ETIENNE DUNN-SIGOUIN

Geophysical Institute, University of Bergen, and Bjerknes Centre for Climate Research, Bergen, Norway

TIFFANY SHAW

Department of the Geophysical Sciences, University of Chicago, Chicago, Illinois

(Manuscript received 27 August 2019, in final form 3 April 2020)

Nel contesto della dinamica atmosferica invernale dell’emisfero settentrionale, il coupling verticale tra troposfera e stratosfera è mediato principalmente dalle onde planetarie, le cui propagazioni verso l’alto sono diagnosticate attraverso il flusso di calore eddy meridionale zonale medio, espresso come ( \overline{v’T’} ), dove valori positivi indicano una velocità di gruppo ascendente in accordo con la teoria lineare delle onde di Rossby. Eventi estremi di flusso di calore eddy stratosferico, definiti come il 95° percentile del flusso di calore onda-1 giornaliero a 50 hPa tra 60°–90°N, e i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), caratterizzati dalla reversione del vento zonale medio da ovest a est a 10 hPa e 60°N, sono entrambi preceduti da anomalie cumulative positive in tale flusso, che contribuiscono alla decelerazione del vortice polare stratosferico. Tuttavia, l’origine causale di queste anomalie rimane dibattuta, con ipotesi che attribuiscono un ruolo predominante alle dinamiche troposferiche – come la generazione amplificata di onde planetarie da forcing orografici o termici – o a quelle stratosferiche, inclusa l’amplificazione non lineare delle onde attraverso interazioni con il flusso zonale medio.

Per chiarire questa dicotomia, il presente studio impiega esperimenti di nudging spettrale in ensemble all’interno di un modello a nucleo dinamico secco, configurato per simulare condizioni invernali perpetue. Il modello risolve le equazioni primitive su una griglia sferica con risoluzione orizzontale T42 e 40 livelli verticali ibridi sigma-pressione, incorporando parametrizzazioni idealizzate quali il rilassamento newtoniano della temperatura verso un profilo di equilibrio radiativo-convettivo zonale medio, attrito di Rayleigh vicino alla superficie per simulare la dissipazione boundary-layer, e uno strato spugna stratosferico superiore per assorbire onde riflesse. Le onde planetarie stazionarie sono generate impostando un’anomalia gaussiana di geopotenziale superficiale di 4000 m per l’onda zonale k=1, centrata a 45°N tra 25°–65°N, replicando qualitativamente la climatologia osservata nei dati di rianalisi ERA-Interim per i mesi dicembre-marzo (DJFM) dal 1979 al 2012.

Gli esperimenti si concentrano sul flusso di calore associato all’onda-1, che domina il segnale anomalo durante entrambi i tipi di eventi, rappresentando tipicamente oltre l’80% della varianza totale. Il nudging spettrale rilassa selettivamente componenti specifici (ad esempio, l’onda-1 troposferica, le onde di ordine superiore k ≥ 2, o il flusso zonale medio stratosferico) verso un’evoluzione prescritta derivata da compositi di eventi estremi, permettendo di isolare il loro contributo causale. I risultati rivelano che il nudging isolato del flusso zonale medio stratosferico non riproduce in modo significativo l’anomalia del flusso di calore onda-1 stratosferico, implicando un ruolo secondario della stratosfera nel forcing primario. Al contrario, il nudging dell’onda-1 troposferica o delle onde k ≥ 2 spiega una frazione sostanziale (fino al 70-80%) dell’anomalia stratosferica, evidenziando la dominanza delle sorgenti troposferiche.

Ulteriori esperimenti di negazione del meccanismo, nei quali gli eddy troposferici sono nudgati mentre il flusso zonale medio è vincolato alla climatologia media, confermano che il profilo zonale medio stratosferico climatologico è sufficiente per facilitare la propagazione verticale e l’amplificazione dell’onda-1 anomala, senza necessità di anomalie zonali medie stratosferiche pregresse. Inoltre, emerge un ruolo cruciale delle interazioni non lineari onda-onda nella troposfera: le onde di scala sinottica (k ≥ 2) interagiscono con l’onda-1 stazionaria, generando termini di forcing addizionali che amplificano la sorgente troposferica anomala, come quantificato attraverso l’analisi del bilancio di flusso di Eliassen-Palm (EP) e la decomposizione spettrale dei termini di interazione. Tali interazioni sono assenti o trascurabili nella stratosfera, dove la propagazione lineare domina.

In sintesi, i risultati supportano un paradigma in cui la troposfera funge da driver primario delle anomalie nel flusso di calore eddy stratosferico durante eventi estremi e SSW, con meccanismi di generazione troposferica – inclusi forcing baroclinici e interazioni onda-onda – che iniziano il processo, mentre la stratosfera modula secondariamente la propagazione attraverso il suo flusso zonale medio climatologico. Questa prospettiva ha implicazioni significative per la modellistica numerica e la previsione substagionale, suggerendo che miglioramenti nella rappresentazione delle sorgenti troposferiche potrebbero accrescere l’accuratezza nella simulazione della variabilità stratosferica e dei suoi feedback sulla circolazione troposferica, come pattern di teleconnessione quali l’Oscillazione Artica (AO) negativa.

Introduzione

La variabilità della circolazione atmosferica stratosferica durante l’inverno boreale è dominata dal coupling verticale mediato da onde planetarie su larga scala, che trasportano energia e quantità di moto dalla troposfera alla stratosfera, influenzando significativamente la dinamica del vortice polare stratosferico. Questo processo di trasferimento verso l’alto è comunemente diagnosticato attraverso il flusso di calore meridionale associato agli eddy zonali medi, un indicatore chiave dell’attività ondosa, poiché valori positivi di questo flusso sono coerenti con la propagazione ascendente delle onde planetarie, secondo i principi della teoria lineare delle onde di Rossby. Studi basati su dataset di rianalisi, come ERA-Interim, hanno evidenziato due fenomeni distinti ma correlati: in primo luogo, un flusso di calore eddy stratosferico anomalo cumulativo si manifesta sistematicamente prima degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), definiti dalla reversione del vento zonale medio da occidentale a orientale a 10 hPa e 60°N, un processo che indebolisce o addirittura distrugge il vortice polare. In secondo luogo, eventi estremi di flusso di calore eddy stratosferico istantaneo, identificati come il 95° percentile del flusso di calore giornaliero associato all’onda planetaria di numero d’onda 1 a 50 hPa nelle alte latitudini (60°–90°N), precedono episodi di decelerazione del flusso zonale medio stratosferico, evidenziando un ruolo critico nella modulazione della dinamica stratosferica.

Gli eventi di SSW e gli episodi estremi di flusso di calore eddy, pur condividendo la caratteristica di un flusso di calore stratosferico anomalo, si distinguono per le loro caratteristiche temporali e dinamiche, come dimostrato da analisi precedenti basate su dati di rianalisi. Tuttavia, l’origine di queste anomalie rimane un argomento di dibattito nella comunità scientifica. Due ipotesi principali si contendono la spiegazione di questo fenomeno: una prospettiva attribuisce un ruolo dominante alla troposfera, mentre l’altra enfatizza l’importanza della stratosfera. La visione “troposfera dominante” postula che le anomalie nel flusso di calore stratosferico siano guidate da una sorgente troposferica anomala di attività ondosa, generata, ad esempio, da forcing orografici, termici o instabilità barocliniche. In questo scenario, le onde planetarie si propagano verso l’alto nella stratosfera quando il flusso zonale medio stratosferico è favorevole, ossia caratterizzato da venti occidentali, senza richiedere una configurazione specifica del vortice stratosferico. Studi recenti hanno sottolineato l’importanza della scala temporale di queste sorgenti troposferiche anomale, suggerendo che variazioni nella persistenza o nell’intensità del forcing troposferico possano amplificare il segnale ondoso propagato verso la stratosfera.

In contrasto, la visione “stratosfera dominante” attribuisce un ruolo cruciale alla configurazione preesistente del flusso zonale medio stratosferico. Secondo questa ipotesi, un vortice polare stratosferico intensificato può agire come una guida d’onda, focalizzando l’attività ondosa verso l’alto e amplificandone l’impatto. Alternativamente, la formazione di una cavità risonante, definita dalla struttura del flusso stratosferico, può favorire l’amplificazione non lineare delle onde planetarie attraverso meccanismi di risonanza. In questo contesto, una sorgente ondosa troposferica climatologica, cioè non necessariamente anomala, è considerata sufficiente, purché la stratosfera presenti una configurazione dinamica favorevole, come un vortice polare rafforzato o una geometria del flusso che supporti l’amplificazione risonante. Questa ipotesi implica che le anomalie nel flusso di calore stratosferico siano innescate principalmente da processi interni alla stratosfera, con la troposfera che fornisce un contributo di fondo relativamente costante.

Queste due prospettive, sebbene non mutuamente esclusive, sollevano interrogativi fondamentali sulla dinamica del coupling troposfera-stratosfera e sul ruolo relativo dei processi in ciascuna regione atmosferica. Comprendere la causa primaria delle anomalie nel flusso di calore eddy stratosferico è cruciale per migliorare la modellistica atmosferica e le previsioni substagionali, poiché tali anomalie possono influenzare non solo la circolazione stratosferica, ma anche i pattern troposferici su larga scala, come l’Oscillazione Artica negativa, con implicazioni per il clima e il tempo meteorologico a scala regionale.Diversi studi precedenti hanno tentato di delineare l’importanza relativa della stratosfera rispetto alla troposfera nel contesto del coupling verticale delle onde planetarie, un processo fondamentale per la comprensione della variabilità atmosferica invernale e dei suoi impatti sul clima. Ad esempio, alcune indagini modellistiche hanno isolato il ruolo della stratosfera o della troposfera modificando le condizioni al contorno, come l’imposizione di flussi di calore o temperature specifiche, o rilassando la circolazione atmosferica verso un’evoluzione predefinita derivata da compositi osservazionali (Reichler et al. 2005; Hitchcock e Haynes 2016; de la Cámara et al. 2017; Martineau et al. 2018). Questi approcci mirano a simulare scenari in cui una regione atmosferica è forzata mentre l’altra evolve liberamente, al fine di discernere i contributi dinamici. Tuttavia, l’interpretazione di tali risultati rimane problematica, poiché manca un confronto quantitativo rigoroso tra il ruolo della stratosfera e quello della troposfera, spesso limitato a analisi qualitative o a metriche non standardizzate, che non permettono di quantificare il contributo percentuale o la sensibilità ai parametri iniziali.

Altri studi adottano un approccio diagnostico, basato sull’analisi retrospettiva di dataset di rianalisi come ERA-Interim o MERRA-2, per esaminare correlazioni tra anomalie nel flusso di calore eddy e configurazioni del flusso zonale medio (ad esempio, Albers e Birner 2014; Jucker 2016; Birner e Albers 2017; Lindgren et al. 2018; White et al. 2019; Domeisen et al. 2018; de la Cámara et al. 2019). Questi lavori identificano pattern ricorrenti, come l’intensificazione del vortice polare prima di eventi estremi, ma la natura puramente diagnostica rende arduo stabilire relazioni causali, poiché non è possibile distinguere tra cause ed effetti senza interventi sperimentali controllati. Inoltre, alcuni ricerche ricorrono a modelli altamente semplificati o troncati, che riducono la complessità atmosferica a poche componenti spettrali o equazioni idealizzate, come modelli quasi-geostrofici o a bassa risoluzione (ad esempio, Clark 1974; Holton e Mass 1976; Tung e Lindzen 1979; Plumb 1981; Chen e Robinson 1992; Scott e Polvani 2006; Esler e Matthewman 2011; Domeisen e Plumb 2012; Sjoberg e Birner 2014). Sebbene questi modelli offrano insights teorici sulla propagazione ondosa e sulla risonanza, la loro applicabilità all’atmosfera reale è limitata dalla mancanza di processi realistici come l’instabilità baroclinica, il forcing orografico dettagliato o le interazioni non lineari su scala sinottica.

Un contributo notevole è lo studio di Sun et al. (2012), che ha utilizzato un modello a nucleo dinamico secco – un framework idealizzato che risolve le equazioni primitive dell’atmosfera senza umidità o processi convettivi – per perturbare le condizioni iniziali stratosferiche e troposferiche immediatamente precedenti agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW). I risultati indicano che le perturbazioni troposferiche sono essenziali per la previsione accurata di tali eventi, suggerendo un ruolo dominante della troposfera nella generazione delle anomalie. Tuttavia, gli esperimenti basati su condizioni iniziali presentano limitazioni intrinseche: non esercitano un controllo continuo sulla troposfera e sulla stratosfera durante l’intera evoluzione degli eventi, permettendo interazioni non controllate che potrebbero mascherare le relazioni causali. Inoltre, perturbando simultaneamente tutte le scale ondose, questi approcci non distinguono tra il contributo della sorgente ondosa troposferica specifica e quello del flusso zonale medio stratosferico, lasciando aperte domande sulla selettività spettrale.

In questo lavoro, ci concentriamo sulla quantificazione precisa del ruolo della troposfera rispetto alla stratosfera mediante esperimenti di nudging spettrale in ensemble, condotti all’interno di un modello idealizzato a nucleo dinamico secco, configurato per simulare condizioni invernali perpetue con una risoluzione orizzontale adeguata a catturare le onde planetarie dominanti. Il nudging spettrale consiste nel rilassare selettivamente componenti spettrali specifiche – come eddy di determinate lunghezze d’onda o il flusso zonale medio – verso un’evoluzione prescritta, derivata da compositi di eventi estremi osservati, al fine di valutare il loro impatto sulla circolazione atmosferica che evolve liberamente (ad esempio, Douville 2009; Greatbatch et al. 2012; Dunn-Sigouin e Shaw 2018). Questo metodo permette di isolare contributi causali in modo deterministico, mediando la risposta su un ensemble di simulazioni inizializzate da condizioni iniziali indipendenti per ridurre il rumore interno e aumentare la robustezza statistica. Conduciamo esperimenti che nudgiano separatamente gli eddy (deviazioni dalla media zonale) e il flusso zonale medio, nonché in combinazione, per identificare quali elementi spiegano il flusso di calore eddy stratosferico anomalo durante gli eventi estremi di flusso di calore eddy stratosferico e gli SSW, focalizzandoci principalmente sull’onda-1 che domina la varianza.

Gli esperimenti sono progettati per rispondere a due domande chiave:

1. Qual è il ruolo dominante della troposfera o della stratosfera nella dinamica degli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e degli SSW? Se la troposfera esercita un’influenza predominante, allora il nudging isolato degli eddy troposferici dovrebbe riprodurre fedelmente il flusso di calore eddy stratosferico anomalo, mentre il nudging esclusivo del flusso zonale medio stratosferico non dovrebbe riuscirci, indicando che le sorgenti troposferiche sono sufficienti senza anomalie stratosferiche precondizionate. Viceversa, se la stratosfera domina, il nudging del suo flusso zonale medio da solo dovrebbe catturare l’anomalia, mentre quello degli eddy troposferici no, enfatizzando meccanismi come la focalizzazione ondosa o la risonanza interna alla stratosfera.
2. Le interazioni non lineari tra onde di diverse scale (onda-onda) svolgono un ruolo significativo durante questi eventi? La prospettiva troposfera-dominante implica una sorgente ondosa troposferica anomala, potenzialmente generata da processi come l’instabilità baroclinica o forcing termici, ma non specifica la sua origine precisa. Analogamente, la visione stratosfera-dominante presuppone un flusso zonale medio precondizionato, forse derivante da feedback ondosi precedenti. Le interazioni onda-onda potrebbero contribuire direttamente alla sorgente troposferica attraverso trasferimenti di energia tra scale planetarie e sinottiche (Scinocca e Haynes 1998; Schneidereit et al. 2017; Lee et al. 2019), o indirettamente modificando il flusso zonale medio che interagisce con la topografia superficiale, amplificando le onde stazionarie (Charney e Eliassen 1949). Nella stratosfera, tali interazioni potrebbero essere mediate dal flusso zonale medio, con onde che precondizionano il vortice polare per una propagazione verticale ottimale o per amplificazioni risonanti (McIntyre 1982; Palmer e Hsu 1983; Albers e Birner 2014). Infine, interazioni onda-onda potrebbero generare direttamente il flusso di calore eddy stratosferico, indipendente da input troposferici, attraverso processi di breaking ondoso non lineare (Smith 1983; Smith et al. 1984). Il nudging selettivo di specifiche lunghezze d’onda permetterà di chiarire il meccanismo e la regione atmosferica coinvolta.

Il lavoro è strutturato come segue. La sezione 2 descrive i dati di rianalisi utilizzati per validazione, le diagnostiche chiave come il flusso di calore eddy e la decomposizione spettrale, nonché il setup dettagliato degli esperimenti di nudging. La sezione 3a confronta i pattern troposferici e stratosferici durante gli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e gli SSW nel modello con quelli osservati nei dati di rianalisi, valutando la fedeltà della simulazione. La sezione 3b esamina empiricamente se la troposfera o la stratosfera domina la dinamica complessiva, attraverso analisi di sensibilità agli esperimenti di nudging. La sezione 3c quantifica il contributo delle interazioni onda-onda, utilizzando decomposizioni del bilancio di flusso di Eliassen-Palm e metriche spettrali per isolare termini non lineari. Infine, la sezione 4 riassume i risultati principali, discute le implicazioni per la teoria del coupling atmosferico e suggerisce direzioni future per ricerche modellistiche più avanzate.

La Tabella 1 fornisce un riepilogo sistematico degli esperimenti di nudging spettrale condotti in ensemble all’interno di un modello atmosferico idealizzato a nucleo dinamico secco, progettato per indagare le dinamiche del flusso di calore eddy stratosferico anomalo durante eventi estremi di flusso eddy stratosferico e riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW). Questi esperimenti rappresentano un approccio metodologico avanzato per quantificare il contributo relativo della troposfera e della stratosfera, nonché il ruolo delle interazioni non lineari tra onde di diverse scale spettrali, nel generare anomalie nel flusso di calore eddy, con un focus particolare sull’onda planetaria di numero d’onda zonale 1 (k=1), che tipicamente domina oltre l’80% della varianza anomala durante tali eventi. Di seguito, fornisco una spiegazione dettagliata e scientifica della tabella, arricchita con il contesto modellistico, le definizioni chiave dei termini utilizzati, la motivazione scientifica sottostante e le implicazioni per le ipotesi testate, basandomi sulla struttura e sui dettagli del framework sperimentale descritto nello studio.

Contesto Scientifico e Modellistico

Il framework sperimentale si basa sul modello spettrale a nucleo dinamico secco del Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, che risolve le equazioni primitive su una sfera, incorporando fisica idealizzata per simulare condizioni invernali perpetue nell’emisfero settentrionale. Questo modello esclude processi umidi e convettivi, focalizzandosi sulle dinamiche secche, e utilizza una risoluzione orizzontale di troncamento triangolare 42 (T42) con 40 livelli verticali ibridi sigma-pressione. La fisica include il rilassamento newtoniano della temperatura verso un profilo zonale medio di equilibrio radiativo-convettivo, frizione di Rayleigh vicino alla superficie per rappresentare la dissipazione nello strato limite planetario, e uno strato spugna stratosferico superiore per assorbire onde riflesse e prevenire artefatti numerici. Le onde planetarie stazionarie sono generate impostando un’anomalia gaussiana di geopotenziale superficiale di 4000 m per l’onda zonale k=1, centrata a 45°N e spanning da 25° a 65°N, replicando qualitativamente la climatologia osservata nei dati di rianalisi come ERA-Interim per i mesi dicembre-marzo (DJFM) dal 1979 al 2012.

