbe indebolirsi a causa del debole gradiente medio della temperatura (Kennedy et al., 2016).Riguardo alla precipitazione, le anomalie negative (associate a condizioni di siccità) intorno alle Isole Britanniche, così come le anomalie positive (associate a condizioni umide) lungo la costa sud-orientale della Groenlandia e su parti dell’Atlantico settentrionale, sono correlate al blocco europeo (Sillmann e Croci-Maspoli, 2009). Le proiezioni climatiche mostrano che questi modelli aumenteranno in un clima che si sta riscaldando. L’aumento delle anomalie positive di precipitazione sull’Atlantico settentrionale è relazionato al passaggio dei cicloni sul fianco meridionale dei sistemi di blocco.

I cambiamenti nelle caratteristiche dei blocchi (come la frequenza) possono influenzare l’occorrenza di eventi meteorologici estremi superficiali. Tuttavia, poiché l’occorrenza di tali eventi meteorologici estremi è anche influenzata da altri fattori (ad esempio, fattori termodinamici), non è possibile trasferire i cambiamenti nei blocchi uno a uno (Woollings et al., 2018; Nabizadeh et al., 2021).

8 Prospettive e ricerche future

Nelle sezioni precedenti abbiamo fornito una panoramica sulla relazione tra l’occorrenza dei blocchi e diversi tipi di eventi estremi. Detto questo, è importante notare che non ogni sistema di blocco porta all’occorrenza di un evento meteorologico estremo e che gli eventi meteorologici estremi possono anche essere favoriti da altri modelli di flusso su larga scala (come un flusso zonale intenso) e fortemente influenzati da effetti locali (come l’orografia). In particolare, la persistenza di un blocco da sola non è necessariamente un’indicazione significativa che un evento estremo si verificherà effettivamente. Anche la componente spaziale gioca un ruolo decisivo; ovvero, la posizione effettiva del sistema di blocco è cruciale per la formazione e il tipo di evento estremo. In questa rassegna, abbiamo mostrato che i sistemi di blocco sono in grado di innescare una varietà di eventi estremi, a volte anche direttamente uno dopo l’altro nella stessa località o nello stesso momento (noti sotto il termine di eventi composti). Sulla base di quanto sopra, sono stati identificati diversi gap di ricerca, per i quali vengono fornite di seguito prospettive di ricerca.

Le relazioni dinamiche tra eventi meteorologici estremi e blocchi non sono generalmente completamente comprese. Questo è anche dovuto al fatto che la dinamica dei sistemi di blocco è complessa e copre un’ampia gamma di scale spaziali e temporali. Tra gli altri motivi, ciò è dovuto alle interazioni parzialmente non lineari con il flusso su larga scala così come con altri sistemi meteorologici. Oltre alle interazioni all’interno della troposfera, ci sono meccanismi di feedback con le masse terrestri e gli oceani così come processi di accoppiamento con la stratosfera. In particolare, questi ultimi non sono ancora completamente compresi.

I risultati sulle correlazioni (statisticamente significative) tra due fenomeni dipendono dalla scelta dei metodi di rilevamento, il che vale anche per i blocchi e gli estremi meteorologici. Dei circa 290 studi citati nel nostro articolo, il 45% tratta direttamente di estremi meteorologici associati ai blocchi, e ci sono il doppio degli studi sulle anomalie di temperatura rispetto agli eventi idrologici.Tra gli studi che affrontano gli estremi meteorologici associati ai blocchi, il 42% non utilizza un indice di blocco. Invece, la maggior parte si basa su descrizioni sinottiche o si riferisce ad altri studi che hanno identificato il sistema responsabile come un blocco – il 41% di questi sono studi di caso. Degli studi che discutono gli estremi meteorologici associati ai blocchi, il 58% utilizza un indice di blocco – solo il 27% di questi presenta studi di caso, il che è probabilmente legato al fatto che un metodo di rilevamento è obbligatorio per l’analisi di lunghi set di dati e per derivare correlazioni statistiche. Negli studi riportati qui, diversi indici di blocco sono stati utilizzati sia per eventi estremi idrologici che di temperatura, il che mostra che le relazioni tra blocco e questi tipi di estremi possono di solito essere osservate indipendentemente dalla scelta dell’indice di blocco. Tuttavia, c’è una dipendenza dalla scelta dell’indice, come descritto nella Sez. 3 per l’ondata di calore e come indagato in Chan et al. (2019). La posizione del sistema di blocco dipende anche dal tipo di metodo di rilevamento (ad esempio, anomalia vs. inversione di gradiente), che è particolarmente rilevante per il faseggio tra blocco e estremi meteorologici. Pertanto, un’indagine su quanto la scelta dell’indice di blocco giochi un ruolo nell’analisi di diversi tipi di estremi è una domanda interessante per ulteriori ricerche.