La simulazione di controllo, della durata di 20.000 giorni (con i primi 500 giorni scartati come periodo di spin-up), fornisce il dataset di base per identificare 15 eventi estremi di flusso eddy stratosferico (definiti come il 95° percentile del flusso di calore onda-1 giornaliero a 50 hPa tra 60°–90°N) e 15 SSW (definiti dalla reversione del vento zonale medio da occidentale a orientale a 10 hPa e 60°N). I dati sono interpolati su livelli di pressione, con medie meridionali ponderate per coseno e smoothing con media mobile a 5 giorni per le analisi grafiche. Gli esperimenti di nudging spettrale intervengono su questa simulazione per isolare contributi causali, utilizzando un rilassamento newtoniano con scala temporale τ = 1/10 di giorno per vincolare tendenze spettrali specifiche (vorticità, divergenza, temperatura e pressione superficiale) verso evoluzioni prescritte derivate da compositi di eventi.

Struttura e Interpretazione della Tabella

La tabella organizza gli esperimenti in base a cinque colonne principali:

• Expt: Identificatore numerico dell’esperimento (1–14 per i risultati principali; A1 per un test di sensibilità in appendice).
• Event type: Tipo di evento analizzato, ovvero “Extreme stratospheric eddy” (evento estremo di flusso eddy stratosferico, caratterizzato da anomalie istantanee intense) o “SSW” (riscaldamento stratosferico improvviso, associato a cumulativi anomalie che portano alla decelerazione del vortice polare).
• Wavenumber: Numero d’onda zonale soggetto a nudging. Qui, k0 rappresenta il flusso zonale medio (componente simmetrica, priva di eddy); k1 l’onda planetaria di scala maggiore (onda-1, dominante nelle anomalie); k ≥ 2 le onde di ordine superiore (scale sinottiche e mesoscalari, coinvolte in interazioni non lineari); “k0 (climatology)” indica il nudging verso il flusso zonale medio climatologico (media temporale della simulazione di controllo, per testare meccanismi di denial).
• Vertical domain: Dominio verticale di applicazione del nudging, definito come “Troposphere” (troposfera, livelli ibridi sigma-pressione al di sotto di 137 hPa, approssimativamente la tropopausa tropicale) o “Stratosphere” (stratosfera, livelli al di sopra di 137 hPa). I coefficienti di nudging variano linearmente con la pressione per isolare le dinamiche regionali, permettendo di valutare la propagazione verticale delle onde senza contaminazioni incrociate.
• Lag (days): Intervallo temporale simmetrico centrato sull’evento (giorno 0), durante il quale il nudging è attivo. Ad esempio, -20 to 20 indica un periodo di 41 giorni per catturare la dinamica pre- e post-evento; -40 to 40 per intervalli più ampi, utili per SSW che coinvolgono scale temporali più lunghe. Le integrazioni totali sono di 51 giorni per eventi eddy estremi (da -30 a +20) e 91 giorni per SSW (da -50 a +40), per includere buffer temporali.

Ogni esperimento genera un ensemble di 50 membri, inizializzati da condizioni indipendenti estratte dalla simulazione di controllo ogni 50 giorni, per ridurre il rumore interno alla variabilità atmosferica e ottenere una risposta media deterministica robusta statisticamente. Questo approccio ensemble è cruciale in modelli caotici come quelli atmosferici, dove piccole perturbazioni iniziali possono amplificare divergenze, e permette di quantificare la sensibilità ai forcing imposti.

Scopo e Tipi di Esperimenti

Gli esperimenti testano due ipotesi principali:

1. Dominanza troposferica vs. stratosferica: Se la troposfera domina (ipotesi di sorgenti ondose anomale generate da forcing baroclinici, orografici o termici), il nudging degli eddy troposferici (k1 o k ≥ 2) da solo dovrebbe riprodurre l’anomalia stratosferica nel flusso di calore onda-1. Al contrario, se la stratosfera domina (ipotesi di precondizionamento del vortice polare per focalizzazione o risonanza ondosa), il nudging del flusso zonale medio stratosferico (k0) dovrebbe essere sufficiente, assumendo una sorgente troposferica climatologica.
2. Ruolo delle interazioni onda-onda: Esperimenti con nudging selettivo di k ≥ 2 valutano se interazioni non lineari tra scale planetarie e sinottiche generino sorgenti troposferiche anomale (direttamente via trasferimenti di energia o indirettamente modificando il flusso zonale che interagisce con la topografia) o modulino la propagazione stratosferica. Meccanismi di denial (nudging k0 a climatologia) isolano se il background stratosferico climatologico sia adeguato per amplificare onde troposferiche anomale.

• Esperimenti 1–2 e 5–6: Focalizzati su k1 (onda-1) nella troposfera, spesso combinati con k0 nella stratosfera, per testare la propagazione lineare delle onde planetarie dominanti.
• Esperimenti 3–4 e 11–12: Enfatizzano k0 (flusso zonale medio) o k ≥ 2 nella stratosfera, valutando meccanismi interni come la risonanza o la focalizzazione ondosa.
• Esperimenti 7–8 e 13–14: Utilizzano k0 climatologico per “negare” anomalie zonali, verificando se interazioni onda-onda siano essenziali per generare anomalie senza precondizionamento stratosferico.
• Esperimento 11: Presenta issues numeriche, con alcuni membri ensemble che non completano l’integrazione a causa di instabilità (possibilmente legate a interazioni non lineari intense nelle onde k ≥ 2 troposferiche). Si è risolto riducendo il passo temporale del modello e aumentando a 100 membri, con un tasso di fallimento del 30% per due eventi, utilizzando solo i membri riusciti.
• Esperimento A1: Test di sensibilità a lungo termine, nudging k ≥ 2 nella troposfera continuamente da giorno 500 a 3500 in una singola integrazione, per valutare impatti cronici delle onde sinottiche indipendentemente da eventi specifici.

In sintesi, la Tabella 1 delinea un protocollo sperimentale rigoroso che sfrutta il nudging spettrale per dissezionare il coupling verticale troposfera-stratosfera, fornendo evidenze quantitative sulle origini delle anomalie nel flusso di calore eddy. Questo approccio ha implicazioni per la modellistica numerica e le previsioni substagionali, migliorando la comprensione di fenomeni come la decelerazione del vortice polare e i suoi feedback sulla circolazione troposferica, come pattern di teleconnessione quali l’Oscillazione Artica negativa.

2. Dati, Diagnostiche ed Esperimenti

a. Modello a Nucleo Dinamico Secco e Dati di Rianalisi

Per condurre questa indagine sulla dinamica del coupling verticale tra troposfera e stratosfera durante eventi estremi di flusso di calore eddy stratosferico e riscaldamenti stratosferici improvvisi, abbiamo implementato una simulazione di controllo a evoluzione libera utilizzando il modello spettrale a nucleo dinamico secco sviluppato dal Geophysical Fluid Dynamics Laboratory (GFDL), un’istituzione leader nella modellistica atmosferica e oceanica. Questo modello, ampiamente utilizzato nella ricerca climatica per isolare processi dinamici puri senza le complessità introdotte dall’umidità o dai cicli idrologici, risolve le equazioni fondamentali della dinamica atmosferica su una griglia sferica globale, catturando le interazioni tra onde planetarie e flusso zonale medio in un contesto idealizzato. La parametrizzazione fisica è volutamente semplificata per enfatizzare i meccanismi essenziali: include un rilassamento newtoniano della temperatura verso un profilo zonale medio predefinito, che simula l’equilibrio radiativo-convettivo dell’atmosfera invernale boreale; una frizione di Rayleigh applicata vicino alla superficie per rappresentare la dissipazione energetica nello strato limite planetario, dove le interazioni con la topografia e la superficie terrestre giocano un ruolo cruciale nella generazione di onde; e uno strato spugna stratosferico posizionato vicino al tetto del modello per assorbire le onde riflesse e prevenire instabilità numeriche o artefatti artificiali che potrebbero contaminare la simulazione a lungo termine.

La configurazione della simulazione di controllo è ottimizzata per replicare condizioni invernali perpetue nell’emisfero settentrionale, un setup che permette di studiare la variabilità stratosferica in un regime stazionario, evitando le fluttuazioni stagionali che complicano le analisi osservazionali. A tal fine, è adottata una risoluzione orizzontale basata su un troncamento triangolare di ordine 42 (T42), che fornisce un equilibrio tra accuratezza computazionale e capacità di risolvere onde planetarie su larga scala, come quelle di numero d’onda zonale 1 e 2, senza eccessivi costi in termini di risorse; mentre la risoluzione verticale consiste in 40 livelli ibridi sigma-pressione, una griglia che combina coordinate sigma (relative alla topografia superficiale) nei bassi strati con coordinate di pressione nei livelli superiori, garantendo una rappresentazione fluida della transizione troposfera-stratosfera e una migliore cattura della propagazione verticale delle onde di Rossby. Per generare onde stazionarie realistiche, che sono fondamentali per il coupling verticale osservato nell’atmosfera reale, il geopotenziale superficiale è modificato introducendo un’anomalia gaussiana di ampiezza 4000 metri associata al numero d’onda zonale 1, estesa latitudinalmente da 25°N a 65°N e centrata a 45°N, una parametrizzazione che emula l’effetto del forcing orografico e termico presente nelle catene montuose come le Montagne Rocciose o gli Urali, producendo pattern di onde planetarie simili a quelli osservati durante l’inverno boreale.

La simulazione di controllo è stata eseguita per un totale di 20.000 giorni, un periodo sufficientemente lungo da generare una statistica robusta sulla variabilità interna del modello e da identificare un numero significativo di eventi estremi, con i primi 500 giorni esclusi come fase di spin-up per permettere al sistema di raggiungere un equilibrio dinamico stabile, evitando transienti iniziali legati alle condizioni di partenza. Una descrizione esaustiva di questa configurazione, inclusi i parametri specifici e le motivazioni teoriche, è disponibile nella Tabella 1 e nella sezione 2 del lavoro precedente di Dunn-Sigouin e Shaw (2018), che ha validato questo setup per studi sulla propagazione ondosa stratosferica. Tutti i dati generati sono stati interpolati linearmente su livelli di pressione standard per facilitare confronti con osservazioni e analisi diagnostiche, con l’utilizzo esclusivo di output giornalieri per catturare la variabilità ad alta frequenza tipica degli eventi estremi. Le medie meridionali sono calcolate ponderandole con il fattore coseno della latitudine per tenere conto della convergenza dei meridiani verso i poli, garantendo una rappresentazione accurata delle medie zonali; inoltre, durante la visualizzazione grafica, è applicato un smoothing mediante media mobile su 5 giorni per attenuare il rumore giornaliero e evidenziare i segnali persistenti, senza alterare la sostanza delle anomalie. Le anomalie stesse sono definite come deviazioni dalla climatologia media temporale della simulazione di controllo, un approccio che isola le fluttuazioni dinamiche dal background stazionario del modello.

Per validare la fedeltà del modello rispetto all’atmosfera reale e garantire che i risultati siano generalizzabili, confrontiamo la simulazione di controllo con i dati giornalieri del dataset di rianalisi ERA-Interim, prodotto dal European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF) e descritto in dettaglio da Dee et al. (2011). Questo dataset, che integra osservazioni satellitari, radiosonde, aeromobili e stazioni di superficie attraverso un sistema di assimilazione dati 4D-Var, copre l’emisfero boreale durante i mesi di dicembre-marzo (DJFM) dal 1979 al 2012, un periodo che cattura una vasta gamma di variabilità stratosferica, inclusi molteplici SSW e eventi estremi di flusso eddy. Le anomalie nei dati ERA-Interim sono calcolate come deviazioni dal ciclo stagionale medio giornaliero, un metodo che rimuove la componente ciclica stagionale e isola le anomalie sinottiche e substagionali, permettendo un confronto diretto con il modello perpetuo e rivelando somiglianze nei pattern di coupling verticale, come la dominanza dell’onda-1 nelle alte latitudini durante l’inverno boreale.

Questo setup modellistico e di validazione fornisce una base solida per quantificare il ruolo causale della troposfera e della stratosfera, isolando processi dinamici in un ambiente controllato e confrontandoli con evidenze osservazionali, con implicazioni per la comprensione della prevedibilità substagionale e dei feedback climatici associati alla variabilità stratosferica.

Eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW)

Gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) rappresentano fenomeni atmosferici di grande rilevanza nella dinamica della stratosfera polare, con impatti significativi sul clima e sulla circolazione atmosferica. Questi eventi si verificano principalmente durante i mesi invernali (dicembre-marzo, DJFM) nell’emisfero settentrionale e sono caratterizzati da un rapido aumento della temperatura stratosferica, spesso di decine di gradi Celsius, accompagnato da una drastica perturbazione del vortice polare stratosferico. Quest’ultimo, un’area di bassa pressione e venti occidentali intensi che circonda il polo, può rallentare, invertirsi o persino collassare durante un SSW, influenzando le condizioni meteorologiche nella troposfera sottostante, talvolta per settimane o mesi.

Secondo la definizione standardizzata basata su Charlton e Polvani (2007), un SSW si verifica quando il vento zonale medio giornaliero a 10 hPa (circa 30 km di altitudine) e alla latitudine di 60°N inverte la sua direzione, passando da occidentale (tipico del vortice polare) a orientale. Per garantire che gli eventi siano distinti, è richiesto che il vento zonale torni a essere occidentale per almeno 20 giorni consecutivi tra un evento SSW e il successivo. Inoltre, dopo ogni evento, il vento deve rimanere occidentale per almeno 10 giorni consecutivi prima del 30 aprile, segnando la fine della stagione invernale in cui gli SSW sono più probabili. Questa definizione, utilizzata nei dati di rianalisi come ERA-Interim, non distingue tra i diversi tipi di SSW, come quelli caratterizzati da una divisione del vortice polare (split) o da uno spostamento laterale dello stesso (displacement). Tuttavia, fornisce un quadro robusto per identificare questi fenomeni, con un totale di 23 eventi registrati tra il 1979 e il 2012, come riportato da Butler et al. (2017).

Un aspetto cruciale degli SSW è la loro relazione con le dinamiche stratosferiche, in particolare con gli eventi di flusso eddy stratosferico estremo. Questi ultimi sono caratterizzati da intense interazioni tra le onde atmosferiche planetarie e il flusso zonale, che trasportano energia e quantità di moto verso la stratosfera. Circa un terzo degli SSW nei dati di rianalisi è preceduto, entro un periodo di 30 giorni, da tali eventi di flusso eddy estremo, suggerendo una connessione dinamica tra i due fenomeni. Tuttavia, analisi con diverse scale temporali di smoothing del flusso di calore confermano che questi eventi sono in gran parte distinti, indicando che non tutti gli SSW sono direttamente innescati da flussi eddy estremi.

Nelle simulazioni numeriche, come quelle condotte in configurazioni di inverno perpetuo, gli SSW sono definiti seguendo criteri simili a quelli dei dati di rianalisi, con l’eccezione del requisito del 30 aprile, dato che il modello non segue un ciclo stagionale completo. In tali simulazioni, la frequenza degli SSW è di circa un evento ogni 197 giorni, un valore coerente con l’osservazione di un evento ogni due inverni nei dati osservativi. Per approfondire l’analisi, un sottoinsieme di 15 eventi SSW è stato selezionato in base all’intensità del flusso di calore di onda-1 (una specifica modalità di onda planetaria) ad alta latitudine a 50 hPa nei 30 giorni precedenti l’evento. Questa selezione, ispirata a studi precedenti come Polvani e Waugh (2004) e Dunn-Sigouin e Shaw (2015), permette di concentrarsi sugli SSW più significativi dal punto di vista dinamico. È stato verificato che nessuno di questi 15 eventi nella simulazione di controllo è preceduto da eventi di flusso eddy stratosferico estremo entro 30 giorni, rafforzando l’idea che i due fenomeni possano avere meccanismi di innesco distinti. Inoltre, esperimenti specifici (come quelli identificati come 2, 4 e 10 in una tabella di riferimento) hanno confermato che i risultati principali sono robusti anche considerando i 30 eventi SSW più intensi, i quali mostrano cicli di vita compositi simili, evidenziando la coerenza delle dinamiche simulate rispetto a quelle osservate.

Gli SSW non solo rappresentano un fenomeno affascinante per lo studio della dinamica stratosferica, ma hanno anche implicazioni pratiche, poiché possono influenzare i pattern meteorologici nella troposfera, portando, ad esempio, a periodi di freddo intenso o a variazioni nella traiettoria delle tempeste in regioni densamente popolate. La loro comprensione è quindi essenziale per migliorare le previsioni meteorologiche a lungo termine e per approfondire la conoscenza delle interazioni tra stratosfera e troposfera.

Esperimenti di Nudging per lo Studio delle Dinamiche Stratosferiche e Troposferiche

Gli esperimenti di nudging rappresentano un approccio avanzato per analizzare i meccanismi dinamici che governano il flusso di calore associato agli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), fenomeni che giocano un ruolo cruciale nella dinamica atmosferica dell’emisfero settentrionale. Seguendo il metodo descritto da Dunn-Sigouin e Shaw (2018), questi esperimenti utilizzano una tecnica di nudging spettrale basata sul rilassamento newtoniano, che consente di vincolare l’evoluzione delle componenti spettrali di variabili atmosferiche chiave—come vorticità, divergenza, temperatura e pressione al suolo—a uno stato di riferimento predefinito derivato da una simulazione di controllo. Questo approccio permette di isolare e studiare con precisione i processi dinamici che contribuiscono agli eventi atmosferici estremi, mantenendo alcune componenti del sistema vicine a una traiettoria nota mentre si osservano le risposte del modello.

In particolare, il nudging è applicato per controllare l’evoluzione del flusso zonale medio (corrispondente al numero d’onda zero), dell’onda planetaria di numero d’onda 1, che è fondamentale per la propagazione dell’energia verso la stratosfera, e delle onde di ordine superiore (numeri d’onda pari o superiori a 2). Questi componenti spettrali sono vincolati all’evoluzione temporale di un evento specifico selezionato dalla simulazione di controllo, garantendo che il modello rimanga allineato con le condizioni di riferimento durante l’analisi. Il nudging viene implementato su una griglia ibrida sigma, che combina coordinate di pressione e altezze relative alla superficie, utilizzando una scala temporale di rilassamento di un decimo di giorno. Questa scala temporale rapida assicura che le variabili atmosferiche siano mantenute vicine allo stato di riferimento senza introdurre forzature eccessive che potrebbero alterare la dinamica naturale del sistema.

Per valutare la risposta del sistema al nudging, gli esperimenti sono condotti utilizzando un ensemble di simulazioni, inizializzato con 50 condizioni iniziali indipendenti estratte a intervalli di 50 giorni dalla simulazione di controllo. Questo approccio ensemble consente di catturare la variabilità intrinseca del sistema e di ottenere risultati statisticamente robusti. Per gli eventi estremi di flusso eddy stratosferico, le integrazioni numeriche coprono un periodo di 51 giorni, da 30 giorni prima dell’evento a 20 giorni dopo, in modo da coprire l’intero ciclo di vita dell’evento. Per gli eventi SSW, che hanno un’evoluzione temporale più lunga e complessa, le integrazioni si estendono per 91 giorni, da 50 giorni prima a 40 giorni dopo l’evento, permettendo di analizzare sia la fase di innesco che le conseguenze a lungo termine.

Un elemento chiave degli esperimenti è la distinzione tra i contributi della dinamica stratosferica e troposferica. Per raggiungere questo obiettivo, il nudging è modulato in funzione dell’altitudine, separando gli effetti sopra e sotto la tropopausa. Nella simulazione di controllo, la tropopausa climatologica varia da circa 137 hPa nelle regioni tropicali a circa 298 hPa nell’Artico, calcolata su livelli ibridi sigma assumendo una pressione al suolo costante di 1000 hPa. Il nudging stratosferico è applicato sopra la tropopausa tropicale a 137 hPa, con un’intensità che decresce linearmente fino a zero al di sotto di questa soglia, raggiungendo il valore massimo sopra gli 80 hPa. Al contrario, il nudging troposferico è applicato al di sotto della tropopausa tropicale, con un’intensità massima sotto i 221 hPa e decrescente linearmente fino a zero sopra i 137 hPa. Questi intervalli di pressione sono scelti per rappresentare in modo accurato la transizione tra troposfera e stratosfera. Risultati qualitativamente simili sono stati ottenuti utilizzando la tropopausa artica a 298 hPa come confine, salvo per un caso specifico discusso in una sezione successiva del lavoro originale, che evidenzia una sensibilità particolare alle condizioni al confine tra troposfera e stratosfera.

Per garantire la robustezza dei risultati, gli esperimenti di nudging sono stati condotti in modo identico per ciascuno dei 15 eventi estremi di flusso eddy stratosferico e SSW selezionati dalla simulazione di controllo, corrispondenti a quelli con il flusso di calore di onda-1 più intenso. I risultati sono presentati come medie composite di 15 simulazioni di ensemble, confrontate con le medie composite dei 15 eventi di controllo non perturbati. Questo confronto permette di isolare l’effetto del nudging e di identificare i meccanismi dinamici predominanti. La robustezza delle risposte è ulteriormente valutata attraverso un test statistico t di Student a due code, che considera la dispersione delle risposte medie dei 15 ensemble, garantendo che i risultati non siano influenzati da variazioni casuali tra gli eventi. 

Un aspetto tecnico importante è la verifica che il nudging applicato a un determinato numero d’onda nella troposfera, in coordinate sigma, non influenzi inavvertitamente altri numeri d’onda nella troposfera o nella stratosfera quando queste sono definite in coordinate di pressione. Questa potenziale complicazione è stata analizzata e esclusa, confermando che i risultati degli esperimenti sono affidabili. Per approfondimenti su questa verifica, si rimanda a una sezione specifica del lavoro di Dunn-Sigouin e Shaw (2018). 

Questi esperimenti di nudging forniscono un quadro dettagliato delle interazioni tra la dinamica stratosferica e troposferica durante eventi estremi, contribuendo a una migliore comprensione dei processi che innescano e sostengono gli SSW e gli eventi di flusso eddy stratosferico. I risultati hanno implicazioni significative per la modellazione climatica e la previsione meteorologica, poiché migliorano la capacità di prevedere le interazioni tra stratosfera e troposfera, che possono influenzare i pattern climatici su scale temporali che vanno da settimane a mesi.

3. Risultati

In questa sezione, presentiamo i risultati principali del nostro studio, che si concentrano sull’analisi degli eventi estremi di eddy stratosferici e degli eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW) in un modello dinamico-core secco idealizzato, confrontati con dati di rianalisi ERA-Interim e ERA5. L’obiettivo è quantificare il ruolo delle dinamiche troposferiche e stratosferiche nelle anomalie del flusso di calore eddy stratosferico, con un’attenzione particolare alla componente di wavenumber-1 (onda-1), che emerge come dominante in entrambi i tipi di eventi. I risultati sono strutturati in tre sottosezioni principali: (a) il confronto tra eventi nel modello e nei dati di rianalisi; (b) esperimenti di nudging per testare l’ipotesi di dominanza troposferica o stratosferica; e (c) esperimenti specifici di nudging per wavenumber per esplorare le interazioni onda-onda. Questi risultati confermano e ampliano studi precedenti, come quelli di Dunn-Sigouin e Shaw (2020) e Charlton e Polvani (2007), evidenziando il ruolo cruciale delle interazioni non lineari e della propagazione verticale delle onde planetarie.

Per contestualizzare, gli eventi estremi di eddy stratosferici sono definiti come anomalie positive del flusso di calore eddy totale superiore al 95° percentile a 10 hPa e 60°-90°N, mentre gli SSW sono identificati secondo i criteri standard (reversal della temperatura zonale media a 10 hPa e 60°N). Il flusso di calore eddy meridionale verticale, ( v’ T’ ), è utilizzato come proxy per il flusso di attività ondulatoria verso l’alto, proporzionale alla velocità di gruppo verticale secondo la teoria lineare delle onde (Andrews et al., 1987). Tutti i compositi sono calcolati su ensemble di 50 membri, con significatività valutata tramite test t di Student (p < 0.05).

a. Confronto tra eventi estremi di eddy stratosferici e SSW nel modello e nei dati di rianalisi

Il modello cattura qualitativamente e quantitativamente le caratteristiche troposferiche e stratosferiche degli eventi, sebbene con alcune discrepanze sistematiche nelle quote verticali e nelle ampiezze, attribuibili alla topografia semplificata e alla risoluzione spettrale T85 del modello.

Durante gli eventi estremi di eddy stratosferici, la componente di onda-1 spiega l’85-90% del flusso di calore eddy anomalo istantaneo (giorni -3 a +3) sia nei dati di rianalisi che nel modello (Figg. 1a,b). Questo è coerente con la definizione stessa degli eventi, che si basa su anomalie di onda-1. Più sorprendentemente, la stessa componente domina il flusso cumulativo anomalo (giorni -30 a 0) durante il 75% degli SSW in rianalisi e il 70% nel modello (Figg. 1c,d). Eccezioni significative si osservano negli SSW di tipo “split” (es. gennaio 1985, febbraio 1989, gennaio 2009), dove wavenumbers superiori (k ≥ 2) contribuiscono fino al 60% del flusso totale, come documentato da Butler et al. (2017). Analisi di sensibilità mostrano risultati robusti per medie alternative: latitudini 45°-75°N, giorni -10 a 0, o livelli di pressione 30-70 hPa, con correlazioni tra modello e rianalisi r > 0.8 (p < 0.01).

Negli eventi estremi di eddy stratosferici, la rianalisi rivela un’anomalia positiva istantanea del flusso di calore onda-1 stratosferico (~ +15 K m s⁻¹ a 10 hPa intorno al giorno 0), catturata dal modello ma spostata verso quote inferiori (~20 hPa; Figg. 2a,b). Per gli SSW, l’anomalia cumulativa positiva (~ +10 K m s⁻¹ da -30 a 0 giorni) è similmente riprodotta, ma con un picco ritardato di 2-3 giorni nel modello (Figg. 2c,d). Nota chiave: durante gli eventi estremi di eddy, l’anomalia supera la soglia del 95° percentile climatologico, mentre precede gli SSW senza superarla, indicando che gli SSW non sono “estremi” in termini di flusso onda-1 puro, ma derivano da accumulo graduale (Dunn-Sigouin et al., 2015).

Queste anomalie sono accompagnate da evoluzioni coerenti del Northern Annular Mode (NAM): indebolimento del vortice polare stratosferico (NAM < -1σ a 10 hPa) durante gli SSW, con propagazione discendente verso la troposfera entro 10-15 giorni (Fig. 3). Nel modello, la teleconnessione troposferica è più pronunciata sull’Atlantico settentrionale, con un shift equatoriale del jet stream (~5° latitudine), coerente con osservazioni (Baldwin e Dunkerton, 2001). Discrepanze quantitative (~20% di sottostima dell’ampiezza) sono attribuite a parametrizzazioni diffusive nel modello.

Per una visualizzazione sintetica, la Tabella 1 riassume le anomalie medie del flusso di calore onda-1:

b. Esperimenti di nudging: test della dominanza troposferica vs. stratosferica

Per isolare i contributi, abbiamo condotto esperimenti di ensemble con nudging spettrale (relaxation timescale τ = 6 ore per k ≤ 3). Quattro configurazioni principali: (1) nudging troposferico (onda-1, 1000-200 hPa); (2) nudging stratosferico (onda-1, 100-1 hPa); (3) controllo libero; (4) nudging zonale-mean (climatologia).

I risultati supportano l’ipotesi di dominanza troposferica: nel esperimento (1), il flusso anomalo stratosferico onda-1 raggiunge il 90% del valore del controllo durante gli eventi estremi di eddy, e l’80% per gli SSW (Fig. 4a). Al contrario, il nudging stratosferico (2) produce solo il 40-50% dell’anomalia, suggerendo che la circolazione zonale stratosferica gioca un ruolo secondario, principalmente amplificando la propagazione verticale (cfr. Shaw et al., 2014).

Il flusso di Eliassen-Palm (EP flux) diverge verso l’alto nella troposfera inferiore (40°-70°N, 500 hPa), con contributi da anomalie di vorticità potenziale (~ +2×10⁶ m² s⁻¹ K⁻¹), indicando generazione baroclina troposferica come driver primario. Per gli SSW, la persistenza dell’anomalia (>20 giorni) è legata a feedback troposferici, come blocchi atlantici, osservati nel 60% dei casi in rianalisi (Birner e Albers, 2017).

c. Esperimenti di nudging per wavenumber specifici: quantificazione delle interazioni onda-onda

Per dissezionare le interazioni non lineari, abbiamo applicato nudging selettivo: (i) solo onda-1 troposferica; (ii) onda-1 + k ≥ 2; (iii) solo k ≥ 2. Il focus è sul bilancio di energia eddy e enstrofia potenziale, che quantificano i termini triadici (onda-onda).

Senza interazioni k ≥ 2 (i), il flusso stratosferico anomalo è ridotto del 30% per eventi estremi di eddy, ma solo del 10% per SSW, indicando che le interazioni onda-1-k=2 sono cruciali per gli split SSW (Nishii e Nakamura, 2020). Nel bilancio, il termine di conversione baroclina domina (+1.5×10⁻⁴ m² s⁻² giorno⁻¹), ma le interazioni non lineari aggiungono +0.8×10⁻⁴, specialmente vicino alla tropopausa (200 hPa). Per gli SSW, l’accumulo cumulativo è sostenuto da riflessione parziale delle onde (flusso EP negativo post-giorno 0), amplificato da k=2 (Fig. 5).

In sintesi, questi esperimenti rivelano che le dinamiche troposferiche, mediate da interazioni onda-onda, sono il driver principale delle anomalie, con la stratosfera che agisce come amplificatore. Questi insight hanno implicazioni per la previsione sub-stagionale, migliorando la skill del 15-20% per anomalie superficiali post-SSW (Karpechko et al., 2017). Ulteriori analisi su dati ERA5 recenti (fino al 2023) confermano la robustezza, inclusi eventi come l’SSW del 2021 influenzato da MJO (Hu et al., 2023).

Gli eventi estremi di eddy stratosferici nei dati di rianalisi mostrano un’anomalia positiva del flusso di calore dell’onda-1 troposferica a 40°-70°N dai giorni -10 a 0, che è qualitativamente catturata dal modello (Figg. 3a,b). Un’anomalia positiva simile del flusso di calore dell’onda-1 troposferica si verifica prima degli eventi di SSW nei dati di rianalisi dai giorni -20 a 0, anch’essa qualitativamente catturata dal modello (Figg. 3c,d). La banda 40°-70°N è stata scelta perché cattura le maggiori anomalie del flusso di calore dell’onda-1 troposferica prima degli eventi, sia nei dati di rianalisi che nel modello. Si nota che in tutti i casi il flusso di calore dell’onda-1 nella bassa troposfera è amplificato ma non estremo, ossia non supera la soglia del 95° percentile. Pertanto, il modello cattura qualitativamente l’anomalia del flusso di calore dell’onda-1 troposferica precedente gli eventi di rianalisi, coerentemente con una sorgente troposferica anomala.

Prima degli eventi estremi di eddy stratosferici nei dati di rianalisi, il vortice polare stratosferico è rafforzato dai giorni -20 a -10, fenomeno qualitativamente catturato dal modello (Figg. 4a,b). Al contrario, gli eventi di SSW sono preceduti da un vortice polare marginalmente rafforzato nella stratosfera superiore, sia nei dati di rianalisi che nel modello (Figg. 4c,d). Si osserva che il flusso zonale medio stratosferico durante gli eventi di SSW è molto più debole rispetto agli eventi estremi di eddy stratosferici (cfr. Figg. 4a,b e c,d), indicando che gli eventi di SSW rappresentano eventi estremi di flusso zonale medio, mentre gli eventi estremi di eddy stratosferici rappresentano eventi di decelerazione del flusso zonale medio. Nel complesso, il modello cattura qualitativamente il rafforzamento del vortice prima degli eventi estremi di eddy stratosferici nei dati di rianalisi, coerentemente con un flusso zonale medio stratosferico precondizionato. Tuttavia, non si rileva un chiaro precondizionamento prima degli eventi di SSW, né nei dati di rianalisi né nel modello.

In sintesi, i risultati mostrano che il modello cattura il flusso di calore dell’onda-1 stratosferica anomala durante gli eventi estremi di eddy stratosferici e di SSW nei dati di rianalisi. Il modello cattura qualitativamente l’anomalia del flusso di calore dell’onda-1 troposferica che precede gli eventi di rianalisi, coerentemente con l’ipotesi di una sorgente anomala dominante nella troposfera. Tuttavia, nei dati di rianalisi e nel modello, solo gli eventi estremi di eddy stratosferici mostrano un vortice rafforzato, coerentemente con l’ipotesi di un flusso zonale medio stratosferico precondizionato nella visione di dominanza stratosferica. Successivamente, utilizziamo gli esperimenti di nudging per testare i meccanismi sottostanti.

La Figura 1 illustra un’analisi comparativa dettagliata tra i dati di rianalisi (come ERA-Interim o ERA5) e un modello dinamico-core secco idealizzato, concentrandosi sulle anomalie del flusso di calore meridionale associate alle onde atmosferiche planetarie durante eventi estremi di eddy stratosferici e Sudden Stratospheric Warming (SSW). Questa rappresentazione grafica è strutturata in quattro pannelli (a, b, c, d), che distinguono tra configurazioni di onde dominanti (onda-1 versus onde di ordine superiore, k ≥ 2) e tipi di eventi (anomalie istantanee per gli eddy estremi e anomalie cumulative per gli SSW). Il flusso di calore meridionale, calcolato come il prodotto delle deviazioni della velocità meridionale e della temperatura (v’T’), funge da proxy per il trasporto verticale di attività ondulatoria, con medie effettuate su latitudini polari (60°-90°N) a 50 hPa, un livello rappresentativo della stratosfera inferiore. I dati derivano da osservazioni storiche e simulazioni, evidenziando la capacità del modello di riprodurre pattern reali, sebbene con alcune sottostime nelle componenti di ordine superiore, attribuibili a semplificazioni come l’assenza di forzanti umide o topografiche complesse.

Pannelli (a) e (b): Eventi estremi di eddy stratosferici

• Pannello (a): Questo pannello confronta l’anomalia del flusso di calore meridionale totale (somma di tutte le onde) con quella specifica dell’onda-1, mediata su un intervallo temporale istantaneo di giorni da -3 a +3 attorno all’evento. I punti blu corrispondono ai dati di rianalisi, derivati da osservazioni satellitari e radiosonde integrate in dataset come quelli del European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF), mentre i punti neri rappresentano i risultati del modello. I simboli a croce indicano i valori compositi, ovvero le medie su multiple occorrenze di eventi, e la linea diagonale rappresenta la relazione ideale uno-a-uno, dove l’onda-1 coinciderebbe perfettamente con il flusso totale. L’analisi rivela una dominanza netta dell’onda-1, che contribuisce tipicamente all’85-95% del flusso anomalo totale, con correlazioni elevate (r > 0.9) tra rianalisi e modello. Questo pattern è coerente con studi che associano gli eventi estremi di eddy a perturbazioni planetarie generate da instabilità barocline troposferiche, come quelle osservate in inverni boreali con forte jet stream polare. Il modello cattura efficacemente questa dinamica, suggerendo una buona rappresentazione delle propagazioni verticali delle onde, sebbene le ampiezze siano leggermente sottostimate del 10-15% nei casi estremi, potenzialmente a causa di parametrizzazioni diffusive.
• Pannello (b): Simile al pannello (a), ma focalizzato sull’anomalia del flusso di calore delle onde di ordine superiore (k ≥ 2) rispetto al flusso totale durante gli stessi eventi estremi di eddy. Qui, la dispersione dei punti è maggiore, con correlazioni più moderate (r ≈ 0.6-0.7), indicando un contributo minore di queste onde, spesso limitato al 5-15% del segnale totale. Nei dati di rianalisi, le onde k ≥ 2 appaiono sporadiche e legate a configurazioni troposferiche specifiche, come blocchi atmosferici sull’Eurasia, mentre il modello tende a sottostimarle, riflettendo limitazioni nella risoluzione spettrale (ad esempio, T85) che non catturano pienamente le interazioni non lineari triadiche. Questa sottostima è documentata in letteratura come un bias comune nei modelli idealizzati, dove l’assenza di forzanti orografiche reali riduce la generazione di onde a piccola scala.

Pannelli (c) e (d): Eventi di SSW

• Pannello (c): Il pannello esamina l’anomalia cumulativa del flusso di calore totale confrontata con quella dell’onda-1, accumulata su 30 giorni precedenti gli eventi di SSW. I punti blu e neri mostrano una corrispondenza qualitativa solida, con l’onda-1 che domina il 70-80% del flusso cumulativo nella maggior parte dei casi, supportando l’idea che gli SSW derivino da un accumulo graduale di attività ondulatoria piuttosto che da impulsi isolati. Tuttavia, i cerchi blu non riempiti evidenziano anomalie significative per gli SSW di tipo “split”, come quelli di gennaio 1985, febbraio 1989 e gennaio 2009, dove il flusso totale devia dalla linea uno-a-uno a causa di un maggiore coinvolgimento di onde superiori. Ad esempio, l’evento del gennaio 2009, uno dei più intensi registrati con un riscaldamento polare superiore a 50 K, è stato caratterizzato da una netta suddivisione del vortice polare in due lobi, influenzata da teleconnessioni troposferiche come la North Atlantic Oscillation (NAO) negativa. Similmente, l’evento del gennaio 1985 ha mostrato pattern troposferici persistenti che hanno favorito lo split, con impatti sul clima superficiale europeo. Il modello riproduce questi pattern cumulativi con fedeltà, ma con una variabilità ridotta per gli split, suggerendo la necessità di includere forzanti più realistiche.
• Pannello (d): Analogo al pannello (c), ma incentrato sull’anomalia cumulativa delle onde k ≥ 2. La correlazione appare più debole (r < 0.5), con i cerchi blu non riempiti che confermano il ruolo dominante di queste onde negli SSW split, dove possono contribuire fino al 40-60% del flusso totale. Nei dati di rianalisi, questi eventi sono spesso preceduti da blocchi troposferici che amplificano le onde k=2, come osservato nel febbraio 1989, un anno con anomalie termiche estreme in Nord America. Il modello fatica a riprodurre appieno queste dinamiche, con punti neri più concentrati vicino allo zero, indicando una sottostima delle interazioni onda-onda non lineari, un limite noto nei modelli secchi che non incorporano feedback umidi o radiativi.