Attraverso campagne sul campo, i dati sui sistemi di blocco e/o sugli estremi associati possono tipicamente essere raccolti solo su una piccola area ma con una alta risoluzione temporale e spaziale (ad esempio, lo studio di caso del blocco NAWDEX del 2016 – Maddison et al., 2019; Steinfeld et al., 2020; o la campagna TORCH del 2003 nel Regno Unito – Vieno et al., 2010). Anche le misure a lungo termine, sia in situ che da sistemi di telerilevamento, forniscono dati importanti quando vengono catturati dati anomali (ad esempio, record di temperatura) (Brunner et al., 2017). L’analisi di tali dati può aiutare a migliorare la nostra comprensione, ad esempio, come input per ulteriori studi di simulazione. Per quanto riguarda i processi di accoppiamento tra la troposfera e la stratosfera, che possono influenzare i blocchi e quindi anche gli eventi meteorologici estremi, mancano tali misurazioni a lungo termine. Il potenziale dei dati satellitari per l’analisi dei blocchi è stato dimostrato in Brunner et al. (2016) e Brunner e Steiner (2017). Mostrano per eventi di blocco ad alto impatto (ad esempio, il sistema di blocco associato all’ondata di calore russa del 2010) che le osservazioni di occultamento radio GPS possono essere utilizzate per catturare la struttura verticale dei sistemi di blocco.

Una migliore comprensione della dinamica tramite osservazioni più numerose e migliori avrebbe anche un effetto positivo sulla cattura dei sistemi di blocco e delle loro interazioni nei modelli numerici. Attualmente, la rappresentazione del blocco nei modelli numerici meteorologici e climatici presenta diverse debolezze riguardo alla sua frequenza, intensità e persistenza. Se guardiamo esplicitamente al ciclo di vita dei sistemi di blocco, le fasi di inizio e di decadimento sono i periodi che rappresentano la principale sfida per i modelli numerici (ad esempio, Frederiksen et al., 2004). Se il sistema di blocco fa parte delle condizioni iniziali in una previsione meteorologica, questo può avere un effetto positivo sulla prevedibilità delle condizioni superficiali (anche su tempi sub-stagionali) a causa della potenziale persistenza del sistema di blocco. Tuttavia, poiché il decadimento del blocco è difficile da prevedere, anche la durata dei sistemi di blocco è spesso prevista in modo errato. È proprio la scarsa prevedibilità del decadimento del sistema di blocco che inevitabilmente si trasferisce o almeno influenza la prevedibilità del decadimento di un evento meteorologico estremo (ad esempio, Quandt et al., 2017). Nonostante ciò, studi recenti hanno utilizzato le relazioni tra blocco e estremi di temperatura e hanno fornito prove di una migliorata prevedibilità per le condizioni superficiali (Ferranti et al., 2018). Tuttavia, ci sono pochissimi studi comparabili che si concentrano specificamente sulla prevedibilità degli estremi di vento o delle forti precipitazioni in connessione con il blocco. Sono quindi necessari ulteriori studi per quantificare il potenziale di queste relazioni per la previsione meteorologica, le previsioni decennali e le proiezioni climatiche.Quando consideriamo le relazioni tra i sistemi di blocco e gli eventi estremi, stiamo inseguendo un bersaglio mobile poiché sia la variabilità decennale che il cambiamento climatico globale a lungo termine modulano l’occorrenza sia dei blocchi sia degli eventi meteorologici estremi. Si potrebbe argomentare che abbiamo un campione molto limitato di eventi estremi osservati rilevanti per il clima odierno. La considerazione di campioni più ampi di dati (Maher et al., 2019; Ehmele et al., 2020) è quindi di fondamentale importanza per fornire stime robuste di queste relazioni in un clima che cambia. Se i futuri cambiamenti nella dinamica dei blocchi potrebbero portare a cambiamenti nelle ondate di calore oltre alla loro intensificazione termodinamica rimane quindi una domanda importante per la ricerca futura. In questa linea di ricerca, gli studi di attribuzione possono fornire un altro pezzo importante del puzzle (Stott et al., 2016; Swain et al., 2020; van Garderen et al., 2021). Pertanto, sono necessari ulteriori studi per comprendere e stimare la relazione tra blocco e estremi meteorologici sotto il cambiamento climatico.

Ulteriori studi sui blocchi e la loro influenza sugli estremi meteorologici sono quindi necessari per comprendere i meccanismi fisici sottostanti. Sia i set di dati osservazionali, che forniscono una base dati importante, sia le nuove strategie di modellazione possono fornire una prospettiva possibile per migliorare questa comprensione, così come la prevedibilità e la valutazione del rischio degli eventi meteorologici estremi. I potenziali cambiamenti negli estremi meteorologici a causa del riscaldamento climatico globale aumentano anche la necessità di una migliore previsione e valutazione del rischio. Per le campagne osservative pianificate, così come per le osservazioni a lungo termine, i processi di feedback e di accoppiamento dovrebbero essere particolarmente coperti. Lo stesso vale per gli esperimenti sui modelli, ad esempio realizzati in approcci di modellazione seamless. Il quadro presentato in questo articolo di revisione potrebbe anche servire come riferimento per allineare gli studi futuri su questo argomento complesso, consentendo così una maggiore comparabilità tra gli studi.

https://wcd.copernicus.org/articles/3/305/2022