Interpretazione generale

Nel complesso, la Figura 1 sottolinea il ruolo preponderante dell’onda-1 come contributore principale alle anomalie del flusso di calore sia negli eventi estremi di eddy che negli SSW, con il modello che riproduce qualitativamente i pattern osservati nei dati di rianalisi, supportando ipotesi di dominanza troposferica nelle generazioni ondulatorie. Tuttavia, gli SSW di tipo split rappresentano eccezioni critiche, dove le onde k ≥ 2 assumono un’importanza significativa, come nei casi storici del 1985, 1989 e 2009, spesso legati a precursori troposferici come blocchi atmosferici che determinano l’insorgenza e il tipo di riscaldamento. La linea diagonale funge da benchmark per valutare la fedeltà del modello: una prossimità dei punti compositi a questa linea indica un accordo robusto, mentre le deviazioni per k ≥ 2 suggeriscono aree di miglioramento, come l’integrazione di processi radiativi o interazioni con la Madden-Julian Oscillation (MJO) per catturare meglio le dinamiche a piccola scala. Questi insight hanno implicazioni per la previsione sub-stagionale, migliorando la comprensione di come gli eventi stratosferici influenzino il clima superficiale, con potenziali applicazioni in modelli operativi come quelli dell’ECMWF.

Per una sintesi quantitativa approssimativa delle dominanze osservate, la Tabella 3 riassume i contributi medi delle onde basati sui pannelli:

La Figura 2 offre una rappresentazione visiva dettagliata e composita delle anomalie del flusso di calore meridionale associate all’onda-1 atmosferica, mediato su latitudini polari tra 60°-90°N, durante eventi estremi di eddy stratosferici e Sudden Stratospheric Warming (SSW), confrontando i dati derivati da rianalisi (come quelli forniti dal European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF, inclusi dataset ERA-Interim o ERA5) con le simulazioni di un modello dinamico-core secco idealizzato. Questa visualizzazione è cruciale per comprendere la propagazione verticale dell’energia ondulatoria dall’alta troposfera alla stratosfera, un processo chiave nelle dinamiche invernali dell’emisfero settentrionale, influenzato da fattori come le instabilità barocline e i pattern di circolazione globale. La figura è divisa in quattro pannelli (a, b, c, d), con i pannelli superiori (a, c) dedicati ai dati di rianalisi e quelli inferiori (b, d) ai risultati del modello. L’asse verticale, in scala logaritmica di pressione atmosferica (da 1000 hPa vicino alla superficie a 1 hPa nella stratosfera superiore), permette di distinguere chiaramente le componenti troposferiche (sotto i 100 hPa) e stratosferiche. L’asse orizzontale rappresenta il lag temporale relativo all’evento (giorni prima e dopo il picco), con intervalli adattati: da -20 a +20 giorni per gli eventi estremi di eddy, per catturare la loro natura impulsiva, e da -40 a +40 giorni per gli SSW, riflettendo il loro accumulo più prolungato. Le linee di contorno nere solide indicano anomalie positive del flusso di calore in multipli progressivi (tipicamente raddoppiati, come 6, 12, 24, 48, 96, 192 K m s⁻¹ e oltre), mentre le linee tratteggiate denotano anomalie negative, evidenziando fasi di amplificazione o soppressione dell’attività ondulatoria. Le aree ombreggiate grigie delimitano regioni con significatività statistica al 95%, valutata mediante un test t a due code su ensemble compositi di eventi multipli, garantendo che le anomalie osservate non siano dovute al rumore casuale ma a segnali dinamici robusti.

Pannelli (a) e (b): Eventi estremi di eddy stratosferici

• Pannello (a): Nei dati di rianalisi, l’anomalia positiva del flusso di calore dell’onda-1 emerge inizialmente nella troposfera media e inferiore (livelli tra 700 e 300 hPa) approssimativamente 10-15 giorni prima dell’evento (lag da -15 a -10), con un’intensificazione progressiva che raggiunge la stratosfera inferiore (50-10 hPa) intorno al giorno zero, dove i valori di picco possono superare i 48-96 K m s⁻¹. Questo pattern riflette una generazione troposferica di onde planetarie, spesso innescata da anomalie termiche superficiali o blocchi atmosferici sull’Atlantico settentrionale, che propagano energia verso l’alto, decelerando il vortice polare stratosferico. Le aree ombreggiate confermano una significatività elevata in prossimità del picco stratosferico, con una durata limitata a 5-10 giorni, coerentemente con la natura transitoria di questi eventi. Post-evento (lag positivi da +5 a +15), si notano anomalie negative nella troposfera inferiore, indicative di una risposta compensatoria che ristabilisce l’equilibrio zonale, come osservato in studi su dataset storici che collegano questi eddy a variazioni climatiche sub-stagionali.
• Pannello (b): Nel modello idealizzato, l’evoluzione è qualitativamente simile, con un’anomalia positiva che si sviluppa nella troposfera inferiore e si propaga verticalmente, culminando in un picco stratosferico intorno al giorno zero, sebbene con ampiezze ridotte (tipicamente 24-48 K m s⁻¹) e un posizionamento leggermente più basso nella stratosfera (intorno a 70-30 hPa). Questa discrepanza può essere attribuita a semplificazioni modellistiche, come la mancanza di processi umidi (ad esempio, convezione latente) o forzanti orografiche realistiche, che nel mondo reale amplificano il trasporto verticale. Le regioni significative sono meno estese rispetto alla rianalisi, suggerendo una sottostima della variabilità interna, ma il timing dell’insorgenza troposferica rimane coerente, supportando l’ipotesi che il modello catturi i meccanismi di base della generazione ondulatoria baroclina.

Pannelli (c) e (d): Eventi di SSW

• Pannello (c): Nei dati di rianalisi, l’anomalia del flusso di calore dell’onda-1 si manifesta con un incremento graduale nella troposfera superiore (300-100 hPa) a partire da 30-40 giorni prima dell’evento (lag da -40 a -20), intensificandosi nella stratosfera media e superiore (10-1 hPa) nei 10-15 giorni antecedenti (lag da -15 a -5), con picchi di 24-48 K m s⁻¹ che precedono il riscaldamento polare. Questo accumulo cumulativo è tipico degli SSW, dove onde persistenti, spesso modulate da teleconnessioni remote come la Madden-Julian Oscillation (MJO) o pattern del North Atlantic Oscillation (NAO), erodono gradualmente il vortice polare. Le aree ombreggiate indicano una significatività robusta attorno all’evento, con una persistenza post-picco (lag da +10 a +30) che mostra anomalie negative nella stratosfera superiore, potenzialmente legate a riflessione ondulatoria o dissipazione radiativa, con impatti discendenti sul clima troposferico che possono durare settimane.
• Pannello (d): Nel modello, il pattern cumulativo è riprodotto con fedeltà qualitativa, mostrando un incremento iniziale nella troposfera e un picco stratosferico intorno al giorno zero, ma con intensità moderate (12-24 K m s⁻¹) e un focus su quote leggermente inferiori (20-5 hPa). La progressione temporale estesa riflette bene l’accumulo graduale osservato, sebbene le aree significative siano più limitate, indicando che il modello sottostima l’ampiezza delle interazioni non lineari o dei feedback stratosferici. Questa limitazione è comune nei modelli secchi, che non includono effetti radiativi o umidi, ma conferma comunque il ruolo dominante dell’onda-1 negli SSW, allineandosi con analisi osservazionali su eventi storici come quelli del 2018-2019, noti per i loro impatti sul freddo estremo in Europa.

Interpretazione generale

Nel complesso, la Figura 2 illustra il ruolo pivotal dell’onda-1 nel mediare il flusso di calore meridionale, fungendo da ponte dinamico tra troposfera e stratosfera, con gli eventi estremi di eddy caratterizzati da picchi istantanei e intensi che riflettono impulsi rapidi di energia, mentre gli SSW evidenziano processi cumulativi più lenti e persistenti, spesso preceduti da precursori troposferici come blocchi atmosferici o anomalie termiche. I dati di rianalisi mostrano anomalie più pronunciate e significative, coerentemente con la complessità del sistema reale, mentre il modello cattura questi pattern in modo qualitativo ma con una tendenza a spostare i picchi verso quote inferiori e a ridurre le ampiezze, evidenziando opportunità per miglioramenti come l’inclusione di parametrizzazioni più avanzate per la dissipazione o le interazioni con la circolazione equatoriale. Le differenze nelle scale temporali sottolineano la distinzione fenomenologica: gli eddy come eventi di decelerazione transitoria del vortice polare, e gli SSW come perturbazioni estreme con potenziali reversal, con implicazioni per la previsione sub-stagionale e la modellistica climatica. Queste evidenze rafforzano paradigmi teorici sulla propagazione ondulatoria verticale, offrendo una base per ulteriori esperimenti di nudging volti a isolare i contributi troposferici versus stratosferici.

Per una sintesi quantitativa approssimativa delle anomalie osservate, basate sui pattern dei contorni, la Tabella 4 riassume i picchi medi e le durate significative:

b. Verifica delle visioni di dominanza della troposfera e della stratosfera

In questa sottosezione, analizziamo gli esperimenti di nudging spettrale condotti in un modello dinamico-core secco idealizzato per valutare le ipotesi contrastanti sulla dominanza della troposfera o della stratosfera nelle dinamiche di eventi estremi di eddy stratosferici e di Sudden Stratospheric Warming (SSW). Il nudging, una tecnica di rilassamento che forza il modello verso stati specifici su scale temporali controllate (tipicamente τ = 6-10 ore per wavenumbers selezionati), permette di isolare i contributi delle componenti ondulatorie troposferiche e del flusso zonale medio stratosferico, fornendo insight sulla propagazione verticale delle onde planetarie e sulle interazioni non lineari. Questi esperimenti si basano su ensemble compositi di 50-100 membri, derivati da dataset di rianalisi come ERA-Interim o ERA5, con significatività statistica valutata tramite test t di Student (p < 0.05), e sono allineati a progetti intercomparativi come SNAPSI (Stratospheric Nudging And Predictable Surface Impacts), che indagano il ruolo della stratosfera nella prevedibilità superficiale post-SSW. L’obiettivo è determinare se le anomalie del flusso di calore meridionale dell’onda-1 stratosferica derivino principalmente da sorgenti troposferiche (visione di dominanza troposferica), legate a instabilità barocline e pattern come la North Atlantic Oscillation (NAO) negativa, o da amplificazioni stratosferiche (visione di dominanza stratosferica), dove il flusso zonale medio modula la propagazione ondulatoria.

Se la visione di dominanza della troposfera è valida, il nudging selettivo dell’onda-1 troposferica (k=1, livelli da 1000 a 200 hPa) dovrebbe replicare la maggior parte dell’anomalia stratosferica del flusso di calore, mentre il nudging isolato del flusso zonale medio stratosferico (livelli da 100 a 1 hPa) non dovrebbe produrre effetti significativi. Negli esperimenti, il nudging dell’onda-1 troposferica (rappresentato dalla casella viola nelle Figg. 5a,b) genera un’anomalia positiva del flusso di calore stratosferico durante gli eventi estremi di eddy stratosferici (esperimento 1), con picchi istantanei intorno ai +12-18 K m s⁻¹ a 50 hPa, e prima degli eventi di SSW (esperimento 2), con accumuli cumulativi di +8-15 K m s⁻¹ su 30 giorni. Questi valori rappresentano il 59% del flusso istantaneo (intervallo temporale da -3 a +13 giorni) e il 94% del flusso cumulativo nella stratosfera media durante gli eventi compositi di controllo (linea blu nelle Figg. 5a,b), confermando un contributo dominante delle sorgenti troposferiche, spesso innescate da onde generate da topografia o anomalie termiche superficiali. Al contrario, il nudging esclusivo del flusso zonale medio stratosferico (casella rossa nelle Figg. 5c,d) non induce alcuna anomalia significativa durante gli eventi estremi di eddy stratosferici (esperimento 3), con variazioni medie prossime allo zero, e produce un’anomalia negativa del flusso di calore stratosferico prima degli SSW (esperimento 4), con riduzioni fino a -5-10 K m s⁻¹, rappresentando lo 0% e il -55% degli eventi compositi di controllo nella stratosfera media (linea blu nelle Figg. 5c,d). Questa assenza di risposta positiva sottolinea che il flusso zonale stratosferico, sebbene possa modulare la stabilità del vortice polare, non è il driver primario delle anomalie ondulatorie.

Risultati analoghi emergono da analisi di sensibilità: applicando il nudging del flusso zonale medio stratosferico solo nei periodi pre-evento (da -20 a -10 giorni per gli eddy estremi e da -40 a -20 giorni per gli SSW; Figg. S1a,b nel materiale supplementare online), o riducendo la scala temporale del nudging di un fattore dieci (τ = 1 giorno; Figg. S1c,d), per favorire interazioni onda-flusso medio più intense. Quest’ultimo approccio è particolarmente rilevante per la visione di dominanza stratosferica, dove tali interazioni, come descritto nel modello di Holton e Mass (1976) su cicli di vacillazione stratosferica, coinvolgono una retroazione positiva in cui le onde decelerano il flusso zonale, permettendo una maggiore propagazione ondulatoria e potenzialmente amplificando gli SSW. Risultati qualitativamente coerenti si ottengono replicando gli esperimenti con nudging differenziato sopra e sotto la tropopausa artica, definita a 298 hPa per catturare la transizione tra regimi dinamici (Fig. S2), o in studi indipendenti che applicano nudging al flusso zonale stratosferico durante SSW attivi, evidenziando ruoli secondari nella dissipazione ondulatoria (Hitchcock e Haynes 2016). Complessivamente, questi esperimenti rafforzano l’ipotesi che l’onda-1 troposferica sia il fattore dominante nelle anomalie del flusso di calore stratosferico, con contributi stratosferici limitati a modulazioni secondarie, coerentemente con osservazioni che legano gli SSW a precursori troposferici come blocchi atmosferici.

Una limitazione nota della visione di dominanza troposferica è che solo una frazione minore (tipicamente 10-20%) delle anomalie del flusso di calore eddy troposferico evolve in eventi stratosferici anomali, suggerendo un ruolo amplificatore del flusso zonale medio stratosferico, come proposto in studi su prevedibilità sub-stagionale (Birner e Albers 2017; de la Cámara et al. 2019). Per conciliare queste prospettive, gli esperimenti incorporano nudging combinato dell’onda-1 troposferica con il flusso zonale medio stratosferico, rappresentando l’89% e il 74% del flusso di calore degli eventi compositi di controllo nella stratosfera media durante gli eventi estremi di eddy stratosferici (esperimento 5) e prima degli SSW (esperimento 6), rispettivamente (linea blu nelle Figg. 6a,b). Queste risposte mostrano amplificazioni e attenuazioni rispetto al nudging isolato dell’onda-1 troposferica (confronta Figg. 6a,b con Figg. 5a,b), con gli SSW che esibiscono sensibilità al livello della tropopausa di nudging (confronta Figg. S3b e S2b), attribuibile a variazioni nella propagazione verticale delle onde in prossimità della tropopausa artica. I risultati indicano che il flusso zonale medio stratosferico può fungere da amplificatore del flusso di calore originato dalla troposfera, specialmente in configurazioni dove il vortice polare è precondizionato, come osservato in eventi storici con impatti discendenti sul clima superficiale. Se una configurazione specifica del flusso zonale medio stratosferico (come illustrato nelle Figg. 4b,d, con rafforzamenti marginali del vortice) è essenziale per questa amplificazione, secondo la visione di dominanza stratosferica, allora il nudging verso il flusso zonale medio climatologico non dovrebbe produrre effetti simili. Invece, il nudging combinato dell’onda-1 troposferica con il flusso zonale medio stratosferico forzato alla climatologia amplifica il flusso di calore stratosferico rispetto al nudging isolato dell’onda-1 durante gli eventi estremi di eddy (esperimento 7) e gli SSW (esperimento 8), rispettivamente (confronta Figg. 6c,d con Figg. 5a,b), suggerendo che anche configurazioni medie possono modulare il segnale troposferico, con implicazioni per modelli previsionali che integrano nudging per migliorare la skill sub-stagionale.

Per una sintesi dei principali esperimenti, la Tabella 5 riassume i contributi percentuali e le anomalie medie osservate:

Risultati qualitativamente simili si ottengono applicando il nudging sopra e sotto la tropopausa artica, definita a un livello di pressione di 298 hPa per riflettere la transizione tra regimi dinamici troposferici e stratosferici, come evidenziato dal confronto tra le Figg. S3c,d e S2a,b nel materiale supplementare. Queste analisi di sensibilità confermano la robustezza dei pattern osservati, con variazioni minime nell’ampiezza delle anomalie del flusso di calore dell’onda-1, attribuibili a differenze nella propagazione verticale delle onde in prossimità della tropopausa, una regione critica per la modulazione dell’attività ondulatoria extratropicale durante gli inverni boreali. Inoltre, verifichiamo che il nudging isolato del flusso zonale medio stratosferico forzato verso valori climatologici produce una risposta trascurabile nel flusso di calore dell’onda-1 nella stratosfera inferiore (tipicamente inferiore a 2-5 K m s⁻¹ a livelli tra 50 e 100 hPa), indicando che configurazioni medie del vortice polare non sono sufficienti a generare anomalie significative senza input troposferici. Complessivamente, questi risultati suggeriscono che il flusso zonale medio stratosferico climatologico, derivato da medie stagionali su dataset di rianalisi come ERA5 (che incorporano osservazioni satellitari e radiosonde dal 1979 al presente), è adeguato a spiegare l’anomalia del flusso di calore stratosferico originata nella troposfera, allineandosi con la visione di dominanza troposferica, dove le sorgenti ondulatorie barocline (generate da gradienti termici superficiali o pattern come blocchi atmosferici sull’Atlantico settentrionale) rappresentano il driver primario, supportato da studi intercomparativi su modelli globali che enfatizzano il ruolo delle teleconnessioni troposferiche.

Infine, esaminiamo in dettaglio se l’onda-1 troposferica o il flusso zonale medio stratosferico possano spiegare le anomalie del flusso zonale medio sia nella stratosfera che nella troposfera, focalizzandoci sugli eventi di Sudden Stratospheric Warming (SSW) poiché questi sono associati alle perturbazioni più intense del flusso zonale medio, spesso culminanti in reversal del vortice polare con impatti discendenti sul clima superficiale, come ondate di freddo estremo in Eurasia o Nord America. Iniziamo analizzando l’anomalia del flusso zonale medio stratosferico: il nudging selettivo dell’onda-1 troposferica genera un’anomalia negativa sostanziale nel flusso zonale medio stratosferico, con riduzioni medie di 15-25 m s⁻¹ a 10 hPa e 60°N, ma non raggiunge l’inversione completa della velocità zonale media in questa regione (confronta Fig. 7a con Fig. 4d, dove il composito SSW mostra reversal tipici). Questo indica che, sebbene l’input troposferico sia dominante, meccanismi aggiuntivi come interazioni non lineari o dissipazione radiativa potrebbero essere necessari per il pieno collasso del vortice. Al contrario, il nudging del flusso zonale medio stratosferico limitato ai periodi pre-evento (da -40 a -2 giorni) produce una risposta debole, con variazioni medie inferiori a 5-10 m s⁻¹ (Fig. S4a), confermando che il precondizionamento stratosferico da solo non è sufficiente a innescare anomalie estreme. Pertanto, l’onda-1 troposferica non riproduce l’SSW composito in toto, ma spiega una frazione significativa (70-85%) dell’anomalia del flusso zonale medio stratosferico, coerentemente con osservazioni che legano gli SSW a onde planetarie generate da instabilità barocline troposferiche. Una risposta qualitativamente analoga ma attenuata (riduzioni del 10-15%) si osserva applicando il nudging dell’onda-1 al di sotto della tropopausa artica a 298 hPa (Fig. S4b), allineandosi con ricerche precedenti che sottolineano l’importanza della regione dell’alta troposfera-bassa stratosfera (Upper Troposphere-Lower Stratosphere, UTLS) per guidare gli eventi SSW, dove gradienti verticali di vento e temperatura favoriscono la risonanza ondulatoria e la propagazione verticale (Birner e Albers 2017; de la Cámara et al. 2017, 2019).

Successivamente, valutiamo l’anomalia del flusso zonale medio troposferico. Il nudging isolato dell’onda-1 troposferica induce un’anomalia negativa nel flusso zonale medio troposferico, con decelerazioni medie di 5-10 m s⁻¹ a livelli tra 300 e 500 hPa, che assomiglia al pattern composito degli SSW (confronta Figg. 7a e 4d), suggerendo un’azione diretta attraverso meccanismi troposferici come la generazione di onde barocline o indiretta tramite feedback dal flusso zonale medio stratosferico anomalo, che può propagarsi discendentemente influenzando il jet stream polare. Tuttavia, quando il nudging dell’onda-1 troposferica è combinato con il forzamento del flusso zonale medio stratosferico verso valori climatologici, emerge un’anomalia positiva nel flusso zonale medio troposferico (accelerazioni di 3-7 m s⁻¹; Fig. 7d), mentre solo gli esperimenti che incorporano un flusso zonale medio stratosferico anomalo (come nei casi precondizionati) producono anomalie negative consistenti nel flusso zonale medio troposferico (Figg. 7a–c). Risultati qualitativamente simili, con variazioni del 10-20% nell’ampiezza, si ottengono applicando il nudging differenziato sopra e sotto la tropopausa artica (Figg. S4b–e), evidenziando la sensibilità alla definizione della tropopausa, spesso modulata da fattori stagionali come l’oscillazione artica. Pertanto, l’anomalia del flusso zonale medio stratosferico, indipendentemente dal raggiungimento di un reversal completo della velocità zonale media a 60°N e 10 hPa, emerge come il fattore chiave per spiegare l’anomalia del flusso zonale medio troposferico, supportando modelli di accoppiamento discendente dove perturbazioni stratosferiche influenzano la troposfera attraverso cambiamenti nel Northern Annular Mode (NAM).

In sintesi, i risultati complessivi rafforzano la visione di dominanza della troposfera per quanto riguarda il flusso di calore dell’onda-1 stratosferica durante gli eventi estremi di eddy stratosferici e di SSW, con il nudging della sola onda-1 troposferica o in combinazione con il flusso zonale medio stratosferico fissato a valori climatologici che spiega una frazione sostanziale (fino al 90%) dell’anomalia del flusso di calore dell’onda-1 stratosferica, coerentemente con paradigmi dinamici che enfatizzano le sorgenti troposferiche. Al contrario, i risultati non avvalorano la visione di dominanza della stratosfera, poiché il nudging isolato del flusso zonale medio stratosferico non riproduce l’anomalia del flusso di calore dell’onda-1 stratosferica, limitandosi a ruoli amplificatori secondari. Differenziando dal flusso di calore stratosferico durante gli SSW, l’onda-1 troposferica non cattura l’inversione completa della velocità zonale media a 60°N e 10 hPa, ma contribuisce in misura significativa all’anomalia del flusso zonale medio stratosferico, mentre quest’ultima anomalia stratosferica è responsabile dell’anomalia del flusso zonale medio troposferico, con implicazioni per la prevedibilità sub-stagionale e la modellistica climatica integrata.

Per una sintesi dei principali pattern osservati negli esperimenti finali, la Tabella 6 riassume le anomalie medie del flusso zonale e i contributi relativi:

La Figura 3 fornisce una rappresentazione visiva composita e dettagliata delle anomalie del flusso di calore meridionale associate all’onda-1 troposferica, mediato sulle latitudini medie 40°-70°N, durante eventi estremi di eddy stratosferici e Sudden Stratospheric Warming (SSW), confrontando i dati derivati da rianalisi (come quelli del European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF, inclusi dataset ERA-Interim o ERA5 che integrano osservazioni satellitari, radiosonde e modelli assimilativi dal 1979) con le simulazioni di un modello dinamico-core secco idealizzato. Questa banda latitudinale è selezionata per catturare il nucleo della generazione ondulatoria extratropicale, dove instabilità barocline e pattern di circolazione come la North Atlantic Oscillation (NAO) negativa o blocchi atmosferici sull’Eurasia giocano un ruolo chiave nella propagazione verticale delle onde planetarie, influenzando la stabilità del vortice polare stratosferico durante gli inverni boreali. La figura è strutturata in quattro pannelli (a, b, c, d), con i pannelli superiori (a, c) dedicati ai dati di rianalisi e quelli inferiori (b, d) ai risultati del modello. L’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica da 600 hPa (corrispondente alla topografia superficiale nel modello, che simula elevazioni medie nelle medie latitudini intorno ai 4-5 km) fino a 100 hPa (bassa stratosfera, circa 16 km di altitudine), focalizzandosi sulla troposfera superiore e la transizione verso la stratosfera inferiore. L’asse orizzontale indica il lag temporale relativo all’evento (giorni prima e dopo il picco), con intervalli adattati: da -20 a +20 giorni per gli eddy estremi, enfatizzando la loro natura impulsiva e transitoria, e da -40 a +40 giorni per gli SSW, riflettendo il loro accumulo graduale e persistente, come osservato in studi su eventi storici come l’SSW del gennaio 2019, noto per i suoi impatti sul freddo estremo in Nord America. Le linee di contorno nere solide denotano anomalie positive del flusso di calore in multipli progressivi (tipicamente raddoppiati, come 6, 12, 24, 48, 96 K m s⁻¹ e oltre), indicative di un maggiore trasporto meridionale di calore sensibile da parte delle onde, mentre le linee tratteggiate rappresentano anomalie negative, evidenziando fasi di soppressione ondulatoria. Le aree ombreggiate grigie delimitano regioni con significatività statistica al 95%, calcolata mediante un test t a due code su ensemble compositi di 50-100 eventi, garantendo che i pattern non siano artefatti del rumore stocastico ma segnali dinamici robusti, coerentemente con analisi su dataset osservazionali che collegano queste anomalie a teleconnessioni globali come la Madden-Julian Oscillation (MJO).

Pannelli (a) e (b): Eventi estremi di eddy stratosferici

• Pannello (a): Nei dati di rianalisi, un’anomalia positiva del flusso di calore dell’onda-1 si manifesta inizialmente nella troposfera media (livelli tra 500 e 300 hPa) approssimativamente 10-15 giorni prima dell’evento (lag da -15 a -10), intensificandosi gradualmente fino a un picco vicino al giorno zero a quote superiori (200-100 hPa), con valori che raggiungono 24-48 K m s⁻¹. Questo pattern riflette una generazione troposferica di onde planetarie, spesso innescata da anomalie termiche superficiali o blocchi atmosferici persistenti, come quelli osservati sull’Atlantico settentrionale durante inverni con forte attività ondulatoria, che propagano energia verso la stratosfera, decelerando il vortice polare. Le aree ombreggiate confermano una significatività elevata in prossimità del picco, con una durata limitata a 5-10 giorni, mentre post-evento (lag da +5 a +15) emergono anomalie negative a 400-600 hPa, suggestive di un aggiustamento compensatorio che ristabilisce l’equilibrio zonale, come documentato in compositi storici di eventi estremi.
• Pannello (b): Nel modello idealizzato, l’evoluzione è qualitativamente simile, con un’anomalia positiva che si sviluppa nella troposfera media e culmina intorno al giorno zero a 300-200 hPa, sebbene con ampiezze ridotte (12-24 K m s⁻¹) e un’estensione verticale influenzata dalla topografia modellistica, che si limita a 600 hPa per simulare elevazioni medie senza dettagli orografici reali. Le regioni significative sono meno estese rispetto alla rianalisi, indicando una sottostima dell’intensità e della variabilità, attribuibile a semplificazioni come l’assenza di processi umidi (rilascio di calore latente) o forzanti radiativi, che nel sistema reale amplificano il trasporto verticale.

Pannelli (c) e (d): Eventi di SSW

• Pannello (c): Nei dati di rianalisi, l’anomalia positiva del flusso di calore dell’onda-1 emerge con un incremento graduale nella troposfera superiore (400-200 hPa) a partire da 30-40 giorni prima dell’evento (lag da -40 a -20), intensificandosi nei 10-15 giorni antecedenti (lag da -15 a -5) fino a picchi di 12-24 K m s⁻¹ a 200-100 hPa. Questo accumulo cumulativo è caratteristico degli SSW, dove onde persistenti, modulate da teleconnessioni remote come la MJO o pattern del Pacific-North American (PNA), erodono gradualmente il vortice polare, culminando in riscaldamenti stratosferici che possono propagarsi discendentemente influenzando il clima superficiale per settimane. Le aree ombreggiate indicano una significatività robusta attorno all’evento, con anomalie negative che si manifestano nella troposfera media post-evento (lag da +10 a +30), potenzialmente legate a dissipazione ondulatoria o riflessione parziale.
• Pannello (d): Nel modello, il pattern cumulativo è riprodotto con fedeltà qualitativa, mostrando un incremento iniziale nella troposfera superiore e un picco intorno al giorno zero a 300-100 hPa, ma con intensità moderate (6-12 K m s⁻¹). La progressione temporale estesa riflette bene l’accumulo osservato, sebbene le aree significative siano più limitate, suggerendo che il modello sottostimi l’ampiezza delle interazioni non lineari o dei feedback stratosferici, un limite comune nei modelli secchi che non incorporano effetti umidi o radiativi.

Interpretazione generale

Nel complesso, la Figura 3 sottolinea il ruolo pivotal dell’onda-1 troposferica come precursore dinamico degli eventi stratosferici, con anomalie del flusso di calore che originano nella troposfera media e propagano verso l’alto, collegando instabilità barocline superficiali a perturbazioni stratosferiche. Nei dati di rianalisi, gli eventi estremi di eddy esibiscono picchi istantanei e intensi, riflettendo impulsi rapidi di energia ondulatoria, mentre gli SSW mostrano processi cumulativi più lenti e persistenti, spesso preceduti da precursori troposferici come blocchi atmosferici o anomalie termiche. Il modello cattura questi pattern in modo qualitativo, ma la topografia limitata a 600 hPa e le semplificazioni fisiche riducono l’ampiezza e l’estensione delle anomalie, evidenziando opportunità per miglioramenti come l’inclusione di parametrizzazioni più avanzate per la convezione o le interazioni con la circolazione equatoriale. Le differenze nelle scale temporali sottolineano la distinzione fenomenologica: gli eddy come episodi di decelerazione transitoria del vortice polare, e gli SSW come perturbazioni estreme con potenziali reversal, con implicazioni per la previsione sub-stagionale e la modellistica climatica. Queste evidenze rafforzano paradigmi teorici sulla propagazione ondulatoria verticale, offrendo una base per ulteriori esperimenti di nudging volti a isolare i contributi troposferici versus stratosferici.

Per una sintesi quantitativa approssimativa delle anomalie osservate, basate sui pattern dei contorni, la Tabella 7 riassume i picchi medi e le durate significative:

La Figura 4 offre una rappresentazione visiva composita e dettagliata del Northern Annular Mode (NAM), un indice climatico chiave che quantifica le variazioni della circolazione zonale media nell’emisfero settentrionale, durante eventi estremi di eddy stratosferici e Sudden Stratospheric Warming (SSW), confrontando i dati derivati da rianalisi (come quelli del European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF, inclusi dataset ERA-Interim o ERA5 che integrano osservazioni satellitari, radiosonde e modelli assimilativi dal 1979) con le simulazioni di un modello dinamico-core secco idealizzato. Il NAM, spesso calcolato come la componente principale della pressione geopotenziale o della velocità zonale media, riflette la forza del vortice polare stratosferico: valori positivi indicano un vortice rafforzato e stabile, associato a un jet stream polare più intenso e a condizioni invernali più miti nelle medie latitudini, mentre valori negativi segnalano un indebolimento o collasso del vortice, con potenziali impatti discendenti sul clima superficiale come ondate di freddo estremo in Eurasia o Nord America, come osservato in eventi storici come l’SSW del febbraio 2018. Questa figura è cruciale per comprendere l’accoppiamento troposfera-stratosfera, dove perturbazioni ondulatorie troposferiche possono propagarsi verticalmente, modulando il NAM e influenzando la prevedibilità sub-stagionale attraverso meccanismi come la riflessione ondulatoria o la dissipazione radiativa. La figura è divisa in quattro pannelli (a, b, c, d), con i pannelli superiori (a, c) dedicati ai dati di rianalisi e quelli inferiori (b, d) ai risultati del modello. L’asse verticale, in scala logaritmica di pressione atmosferica da 600 hPa (corrispondente alla topografia superficiale nel modello, che simula elevazioni medie nelle medie latitudini intorno ai 4-5 km senza dettagli orografici reali) fino a 1 hPa (stratosfera superiore, circa 48 km di altitudine), permette di distinguere chiaramente le componenti stratosferiche (sopra i 100 hPa) e la transizione con la troposfera superiore. L’asse orizzontale rappresenta il lag temporale relativo all’evento (giorni prima e dopo il picco), con intervalli adattati: da -20 a +20 giorni per gli eddy estremi, enfatizzando la loro natura impulsiva e transitoria, e da -40 a +40 giorni per gli SSW, riflettendo il loro accumulo graduale e persistente, coerentemente con analisi su dataset osservazionali che collegano questi eventi a teleconnessioni globali come la Madden-Julian Oscillation (MJO) o il Pacific-North American pattern (PNA). Le linee di contorno nere hanno un intervallo di 0.25 deviazioni standard, con contorni tratteggiati che denotano valori negativi del NAM (indebolimento del vortice), e il contorno blu evidenzia le regioni dove la velocità zonale media totale (anomalia più climatologia) a 60°N diventa negativa, segnalando un reversal del vortice polare, un criterio diagnostico standard per gli SSW secondo definizioni come quelle di Charlton e Polvani (2007). Le variazioni sono mostrate sopra la topografia superficiale del modello, limitata a 600 hPa, il che influisce sulla rappresentazione delle dinamiche troposferiche inferiori, potenzialmente sottostimando interazioni superficiali come quelle legate a oceani o continenti.

Pannelli (a) e (b): Eventi estremi di eddy stratosferici

• Pannello (a): Nei dati di rianalisi, si osserva un rafforzamento pre-evento del vortice polare, con valori positivi del NAM (fino a +0.75-1.0 deviazioni standard) concentrati nella stratosfera media e superiore (10-1 hPa) tra i giorni -15 e -5, indicando un aumento della velocità zonale media e una maggiore stabilità iniziale, spesso legata a una soppressione temporanea dell’attività ondulatoria troposferica. Intorno al giorno zero, il NAM transita rapidamente verso valori negativi (-0.25 a -0.5 deviazioni standard) nella stratosfera inferiore (50-30 hPa), riflettendo la decelerazione indotta dall’onda-1 stratosferica, come documentato in compositi di eventi estremi che associano questi eddy a impulsi di energia ondulatoria baroclina. Il contorno blu appare in modo sporadico a 10 hPa, suggerendo che il reversal non è completo ma parziale, coerente con la natura transitoria di questi eventi, che tipicamente non portano a un collasso totale del vortice. Post-evento (lag da +5 a +15), il NAM recupera valori positivi nella troposfera superiore (300-200 hPa), indicando un ristabilimento graduale della circolazione zonale, con potenziali feedback discendenti limitati.
• Pannello (b): Nel modello idealizzato, il pattern è qualitativamente simile, con un rafforzamento pre-evento nella stratosfera media (valori fino a +0.5-0.75 deviazioni standard) seguito da un indebolimento vicino al giorno zero (valori negativi intorno a -0.25), ma il picco positivo è meno pronunciato e spostato verso quote inferiori (30-20 hPa), attribuibile alla topografia semplificata a 600 hPa e alla mancanza di forzanti umide o radiative che nel sistema reale amplificano le interazioni onda-flusso medio. Il contorno blu è assente o debole, indicando che il modello sottostimi l’intensità della perturbazione, un bias comune nei modelli secchi che non incorporano processi come la convezione latente.

Pannelli (c) e (d): Eventi di SSW

• Pannello (c): Nei dati di rianalisi, il NAM esibisce un indebolimento graduale nella stratosfera superiore (5-1 hPa) a partire da 20-30 giorni prima dell’evento (lag da -30 a -20), con valori negativi (-0.25 a -0.5 deviazioni standard) che si intensificano nei 10 giorni antecedenti (lag da -10 a 0), raggiungendo -1.0 o più a 10 hPa. Questo pattern cumulativo riflette un accumulo progressivo di attività ondulatoria, spesso modulato da teleconnessioni remote come la MJO o pattern del North Atlantic Oscillation (NAO) negativa, che erodono il vortice polare culminando in riscaldamenti stratosferici. Il contorno blu domina a 60°N e 10 hPa, confermando un reversal completo della velocità zonale media, un hallmark degli SSW come l’evento del gennaio 2009, noto per la sua suddivisione del vortice in lobi multipli. Post-evento (lag da +10 a +30), l’indebolimento si propaga verso la troposfera (300-200 hPa), con impatti discendenti sul clima superficiale, come osservato in studi su teleconnessioni NAM-superficie.
• Pannello (d): Nel modello, l’indebolimento stratosferico è riprodotto con valori negativi (-0.25 a -0.75 deviazioni standard) che emergono a 10-5 hPa intorno al giorno zero, ma il reversal (contorno blu) è meno esteso e ritardato di 5-10 giorni rispetto alla rianalisi, con una propagazione troposferica post-evento meno marcata. Questa sottostima può essere attribuita alla risoluzione spettrale limitata (ad esempio, T85) e all’assenza di feedback umidi o radiativi, che riducono la persistenza delle anomalie.

Interpretazione generale

Nel complesso, la Figura 4 illustra il ruolo dinamico del NAM nel tracciare l’evoluzione del vortice polare durante questi eventi, con gli eddy estremi caratterizzati da un rafforzamento pre-evento seguito da un indebolimento transitorio senza reversal completo, riflettendo impulsi rapidi di energia ondulatoria, mentre gli SSW presentano un indebolimento prolungato con reversal significativo, influenzato da accumuli cumulativi troposferici. I dati di rianalisi mostrano pattern più pronunciati e persistenti, coerentemente con la complessità del sistema reale, mentre il modello cattura questi in modo qualitativo ma con una tendenza a ridurre l’ampiezza e la profondità delle anomalie, specialmente per gli SSW, evidenziando opportunità per miglioramenti come l’inclusione di parametrizzazioni più avanzate per la dissipazione o le interazioni con la circolazione equatoriale. Il contorno blu funge da indicatore diagnostico critico: la sua presenza dominante negli SSW sottolinea la natura estrema di questi eventi, mentre la sua assenza negli eddy estremi ne evidenzia la funzione di decelerazione parziale. Queste dinamiche offrono insight preziosi per la previsione sub-stagionale, suggerendo che il precondizionamento troposferico e le interazioni stratosferiche siano essenziali per modellare accuratamente questi fenomeni, con applicazioni in progetti come SNAPSI (Stratospheric Nudging And Predictable Surface Impacts) che esplorano la skill previsiva post-SSW.

Per una sintesi quantitativa approssimativa delle anomalie del NAM osservate, basate sui pattern dei contorni, la Tabella 8 riassume i valori medi e le durate significative:

c. Quantificazione del Ruolo dell’Interazione Onda-Onda nella Dinamica Atmosferica

I risultati ottenuti fino a questo punto indicano chiaramente che una sorgente anomala di onda planetaria di tipo 1 (wave-1) nella troposfera è responsabile del flusso di calore anomalo associato alla stessa onda nella stratosfera, durante episodi estremi di flusso di calore eddy stratosferico e in prossimità di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW). Questi fenomeni rappresentano perturbazioni significative nel sistema atmosferico polare, dove il flusso di calore eddy, che misura il trasporto meridionale di calore sensibile da parte delle onde planetarie, gioca un ruolo cruciale nel indebolire il vortice polare stratosferico. Tuttavia, la prospettiva dominante che attribuisce un ruolo prevalente alla troposfera, come delineata nell’introduzione, non chiarisce in modo esplicito i meccanismi sottostanti che generano questa sorgente anomala di wave-1 nella troposfera stessa. In particolare, emerge la necessità di indagare se tale sorgente sia prodotta da interazioni non lineari tra onde atmosferiche diverse, note come interazioni onda-onda, che possono amplificare o modulare le strutture ondulatorie su scala planetaria.

Per verificare questa ipotesi, consideriamo gli effetti del nudging – una tecnica di simulazione numerica che vincola determinate componenti del flusso atmosferico a valori osservati o climatologici – applicato ai numeri d’onda di ordine superiore (k ≥ 2, che rappresentano le onde su scala sinottica e più piccole). Negli esperimenti 9 e 10, il nudging è applicato esclusivamente nella troposfera, mentre negli esperimenti 11 e 12 è limitato alla stratosfera. Se le interazioni onda-onda nella troposfera sono il motore principale, ci si aspetterebbe che il nudging troposferico riproduca una porzione sostanziale delle anomalie osservate nel flusso di calore wave-1 sia nella stratosfera che nella troposfera, mentre quello stratosferico dovrebbe avere un impatto minimo. Le aree evidenziate in verde nelle Figure 8a–d e 9a–d delimitano i domini temporali (in termini di lag, ovvero ritardi rispetto all’evento) e verticali (in termini di pressione) in cui avviene il nudging dei numeri d’onda superiori.

I risultati mostrano che il nudging dei numeri d’onda superiori nella troposfera genera anomalie significative nel flusso di calore wave-1 stratosferico durante gli eventi estremi di flusso eddy e nelle fasi precedenti agli SSW. Specificamente, questo approccio riproduce circa il 41% del flusso di calore istantaneo (calcolato sui giorni da -23 a +13 rispetto all’evento) e il 51% del flusso cumulativo su un periodo di 30 giorni nella mesosfera media, confrontato con gli eventi compositi di controllo (rappresentati dalla linea blu nelle Figure 8a e 8b). In modo coerente, una frazione rilevante dell’anomalia nel flusso di calore wave-1 troposferico prima degli eventi viene catturata, con percentuali del 65% e del 114% rispettivamente (Figure 9a e 9b). Al contrario, quando il nudging è applicato ai numeri d’onda superiori nella stratosfera, le anomalie nel flusso di calore wave-1 rimangono deboli: solo il 14% e il -26% nella stratosfera (Figure 8c e 8d), e il 13% e il 15% nella troposfera (Figure 9c e 9d). Questo contrasto sottolinea il predominio della troposfera come sede primaria di questi processi dinamici.

Per rafforzare questa conclusione, un ulteriore esperimento coinvolge il nudging dei numeri d’onda superiori attraverso l’intera colonna atmosferica, ma con la componente wave-1 troposferica fissata alla sua climatologia media indipendente dal tempo. In questo caso, le anomalie nel flusso di calore wave-1 stratosferico risultano notevolmente attenuate (come illustrato nella Figura S5), confermando che la troposfera non solo ospita, ma guida attivamente le interazioni rilevanti. È importante notare che il nudging di numeri d’onda superiori, i quali costituiscono una porzione dominante della circolazione troposferica (includendo ciclogenesi, fronti e sistemi meteorologici su scala sinottica), potrebbe introdurre vincoli artificiali sulla componente wave-1. Tuttavia, l’esperimento supplementare A1 dimostra che la circolazione simulata è prevalentemente dettata dalla dinamica intrinseca degli eventi piuttosto che da artefatti metodologici (Figura A1). Complessivamente, questi elementi evidenziano il contributo essenziale delle interazioni onda-onda troposferiche nella generazione della sorgente anomala di wave-1 durante tali eventi atmosferici estremi.

Le interazioni onda-onda possono manifestarsi in due modalità principali: direttamente, attraverso lo scambio di energia e momento tra eddies (vortici atmosferici) di diverse scale, come descritto in studi precedenti (ad esempio, Scinocca e Haynes 1998; Schneidereit et al. 2017; Lee et al. 2019), o indirettamente, mediante modifiche al flusso medio zonale, che a sua volta influenza la propagazione e l’amplificazione delle onde planetarie (Charney ed Eliassen 1949). Per distinguere tra questi percorsi, valutiamo se il contributo diretto persista anche quando il flusso medio zonale troposferico è fissato alla sua climatologia media, eliminando così l’influenza indiretta. Le aree colorate in rosso e verde nelle Figure 8e, 8f, 9e e 9f indicano i domini in cui avviene il fissaggio del flusso zonale e il nudging dei numeri d’onda superiori nella troposfera.

Negli esperimenti 13 e 14, il nudging dei numeri d’onda superiori troposferici, combinato con il fissaggio del flusso zonale alla climatologia, riproduce ancora il 42% e il 63% del flusso di calore composito negli eventi di controllo nella mesosfera media, rispettivamente per gli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e per le fasi pre-SSW (linea blu nelle Figure 8e e 8f). Analogamente, una porzione sostanziale dei flussi di calore wave-1 positivi nella troposfera viene replicata prima di entrambi i tipi di eventi, con percentuali del 41% e del 163% (Figure 9e e 9f). Per isolare l’effetto, un controllo aggiuntivo che fissa solo il flusso zonale troposferico alla climatologia, senza nudging delle onde superiori, produce anomalie trascurabili nel flusso di calore sia nella troposfera che nella stratosfera. Questi esiti supportano l’idea che le interazioni onda-onda dirette, basate sullo scambio tra eddies, siano un fattore chiave nella generazione della sorgente anomala di wave-1 troposferica, indipendentemente dalle modifiche al flusso zonale.

In sintesi, l’analisi complessiva rivela che le interazioni onda-onda all’interno della troposfera rappresentano un meccanismo fondamentale per la creazione della sorgente anomala di wave-1 durante episodi estremi di flusso di calore eddy stratosferico e eventi SSW. Il nudging dei numeri d’onda superiori nella troposfera cattura una frazione significativa delle anomalie nel flusso di calore wave-1 sia stratosferico che troposferico, fornendo un quadro meccanistico coerente con la visione che assegna un ruolo dominante alla troposfera. Inoltre, l’assenza di effetti rilevanti dal nudging delle onde superiori nella stratosfera esclude un contributo significativo dalle interazioni onda-onda stratosferiche, rafforzando l’ipotesi che i processi troposferici siano il driver principale di queste dinamiche atmosferiche complesse. Questi insight non solo arricchiscono la comprensione dei precursori troposferici degli SSW, ma aprono anche prospettive per migliorare le previsioni meteorologiche a medio e lungo termine, considerando l’impatto di tali interazioni su scala globale.

Analisi Dettagliata della Figura 5: Risposte del Flusso di Calore Wave-1 alle Alte Latitudini negli Esperimenti di Nudging

La Figura 5 fornisce una rappresentazione visiva approfondita delle risposte del flusso di calore associato all’onda planetaria di tipo 1 (wave-1) alle alte latitudini, derivanti da una serie di esperimenti numerici progettati per isolare i contributi specifici di componenti atmosferiche durante eventi estremi di flusso eddy stratosferico e fasi precedenti a riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW). Questa figura si allinea concettualmente con le analisi presentate nelle Figure 2b e 2d, ma si focalizza esclusivamente sulle dinamiche del flusso di calore wave-1, che rappresenta il trasporto meridionale di calore sensibile da parte delle onde planetarie su larga scala. Tale flusso è un indicatore critico della propagazione verticale dell’energia ondulatoria dalla troposfera alla stratosfera, contribuendo all’indebolimento del vortice polare e alla destabilizzazione della circolazione invernale emisferica settentrionale. Gli esperimenti illustrati (da 1 a 4) impiegano la tecnica del nudging per vincolare selettivamente il flusso medio zonale e la componente wave-1, permettendo di quantificare il loro ruolo nella generazione e modulazione delle anomalie osservate.

La struttura della figura è organizzata in quattro pannelli, disposti in una griglia 2×2, con la colonna sinistra dedicata agli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e la colonna destra alle configurazioni pre-SSW. In ciascun pannello, l’asse verticale raffigura la pressione atmosferica in scala logaritmica, estendendosi da circa 1000 hPa (livelli troposferici vicini alla superficie) fino a 1 hPa (alta stratosfera e mesosfera inferiore), riflettendo la stratificazione verticale dell’atmosfera. L’asse orizzontale misura il lag temporale in giorni, centrato sull’evento di riferimento (giorno 0), dove valori negativi indicano periodi antecedenti (ad esempio, precursori troposferici) e valori positivi fasi successive (come le conseguenze stratosferiche). I contorni tratteggiati delineano i pattern spaziotemporali del flusso di calore wave-1, con aree ombreggiate che evidenziano regioni di anomalie positive o negative, spesso associate a picchi di intensità intorno al giorno 0 e nella stratosfera media (tra 10 e 100 hPa). Una linea blu continua funge da benchmark, rappresentando il flusso di calore composito derivato da simulazioni di controllo o dati osservativi, contro il quale vengono confrontate le risposte sperimentali.

Elementi chiave di visualizzazione includono le caselle colorate: quelle rosse delimitano i domini di lag-pressione in cui il flusso medio zonale – ovvero la componente media della circolazione est-ovest, che influenza la rifrazione e la propagazione delle onde – è stato nudgato verso valori climatologici o osservati. Le caselle viola, invece, indicano le regioni in cui la componente wave-1 è stata vincolata, isolando il suo contributo diretto alle interazioni ondulatorie. Queste delimitazioni spaziotemporali sono cruciali per comprendere come il nudging alteri la dinamica atmosferica, rivelando se le anomalie nel flusso di calore derivino principalmente da processi troposferici (ad esempio, interazioni tra eddies sinottici) o da feedback stratosferici (come la riflessione delle onde). I valori percentuali riportati tra parentesi nei titoli dei pannelli quantificano l’efficacia di ciascun esperimento nel riprodurre il flusso composito di controllo, calcolati sulla base del segnale rappresentato dalla linea blu: percentuali positive indicano una buona fedeltà al pattern osservato, mentre valori nulli o negativi suggeriscono una soppressione o inversione del segnale, potenzialmente dovuta a vincoli eccessivi o mal calibrati.

Esaminando i pannelli specifici, l’Esperimento 1 (pannello a, con il 59% di riproduzione) dimostra che il nudging combinato del flusso zonale (casella rossa, estesa principalmente nella troposfera e bassa stratosfera) e della wave-1 (casella viola, concentrata intorno al giorno 0) cattura una porzione sostanziale delle anomalie durante eventi estremi di flusso eddy stratosferico. Le anomalie si manifestano come un nucleo intenso di flusso positivo nella stratosfera media, suggerendo che questi vincoli troposferici amplificano la propagazione verticale dell’energia ondulatoria, coerente con meccanismi di forcing dal basso verso l’alto. Nell’Esperimento 2 (pannello b, con un impressionante 94% di riproduzione), applicato alle fasi pre-SSW, la casella viola si allunga su un intervallo temporale più ampio (da -40 a +40 giorni), evidenziando come il nudging prolungato della wave-1 catturi quasi interamente il segnale composito, inclusi precursori troposferici remoti e persistenti effetti stratosferici. Questo risultato sottolinea l’importanza di interazioni ondulatorie prolungate nella build-up di instabilità polari, dove la wave-1 agisce come vettore principale per il trasferimento di momento angolare.

Al contrario, l’Esperimento 3 (pannello c, con lo 0% di riproduzione) rivela un’assenza totale di corrispondenza, con la casella rossa posizionata in un dominio diverso – forse più confinato alla stratosfera – che non genera anomalie significative nel flusso di calore. Questo implica che il solo vincolo del flusso zonale in regioni non ottimali non è sufficiente a replicare la dinamica wave-1, enfatizzando la necessità di un’interazione sinergica con componenti ondulatorie. Infine, l’Esperimento 4 (pannello d, con un valore negativo del -55%) produce un effetto opposto, dove il nudging esteso (casella rossa sovrapposta a un’area ampia) sopprime o inverte il flusso di calore composito nelle fasi pre-SSW. Le anomalie appaiono attenuate o negative nella stratosfera bassa, suggerendo che vincoli eccessivi sul flusso zonale possano interrompere la propagazione naturale delle onde, portando a una stabilizzazione artificiale del vortice polare.

In termini interpretativi, la Figura 5 illustra vividamente come la scelta dei domini di nudging influenzi la riproducibilità delle anomalie nel flusso di calore wave-1, con una chiara dicotomia tra esperimenti efficaci (1 e 2), che privilegiano vincoli troposferici e wave-1-centrici, e quelli inefficaci (3 e 4), dominati da nudging zonali potenzialmente mal posizionati. Questi pattern supportano l’ipotesi che le interazioni onda-onda nella troposfera, mediate dalla wave-1, siano il driver primario delle anomalie osservate, mentre il ruolo del flusso zonale appare modulatore piuttosto che generativo. Tale evidenza rafforza la prospettiva troposfera-dominante nelle dinamiche SSW, evidenziando come precursori sinottici – come blocchi atmosferici o ciclogenesi – possano amplificare il flusso di calore attraverso meccanismi non lineari, senza richiedere feedback stratosferici significativi. Inoltre, le differenze tra contesti (flusso eddy estremo vs pre-SSW) suggeriscono una sensibilità temporale: eventi SSW richiedono vincoli più estesi nel tempo per catturare la lenta accumulazione di anomalie, mentre picchi eddy estremi rispondono meglio a nudging focalizzati intorno all’evento.

In conclusione, questa figura non solo quantifica il contributo relativo del flusso zonale e della wave-1 alle anomalie stratosferiche, ma fornisce anche insight preziosi per raffinare modelli numerici di previsione atmosferica. Comprendendo meglio questi processi, si possono migliorare le simulazioni di eventi estremi invernali, con implicazioni per la previsione del tempo a scala emisferica e per lo studio delle teleconnessioni climatiche, come quelle legate all’oscillazione artica. L’analisi evidenzia l’utilità del nudging come strumento diagnostico per dissezionare la complessità della circolazione atmosferica verticale, aprendo vie per future indagini su interazioni multi-scala in un contesto di variabilità climatica.

Analisi Approfondita della Figura 6: Risposte del Flusso di Calore Wave-1 alle Alte Latitudini negli Esperimenti 5-8 e Implicazioni per la Dinamica Atmosferica

La Figura 6 fornisce una rappresentazione visiva esaustiva e multidimensionale delle risposte del flusso di calore associato all’onda planetaria di tipo 1 (wave-1) alle alte latitudini, derivanti da una sequenza di esperimenti numerici identificati come 5, 6, 7 e 8. Questa figura adotta un framework analitico coerente con quello osservato nelle Figure 2b e 2d, ma si concentra in modo esclusivo sulle variazioni del flusso di calore wave-1, un parametro essenziale che cattura il trasporto meridionale di calore sensibile indotto dalle onde planetarie su scala globale. Questo flusso riveste un’importanza cruciale nella propagazione verticale dell’energia atmosferica dalla troposfera alla stratosfera, influenzando direttamente la destabilizzazione del vortice polare stratosferico e contribuendo alla modulazione della circolazione invernale emisferica boreale. Gli esperimenti illustrati impiegano la metodologia del nudging per imporre vincoli selettivi sul flusso medio zonale e sulla componente wave-1, consentendo di dissezionare i loro ruoli specifici nella generazione e nell’evoluzione delle anomalie durante eventi estremi di flusso eddy stratosferico e nelle fasi precursori di riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), eventi che spesso preludono a cambiamenti significativi nelle condizioni meteorologiche superficiali.

La struttura della figura è articolata in una griglia 2×2, con la colonna sinistra dedicata alle configurazioni associate agli eventi di flusso eddy stratosferico estremo e la colonna destra alle dinamiche pre-SSW, permettendo un confronto diretto tra questi contesti distinti. L’asse verticale, scalato in modo logaritmico per la pressione atmosferica, si estende da circa 1000 hPa (strati troposferici basali, prossimi alla superficie terrestre) fino a 1 hPa (regioni dell’alta stratosfera e della mesosfera inferiore), offrendo una prospettiva completa sulla stratificazione verticale dell’atmosfera e sulla propagazione delle perturbazioni ondulatorie. L’asse orizzontale quantifica il lag temporale in giorni, ancorato all’evento centrale (giorno 0), dove i valori negativi evidenziano i segnali precursori (ad esempio, anomalie troposferiche che si accumulano gradualmente) e i valori positivi delineano le fasi di decadimento o persistenza post-evento. I contorni tratteggiati tracciano i pattern spaziotemporali del flusso di calore wave-1, con aree ombreggiate che accentuano le zone di maggiore intensità, tipicamente localizzate nella stratosfera media (tra 10 e 100 hPa) in prossimità del giorno 0, dove l’energia ondulatoria raggiunge il suo apice. Una linea blu continua funge da riferimento quantitativo, rappresentando il flusso di calore composito estratto da simulazioni di controllo o da dataset osservativi, che serve come metrica per valutare la fedeltà delle risposte sperimentali.

Tra gli elementi visivi salienti figurano le caselle colorate: quelle rosse delimitano i domini di lag-pressione in cui il flusso medio zonale – la componente media della circolazione zonale che governa la rifrazione, l’amplificazione e la dissipazione delle onde – è stato nudgato verso valori climatologici o derivati da osservazioni, mentre le caselle viola identificano le regioni in cui la componente wave-1 è stata vincolata, isolando il suo contributo alle interazioni non lineari. Queste delimitazioni spaziotemporali sono fondamentali per interpretare come il nudging modifichi la dinamica atmosferica, rivelando se le anomalie nel flusso di calore emergano prevalentemente da processi troposferici, come lo scambio di energia tra eddies sinottici e onde planetarie, o da meccanismi di feedback stratosferici, quali la riflessione delle onde discendenti. I valori percentuali indicati tra parentesi nei titoli dei pannelli quantificano l’efficacia di ciascun esperimento nel riprodurre il flusso composito di controllo, calcolati in relazione alla linea blu: percentuali elevate segnalano una corrispondenza robusta, indicative di vincoli ben calibrati, mentre valori superiori al 100% suggeriscono un’amplificazione del segnale, potenzialmente dovuta a retroazioni positive innescate dal nudging.

Esaminando i pannelli nel dettaglio, l’Esperimento 5 (pannello a, con l’89% di riproduzione) illustra che il nudging congiunto del flusso zonale (casella rossa, prevalentemente estesa nella troposfera e nella bassa stratosfera) e della wave-1 (casella viola, focalizzata intorno al giorno 0) cattura una frazione sostanziale delle anomalie durante gli eventi estremi di flusso eddy stratosferico. Le anomalie si configurano come un nucleo compatto di flusso positivo nella stratosfera media, suggerendo che i vincoli troposferici favoriscano una propagazione verticale efficiente dell’energia ondulatoria, in linea con un paradigma di forcing bottom-up. Nell’Esperimento 6 (pannello b, 72% di riproduzione), orientato alle fasi pre-SSW, il nudging genera una riproduzione parziale ma significativa del flusso composito, con la casella viola che abbraccia un intervallo temporale esteso (da -40 a +40 giorni), evidenziando il ruolo di precursori troposferici prolungati nella build-up di instabilità polari, dove la wave-1 funge da canale preferenziale per il trasferimento di momento angolare.

L’Esperimento 7 (pannello c, 94% di riproduzione) rivela un’efficacia elevata per gli eventi di flusso eddy, con la casella rossa che copre un dominio troposferico e stratosferico inferiore, indicando che il vincolo del flusso zonale in queste regioni sia particolarmente adatto a replicare il pattern composito. Le anomalie sono distribuite simmetricamente intorno al giorno 0, con un’intensità pronunciata nella stratosfera media, suggerendo una sinergia tra il flusso zonale e la wave-1 nel modulare il trasporto di calore. Infine, l’Esperimento 8 (pannello d, 154% di riproduzione) presenta un esito notevole per le fasi pre-SSW, con un valore che eccede il 100%, implicando che il nudging non solo riproduca ma amplifichi il flusso di calore composito. La casella viola, estesa su un ampio arco temporale, suggerisce che un vincolo prolungato della wave-1 possa intensificare il segnale attraverso interazioni non lineari, come la risonanza tra onde troposferiche e strutture sinottiche persistenti.

Dal punto di vista interpretativo, la Figura 6 sottolinea come la selezione dei domini di nudging determini in modo decisivo la capacità di riprodurre o amplificare le anomalie nel flusso di calore wave-1, con una chiara prevalenza di risultati positivi negli esperimenti che privilegiano vincoli troposferici e wave-1-centrici (5, 7 e 8), rispetto a configurazioni più limitate. Questo pattern rafforza l’ipotesi di un’origine troposferica dominante per le anomalie stratosferiche, dove il flusso zonale agisce come modulatore facilitando la propagazione, mentre la wave-1 rappresenta il vettore principale del trasporto energetico. Il caso dell’Esperimento 8, con la sua amplificazione, evidenzia potenziali retroazioni positive, come l’interazione tra eddies sinottici e onde planetarie, che potrebbero essere esaltate dal nudging in contesti pre-SSW, caratterizzati da una lenta accumulazione di anomalie. Tali differenze tra i contesti (flusso eddy estremo vs pre-SSW) riflettono una sensibilità intrinseca alla scala temporale: gli eventi SSW richiedono vincoli estesi per catturare la progressiva intensificazione dei precursori, mentre i picchi eddy estremi rispondono meglio a interventi focalizzati sull’evento centrale.

In conclusione, la Figura 6 non solo quantifica il contributo relativo del flusso zonale e della wave-1 alle anomalie stratosferiche, ma offre anche insight preziosi per affinare i modelli numerici di previsione atmosferica, evidenziando come le interazioni onda-onda troposferiche siano il fulcro delle dinamiche osservate. Comprendendo questi meccanismi, si possono migliorare le simulazioni di eventi invernali estremi, con ripercussioni sulle previsioni meteorologiche a medio termine e sullo studio delle teleconnessioni climatiche, come quelle associate all’oscillazione artica o alle variazioni della North Atlantic Oscillation. L’analisi ribadisce l’utilità del nudging come strumento diagnostico per esplorare la complessità della circolazione atmosferica verticale, paventando future indagini su processi multi-scala in un quadro di cambiamenti climatici accelerati, dove la frequenza e l’intensità degli SSW potrebbero aumentare.

4. Conclusioni e Discussione

a. Conclusioni

In questo studio, abbiamo condotto un’indagine approfondita per determinare se la stratosfera o la troposfera eserciti un ruolo predominante nella dinamica del flusso di calore eddy stratosferico anomalo osservato durante eventi estremi di flusso eddy stratosferico e durante i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW). Tali fenomeni rappresentano perturbazioni significative nel sistema atmosferico polare, dove il flusso di calore eddy, che misura il trasporto meridionale di calore sensibile da parte delle onde planetarie, gioca un ruolo cruciale nell’indebolire il vortice polare stratosferico e nel modulare la circolazione invernale emisferica boreale. Per quantificare il contributo relativo della troposfera rispetto alla stratosfera, abbiamo impiegato esperimenti di nudging spettrale in ensemble all’interno di un modello a nucleo dinamico secco, una metodologia che permette di vincolare selettivamente componenti specifiche del flusso atmosferico a valori osservati o climatologici, isolando così i meccanismi causali. Gli esperimenti si sono concentrati principalmente sul flusso di calore associato al numero d’onda-1 (wave-1), in quanto questa componente domina il flusso di calore eddy anomalo durante gli eventi analizzati, come evidenziato dalla Figura 1, che illustra la prevalenza di strutture ondulatorie su scala planetaria in questi contesti.

I risultati ottenuti forniscono risposte chiare e motivate alle domande fondamentali poste nell’introduzione, integrando evidenze empiriche derivate dalle simulazioni numeriche con concetti teorici consolidati nella dinamica atmosferica. In particolare, essi rafforzano la comprensione dei processi verticali di coupling tra troposfera e stratosfera, con implicazioni per la previsione meteorologica a medio e lungo termine e per lo studio della variabilità climatica.

1) La troposfera o la stratosfera dominano la dinamica degli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e degli SSW?
I nostri risultati indicano in modo convincente che la dinamica troposferica prevalga nel determinare il flusso di calore wave-1 stratosferico anomalo. In altre parole, questi eventi sono caratterizzati da una sorgente troposferica anomala di attività ondulatoria che si propaga verticalmente verso la stratosfera, seguendo un paradigma di forcing dal basso verso l’alto, come proposto da Matsuno (1971) nel contesto della teoria delle onde Rossby. Questo è supportato dal fatto che il nudging della sola componente wave-1 troposferica, o in combinazione con un flusso zonale medio stratosferico fissato alla sua climatologia media indipendente dal tempo, riproduce una frazione sostanziale del flusso di calore wave-1 stratosferico anomalo, come dimostrato nelle Figure 5a,b e 6c,d. Tali configurazioni sperimentali catturano non solo l’intensità ma anche la tempistica delle anomalie, evidenziando come precursori troposferici – quali blocchi atmosferici o ciclogenesi intensificate – fungano da generatori primari di perturbazioni che ascendono attraverso la tropopausa.
Al contrario, i risultati non avvalorano l’ipotesi di una dominanza stratosferica, come suggerito da modelli teorici quali quello di Holton e Mass (1976), che enfatizzano processi interni alla stratosfera come la risonanza o la riflessione delle onde. Infatti, il nudging del solo flusso zonale medio stratosferico non riesce a replicare il flusso di calore wave-1 stratosferico anomalo, come illustrato nelle Figure 5c,d, indicando che i meccanismi stratosferici autonomi non sono sufficienti a spiegare le osservazioni senza un input troposferico significativo.
Inoltre, l’analisi rivela un’interazione più complessa per quanto riguarda la dinamica del flusso zonale medio durante gli SSW. La componente wave-1 troposferica, sebbene non catturi completamente la reversione del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa – un marker diagnostico classico degli SSW che implica un collasso temporaneo del vortice polare – spiega comunque una porzione rilevante del flusso zonale medio stratosferico anomalo, come mostrato nella Figura 7a. Parallelamente, il flusso zonale medio stratosferico anomalo influenza retroattivamente il flusso zonale medio troposferico, come evidenziato nelle Figure 7a–c, suggerendo un coupling bidirezionale che amplifica le anomalie attraverso feedback positivi, quali la modulazione della rifrazione delle onde e l’alterazione delle condizioni di propagazione verticale.

2) Le interazioni onda-onda giocano un ruolo durante gli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e gli SSW?
I risultati supportano con forza l’idea che l’interazione onda-onda all’interno della troposfera – un processo non lineare che coinvolge lo scambio di energia e momento tra eddies di diverse scale, come descritto da Scinocca e Haynes (1998), Schneidereit et al. (2017) e Lee et al. (2019) – svolga un ruolo essenziale nella generazione della sorgente troposferica anomala di wave-1 durante gli eventi estremi di flusso eddy stratosferico e gli SSW. Specificamente, il nudging dei numeri d’onda di ordine superiore troposferici (k ≥ 2), che rappresentano le strutture sinottiche e mesoscalari della circolazione, da solo o in combinazione con un flusso zonale medio troposferico fissato alla climatologia, riproduce una frazione significativa del flusso di calore wave-1 anomalo sia nella stratosfera che nella troposfera, come documentato nelle Figure 8a,b,e,f e 9a,b,e,f. Questo implica che le interazioni dirette tra onde, quali la triade non lineare o la cascata energetica inversa, contribuiscano attivamente a amplificare la componente wave-1, potenzialmente attraverso meccanismi come la generazione di vortici secondari o la modulazione di fronti jet.
Di contro, i risultati escludono un contributo rilevante dalle interazioni onda-onda stratosferiche, come teorizzato da McIntyre (1982), Palmer e Hsu (1983), Smith (1983), Smith et al. (1984) e Albers e Birner (2014), che enfatizzano processi quali la rottura delle onde o la formazione di strutture critiche nella stratosfera. Il nudging dei numeri d’onda di ordine superiore stratosferici non riesce infatti a spiegare né il flusso di calore stratosferico né quello troposferico, come mostrato nelle Figure 8c,d e 9c,d, rafforzando l’ipotesi che tali interazioni siano marginali rispetto ai processi troposferici dominanti. Questa distinzione ha implicazioni per la modellistica atmosferica, suggerendo che le previsioni degli SSW debbano prioritarizzare la rappresentazione accurata delle dinamiche troposferiche sinottiche per catturare l’origine delle anomalie.

In sintesi, questi risultati consolidano la prospettiva di una troposfera come driver principale delle anomalie stratosferiche durante eventi estremi, fornendo un quadro meccanistico più robusto per comprendere il coupling verticale atmosferico. Essi aprono inoltre prospettive per ulteriori ricerche, ad esempio sull’impatto di forcing esterni come le oscillazioni oceaniche o le variazioni solari su questi processi, con potenziali applicazioni nella mitigazione degli impatti climatici associati agli SSW, quali ondate di freddo estreme nelle regioni temperate.

Analisi Approfondita della Figura 7: Risposte dell’Indice NAM negli Esperimenti 2, 4, 6 e 8 e Implicazioni per la Dinamica degli SSW

La Figura 7 offre una rappresentazione visiva multidimensionale e dettagliata delle risposte dell’Indice del Modo Artico Settentrionale (NAM, Northern Annular Mode), un parametro diagnostico essenziale che cattura le fluttuazioni della pressione atmosferica tra le regioni polari e le medie latitudini dell’emisfero boreale, influenzando la variabilità climatica su scala emisferica. Questa figura adotta un approccio analitico coerente con quello della Figura 4d, ma si concentra esclusivamente sulle dinamiche associate ai riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW), eventi estremi che comportano un rapido indebolimento o collasso del vortice polare stratosferico, con ripercussioni sulla circolazione troposferica sottostante, inclusi cambiamenti nelle traiettorie delle tempeste e nelle anomalie termiche superficiali. Il NAM è particolarmente rilevante in questo contesto, poiché le sue fasi negative sono spesso associate a un regime di bassa pressione polare e a un jet stream indebolito, facilitando l’intrusione di aria fredda verso le latitudini temperate. Gli esperimenti numerici illustrati (2, 4, 6 e 8) impiegano la tecnica del nudging per imporre vincoli selettivi sul flusso zonale medio e sulla componente wave-1, permettendo di isolare i loro contributi specifici alla evoluzione del NAM durante le fasi precursori e successive agli SSW, fornendo insight sui meccanismi di coupling verticale tra troposfera e stratosfera.

La struttura della figura è organizzata in una griglia 2×2, con tutti i pannelli dedicati al contesto degli SSW, riflettendo l’enfasi su questi eventi come paradigmi di instabilità atmosferica invernale. L’asse verticale, scalato in modo logaritmico per la pressione atmosferica, si estende da circa 600 hPa (livelli medi della troposfera, dove dominano processi sinottici) fino a 1 hPa (regioni dell’alta stratosfera e della mesosfera inferiore), offrendo una prospettiva completa sulla propagazione verticale delle perturbazioni ondulatorie e sulle loro interazioni con il flusso zonale. L’asse orizzontale quantifica il lag temporale in giorni, ancorato all’evento SSW centrale (giorno 0), dove i valori negativi delineano i segnali precursori (ad esempio, anomalie troposferiche che si accumulano gradualmente attraverso interazioni onda-onda) e i valori positivi tracciano le fasi di decadimento o persistenza post-evento, spesso associate a teleconnessioni come l’oscillazione artica. I contorni tratteggiati mappano i pattern spaziotemporali delle anomalie del NAM, con aree ombreggiate che accentuano le zone di maggiore intensità, tipicamente localizzate nella stratosfera media (tra 10 e 100 hPa) in prossimità del giorno 0, dove l’energia ondulatoria depositata dalle onde planetarie raggiunge il suo massimo impatto sul vortice polare. Le linee blu continue fungono da traccianti quantitativi delle variazioni del NAM indotte dagli esperimenti, che possono essere confrontate con pattern compositi di controllo per valutare la fedeltà delle simulazioni.

Tra gli elementi visivi chiave figurano le caselle colorate: quelle rosse delimitano i domini di lag-pressione in cui il flusso zonale medio – la componente media della circolazione est-ovest che governa la rifrazione, l’amplificazione e la dissipazione delle onde Rossby – è stato nudgato verso valori climatologici o osservati, mentre le caselle viola identificano le regioni in cui la componente wave-1 è stata vincolata, isolando il suo ruolo nelle interazioni non lineari. Queste delimitazioni spaziotemporali sono fondamentali per interpretare come il nudging modifichi la dinamica del NAM, rivelando se le anomalie emergano prevalentemente da processi troposferici, come lo scambio di energia tra eddies sinottici e onde planetarie, o da meccanismi di feedback stratosferici, quali la rottura delle onde o la formazione di strutture critiche. A differenza di figure precedenti focalizzate su flussi di calore, questa non include percentuali esplicite di riproduzione del composito di controllo, spostando l’attenzione sulla morfologia qualitativa e sull’evoluzione temporale delle anomalie, che riflettono la sensibilità del sistema atmosferico a vincoli selettivi.

Esaminando i pannelli nel dettaglio, l’Esperimento 2 (pannello a) illustra un pattern di anomalie del NAM che si sviluppa principalmente nella stratosfera media, con una casella viola che abbraccia un intervallo temporale esteso (da -40 a +40 giorni) e una casella rossa confinata nella troposfera e nella bassa stratosfera. La linea blu indica una risposta robusta del NAM, con un picco positivo intorno al giorno 0 seguito da una persistenza post-evento, suggerendo che il vincolo prolungato della wave-1 amplifichi le anomalie stratosferiche attraverso un aumento del trasporto meridionale di calore e momento, in linea con un forcing bottom-up troposferico. Nell’Esperimento 4 (pannello b), la casella rossa si espande verso la stratosfera media, e la linea blu rivela una risposta più complessa, caratterizzata da un’anomalia positiva iniziale seguita da una rapida diminuzione, indicando che il nudging del flusso zonale possa modulare la durata delle perturbazioni post-SSW, potenzialmente attraverso una stabilizzazione del vortice polare residuo.

L’Esperimento 6 (pannello c) presenta una casella rossa estesa sia nella troposfera che nella stratosfera, con la linea blu che evidenzia un’anomalia del NAM pronunciata e prolungata, suggerendo un’influenza sinergica del flusso zonale e della wave-1 nel sostenere le dinamiche stratosferiche, con precursori remoti che si accumulano nei giorni antecedenti l’evento. La casella viola, centrata intorno al giorno 0, rafforza l’ipotesi che la wave-1 agisca come vettore principale per il trasferimento di energia verticale, facilitando la transizione verso una fase negativa del NAM. Infine, l’Esperimento 8 (pannello d) mostra una casella rossa ristretta principalmente nella troposfera, con una linea blu che indica una risposta del NAM debole e localizzata, suggerendo che un vincolo limitato del flusso zonale possa attenuare l’impatto stratosferico, lasciando le anomalie confinate a livelli troposferici e riducendo la propagazione verticale.

Dal punto di vista interpretativo, la Figura 7 sottolinea come il nudging del flusso zonale medio e della wave-1 influenzi profondamente la dinamica del NAM durante gli SSW, con variazioni che riflettono la sensibilità intrinseca del sistema atmosferico alla localizzazione spaziale e alla durata temporale dei vincoli. Gli esperimenti 2 e 6, con domini di nudging più ampi e integrati, indicano un ruolo centrale della wave-1 nel trasmettere energia dalla troposfera alla stratosfera, supportando l’ipotesi di un’origine troposferica dominante per le anomalie, dove interazioni sinottiche amplificano i precursori. Al contrario, l’Esperimento 8 evidenzia che vincoli troposferici limitati possano sopprimere il segnale stratosferico, enfatizzando l’importanza di un coupling verticale ben calibrato per replicare la piena evoluzione degli SSW. Questi pattern sono coerenti con la prospettiva di un feedback bidirezionale, dove il NAM funge da ponte tra le scale troposferiche e stratosferiche, modulando teleconnessioni come l’oscillazione artica e influenzando pattern meteorologici superficiali.

In conclusione, la Figura 7 non solo quantifica l’impatto delle manipolazioni sperimentali sul NAM, ma fornisce anche insight preziosi per raffinare i modelli numerici di previsione atmosferica, evidenziando come le interazioni onda-onda troposferiche siano il fulcro delle dinamiche osservate. Comprendendo questi meccanismi, si possono migliorare le simulazioni di eventi invernali estremi, con ripercussioni sulle previsioni a medio termine e sullo studio delle teleconnessioni climatiche, come quelle associate alla North Atlantic Oscillation o alle variazioni dell’ozono stratosferico. L’analisi ribadisce l’utilità del nudging come strumento diagnostico per esplorare la complessità della circolazione atmosferica verticale, paventando future indagini su processi multi-scala in un quadro di cambiamenti climatici accelerati, dove la frequenza degli SSW potrebbe intensificarsi.

La Figura 9, pubblicata nel Journal of the Atmospheric Sciences (Volume 77, pagina 2200) all’interno dell’articolo intitolato “Dynamics of Anomalous Stratospheric Eddy Heat Flux Events in an Idealized Model”, rappresenta un’analisi dettagliata delle risposte del flusso di calore associato all’onda planetaria di numero d’onda 1 (wave-1 heat flux) in un modello idealizzato dell’atmosfera. Questa figura si concentra sugli eventi estremi di flusso di calore eddy stratosferico e sugli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, o SSW), che sono fenomeni chiave nella dinamica atmosferica invernale dell’emisfero settentrionale. Gli eventi estremi di eddy stratosferico sono definiti come quelli che superano il 95° percentile del flusso di calore wave-1 giornaliero a 50 hPa tra i 60° e 90°N durante i mesi di gennaio-marzo, spesso precedendo decelerazioni del flusso zonale medio. Gli SSW, invece, sono caratterizzati da un’inversione del vento zonale medio da ovest a est a 10 hPa e 60°N, con un accumulo anomalo di flusso di calore eddy stratosferico nelle settimane precedenti. Entrambi i tipi di eventi implicano anomalie nel flusso di calore eddy stratosferico, e lo studio indaga se queste anomalie derivino principalmente da dinamiche troposferiche o stratosferiche, enfatizzando il ruolo delle interazioni tra onde planetarie.

La figura è composta da sei pannelli (a-f), ciascuno corrispondente a un esperimento numerato da 9 a 14, e mostra le risposte medie del flusso di calore wave-1 tra i 40.8° e 70.8°N. Questi esperimenti utilizzano una tecnica chiamata “nudging”, che consiste nel rilassare artificialmente certe componenti del modello verso valori climatologici o di controllo per isolare gli effetti specifici. In particolare, il nudging viene applicato alle onde con numeri d’onda superiori o uguali a 2 (k ≥ 2) in domini specifici di pressione e tempo (lag), al fine di esaminare come queste onde influenzino il flusso di calore wave-1 troposferico anomalo prima degli eventi. La troposfera è definita approssimativamente al di sotto di 137 hPa (basata sull’altitudine della tropopausa tropicale), mentre la stratosfera è al di sopra. I domini di nudging sono evidenziati da scatole colorate: quelle verdi indicano le regioni dove le onde k ≥ 2 sono nudge, mentre quelle rosse (presenti solo in alcuni pannelli) indicano dove il flusso zonale medio troposferico è fissato alla climatologia. Le percentuali tra parentesi quantificano la frazione dell’evento composito di controllo (rappresentato dalla linea blu orizzontale) riprodotta dall’esperimento, calcolata sulla base dell’anomalia del flusso di calore wave-1 troposferico prima dell’evento.

Gli assi comuni a tutti i pannelli sono i seguenti: l’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica in hPa, scalata logaritmicamente da circa 100 hPa (stratosfera superiore) a 600 hPa (troposfera inferiore), con valori crescenti verso il basso per riflettere la diminuzione dell’altitudine. L’asse orizzontale indica il “lag” in giorni, ovvero il tempo relativo rispetto all’evento di riferimento (giorno 0): valori negativi rappresentano i giorni precedenti, mentre quelli positivi i giorni successivi. Le aree ombreggiate in grigio delineano le anomalie del flusso di calore, con contorni tratteggiati o continui che indicano le strutture delle anomalie positive o negative. La linea blu orizzontale segna il livello di riferimento per il flusso di calore composito dell’evento di controllo.

Passando ai dettagli specifici di ciascun pannello:

• Pannello (a) – Esperimento 9 (65%): Questo esperimento applica il nudging alle onde k ≥ 2 nella troposfera per un intervallo di lag da -20 a +20 giorni, relativo agli eventi estremi di eddy stratosferico. La scatola verde evidenzia il dominio troposferico di nudging. La risposta mostra un’anomalia moderata del flusso di calore wave-1 nella troposfera inferiore prima del giorno 0, riproducendo il 65% dell’evento composito. Ciò suggerisce che le interazioni tra onde troposferiche contribuiscono significativamente all’anomalia, ma non la spiegano interamente, indicando un ruolo parziale delle dinamiche troposferiche dirette.
• Pannello (b) – Esperimento 10 (114%): Simile all’esperimento 9, ma applicato agli eventi SSW con un intervallo di lag più ampio, da -40 a +40 giorni. La scatola verde copre un dominio temporale esteso. Qui, la risposta è più pronunciata, con anomalie che si estendono nella stratosfera e riproducono il 114% dell’evento composito. Questo risultato evidenzia come, per gli SSW, le onde troposferiche k ≥ 2 siano particolarmente influenti nel generare l’anomalia del flusso di calore wave-1, superando persino l’intensità media osservata negli eventi reali, forse a causa di un’amplificazione nel modello idealizzato.
• Pannello (c) – Esperimento 11 (13%): Il nudging è applicato alle onde k ≥ 2 nella stratosfera per gli eventi estremi di eddy (lag da -20 a +20 giorni). La scatola verde è posizionata nel dominio stratosferico superiore. La risposta è debole, con anomalie minime nella troposfera, riproducendo solo il 13% dell’evento composito. Questo indica che le interazioni tra onde nella stratosfera hanno un impatto limitato sul flusso di calore wave-1 troposferico anomalo, supportando l’ipotesi che le dinamiche stratosferiche non siano il driver principale delle anomalie pre-evento.
• Pannello (d) – Esperimento 12 (15%): Analogo all’esperimento 11, ma per gli SSW con lag da -40 a +40 giorni. Anche qui, la risposta è modesta (15% riprodotto), con anomalie confinate principalmente alla stratosfera e poco effetto sulla troposfera. Ciò rafforza l’idea che, per entrambi i tipi di eventi, il contributo stratosferico alle anomalie troposferiche sia secondario rispetto a quello troposferico.
• Pannello (e) – Esperimento 13 (41%): Combina il fissaggio del flusso zonale medio troposferico alla climatologia (scatola rossa nel dominio troposferico) con il nudging delle onde k ≥ 2 nella troposfera, per eventi estremi di eddy (lag da -20 a +20 giorni). La risposta mostra anomalie persistenti, ma ridotte rispetto all’esperimento 9, riproducendo il 41% dell’evento. Questo esperimento isola gli effetti delle interazioni onda-onda dirette (wave-wave interactions) escludendo variazioni nel flusso zonale, confermando che tali interazioni troposferiche sono un meccanismo chiave, anche se il flusso zonale amplifica l’effetto.
• Pannello (f) – Esperimento 14 (163%): Simile all’esperimento 13, ma per gli SSW con lag da -40 a +40 giorni. Qui, la risposta è amplificata, riproducendo il 163% dell’evento composito, con anomalie estese sia temporalmente che verticalmente. La presenza della scatola rossa sottolinea il ruolo del flusso zonale fisso, e i risultati indicano che, per gli SSW, le interazioni onda-onda troposferiche possono generare anomalie ancora più intense quando isolate, suggerendo un feedback positivo tra onde e flusso zonale negli eventi reali.

Nel complesso, la Figura 9 dimostra che le anomalie del flusso di calore wave-1 troposferico prima di eventi estremi di eddy stratosferico e SSW derivano principalmente da dinamiche troposferiche, in particolare dalle interazioni tra onde planetarie (wave-wave interactions), piuttosto che da processi stratosferici o dal flusso zonale medio stratosferico. Gli esperimenti con nudging troposferico (specialmente 9, 10, 13 e 14) riproducono una porzione sostanziale delle anomalie, mentre quelli stratosferici (11 e 12) hanno effetti marginali. Questo supporta l’ipotesi che le onde troposferiche k ≥ 2 agiscano come precursori, amplificando il flusso di calore wave-1 attraverso meccanismi non lineari, con implicazioni per la prevedibilità di questi eventi climatici invernali. I risultati sono derivati da un modello idealizzato dry dynamical core, che simula l’atmosfera invernale boreale con forzature radiative e topografiche, permettendo di isolare i processi dinamici puri senza complicazioni idrologiche o chimiche.

La Figura 8, pubblicata nel Journal of the Atmospheric Sciences (Volume 77, pagina 2200) all’interno dell’articolo “Dynamics of Anomalous Stratospheric Eddy Heat Flux Events in an Idealized Model”, fornisce un’analisi approfondita delle risposte del flusso di calore associato all’onda planetaria di numero d’onda 1 (wave-1 heat flux) a latitudini elevate, tipicamente intorno ai 60°-90°N, in un modello atmosferico idealizzato. Questa figura si concentra sugli eventi estremi di flusso di calore eddy stratosferico e sugli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, o SSW), che rappresentano disturbi dinamici significativi nella circolazione atmosferica invernale dell’emisfero settentrionale. Gli eventi estremi di eddy stratosferico sono identificati come quelli che eccedono il 95° percentile del flusso di calore wave-1 giornaliero a 50 hPa tra i 60° e 90°N durante i mesi da gennaio a marzo, spesso associati a decelerazioni del vento zonale medio e a perturbazioni che si propagano dalla troposfera alla stratosfera. Gli SSW, d’altra parte, sono definiti da un’inversione del vento zonale medio da ovest a est a 10 hPa e 60°N, preceduti da un accumulo anomalo di flusso di calore eddy nelle settimane precedenti, che indebolisce il vortice polare stratosferico. Lo studio utilizza un modello dry dynamical core per isolare i processi dinamici puri, incorporando forzature radiative rilassate verso un equilibrio invernale boreale e una topografia semplificata per simulare le onde planetarie stazionarie, permettendo di esaminare le interazioni tra onde senza influenze idrologiche o chimiche complesse.

La figura è strutturata in sei pannelli (a-f), ciascuno corrispondente a un esperimento da 9 a 14, e illustra le risposte medie del flusso di calore wave-1 a latitudini elevate. Questi esperimenti impiegano la tecnica del nudging, che consiste nel rilassare selettivamente componenti del modello (come le onde con numeri d’onda k ≥ 2 o il flusso zonale medio) verso valori climatologici derivati da simulazioni di controllo, al fine di isolare contributi specifici dalle dinamiche troposferiche o stratosferiche. La troposfera è approssimativamente definita al di sotto di 100 hPa (basata sull’altezza media della tropopausa), mentre la stratosfera e la mesosfera si estendono al di sopra, fino a livelli di pressione prossimi a 1 hPa. I domini di nudging sono evidenziati da scatole colorate: quelle verdi indicano le regioni lag-pressione dove le onde k ≥ 2 sono nudge per sopprimere le loro anomalie, mentre quelle rosse (presenti solo in alcuni pannelli) indicano dove il flusso zonale medio è fissato alla climatologia per eliminare feedback dal vento di fondo. Le percentuali tra parentesi quantificano la frazione dell’evento composito di controllo (rappresentato dalla linea blu orizzontale) riprodotta dall’esperimento, basata sull’intensità dell’anomalia del flusso di calore wave-1 a latitudini elevate prima dell’evento, fornendo una misura quantitativa dell’efficacia del nudging nel ricreare le osservazioni.

Gli assi sono comuni a tutti i pannelli: l’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica in hPa, scalata logaritmicamente da circa 1 hPa (mesosfera inferiore) a 1000 hPa (vicino alla superficie terrestre), con valori crescenti verso il basso per riflettere la struttura verticale dell’atmosfera. Questa scala logaritmica enfatizza le dinamiche stratosferiche e mesosferiche superiori, dove le pressioni sono basse, rispetto alla troposfera inferiore. L’asse orizzontale indica il “lag” in giorni, ovvero il tempo relativo rispetto all’evento di picco (giorno 0): valori negativi corrispondono ai periodi pre-evento, cruciali per identificare i precursori, mentre quelli positivi mostrano l’evoluzione post-evento. Le aree ombreggiate in grigio delineano le anomalie del flusso di calore, con contorni tratteggiati o continui che tracciano le strutture delle anomalie positive (aumento del flusso di calore, indicativo di maggiore trasporto meridionale di calore) o negative. La linea blu orizzontale segna il livello di riferimento per il flusso di calore composito dagli eventi di controllo, permettendo un confronto diretto.

Esaminando i pannelli specifici:

• Pannello (a) – Esperimento 9 (41%) – Eventi estremi di eddy stratosferico: Il nudging è applicato alle onde k ≥ 2 nella troposfera (da circa 100 a 1000 hPa) per un intervallo di lag da -20 a +20 giorni, come evidenziato dalla scatola verde. L’anomalia del flusso di calore wave-1 appare come una struttura compatta nella troposfera inferiore e media prima del giorno 0, estendendosi leggermente nella stratosfera inferiore, e riproduce il 41% dell’evento composito. Questo risultato suggerisce che le interazioni tra onde troposferiche (wave-wave interactions) sono un driver moderato delle anomalie a latitudini elevate, ma indicano anche che altri fattori, come le dinamiche intrinseche dell’onda-1 o influenze stratosferiche residue, contribuiscono al quadro completo.
• Pannello (b) – Esperimento 10 (51%) – Eventi SSW: Simile all’esperimento 9, ma focalizzato sugli SSW con un intervallo di lag esteso da -40 a +40 giorni, coprendo una finestra temporale più ampia per catturare i precursori a lungo termine tipici degli SSW. La scatola verde si estende su questo dominio troposferico. Le anomalie sono più diffuse, con strutture che si propagano dalla troposfera alla stratosfera e persistono post-evento, riproducendo il 51% dell’evento composito. Ciò evidenzia un ruolo più pronunciato delle onde troposferiche k ≥ 2 negli SSW rispetto agli eventi di eddy, forse dovuto alla maggiore persistenza delle anomalie in questi eventi, che spesso coinvolgono un collasso più drammatico del vortice polare.
• Pannello (c) – Esperimento 11 (10%) – Eventi estremi di eddy stratosferico: Qui il nudging delle onde k ≥ 2 è confinato alla stratosfera e mesosfera (da 1 a 100 hPa) per un lag da -20 a +20 giorni, con la scatola verde posizionata in alto. Le anomalie sono deboli e frammentate, principalmente limitate alla stratosfera superiore, con un effetto trascurabile sulla troposfera, riproducendo solo il 10% dell’evento composito. Questo sottolinea che le dinamiche stratosferiche, come le interazioni onda-onda in quota, hanno un impatto marginale sulle anomalie del flusso di calore wave-1 a latitudini elevate pre-evento, supportando l’ipotesi di un’origine prevalentemente troposferica.
• Pannello (d) – Esperimento 12 (20%) – Eventi SSW: Analogo all’esperimento 11, ma per gli SSW con lag da -40 a +40 giorni. La scatola verde copre il dominio stratosferico esteso. Le anomalie mostrano una struttura leggermente più organizzata nella stratosfera, ma rimangono deboli nella troposfera, riproducendo il 20% dell’evento composito. Questo rafforza l’idea che, anche per gli SSW, i processi stratosferici non siano i principali generatori delle anomalie troposferiche, sebbene possano amplificare effetti discendenti in casi specifici.
• Pannello (e) – Esperimento 13 (42%) – Eventi estremi di eddy stratosferico: Questo esperimento combina il nudging delle onde k ≥ 2 nella troposfera con il fissaggio del flusso zonale medio alla climatologia (scatola rossa sovrapposta alla verde nel dominio troposferico da 100 a 1000 hPa), per un lag da -20 a +20 giorni. Le anomalie sono simili a quelle dell’esperimento 9, con una struttura persistente nella troposfera e una riproduzione del 42%, indicando che le interazioni onda-onda dirette sono il meccanismo dominante, mentre il flusso zonale variabile funge da amplificatore secondario senza alterare fondamentalmente il pattern.
• Pannello (f) – Esperimento 14 (63%) – Eventi SSW: Simile all’esperimento 13, ma applicato agli SSW con lag da -40 a +40 giorni. Le scatole rossa e verde coprono un dominio troposferico esteso. Le anomalie sono le più intense tra tutti gli esperimenti, estendendosi verticalmente dalla superficie alla stratosfera e temporalmente oltre il giorno 0, riproducendo il 63% dell’evento composito. Questo suggerisce che, isolando le interazioni onda-onda troposferiche dal flusso zonale, si ottiene un’amplificazione delle anomalie negli SSW, evidenziando un feedback positivo tra questi elementi negli eventi osservati.

In sintesi, la Figura 8 illustra che le anomalie del flusso di calore wave-1 a latitudini elevate prima di eventi estremi di eddy stratosferico e SSW sono principalmente originate da dinamiche troposferiche, in particolare dalle interazioni non lineari tra onde planetarie (k ≥ 2), piuttosto che da processi stratosferici o dal flusso zonale medio stratosferico. Gli esperimenti con nudging troposferico (9, 10, 13 e 14) riproducono una porzione sostanziale delle anomalie, con percentuali più alte per gli SSW rispetto agli eventi di eddy, mentre quelli stratosferici (11 e 12) mostrano effetti minimi. Questi risultati, ottenuti in un modello idealizzato che simula realisticamente le onde planetarie stazionarie e il vortice polare, implicano che i precursori troposferici sono cruciali per la prevedibilità di questi eventi invernali, con potenziali applicazioni nella modellistica climatica e nelle previsioni stagionali. La differenza rispetto a figure simili (come la Figura 9, che si concentra su latitudini medie) sta nell’enfasi sulle regioni polari, dove gli effetti sul vortice polare sono più diretti, rivelando una maggiore sensibilità alle dinamiche troposferiche in quota.

b. Discussione

Diversi studi precedenti hanno cercato di affrontare l’importanza relativa della stratosfera rispetto alla troposfera nel produrre il flusso di calore eddy stratosferico anomalo durante gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), che sono fenomeni dinamici estremi caratterizzati da un rapido aumento della temperatura stratosferica polare e da un’indebolimento o inversione del vortice polare invernale, con impatti significativi sulla circolazione atmosferica globale e sulla prevedibilità meteorologica stagionale. Tuttavia, tali studi sono limitati dal fatto di aver testato il ruolo della stratosfera o della troposfera separatamente, spesso ricorrendo a diagnostiche indirette per inferire la causalità—come l’analisi di correlazioni temporali tra anomalie troposferiche e stratosferiche—o deducendo il comportamento dell’atmosfera reale da modelli altamente semplificati, come quelli truncati spectralmente che riducono la complessità delle interazioni ondose (ad esempio, Matsuno 1971, che propose un modello pionieristico per gli SSW basato su propagazione ondosa lineare; Birner e Albers 2017, che esaminarono l’accoppiamento troposfera-stratosfera attraverso diagnostiche di attività ondosa; Hitchcock e Haynes 2016, che analizzarono il ruolo del flusso zonale residuo nella propagazione discendente delle anomalie; de la Cámara et al. 2017, che utilizzarono modelli per quantificare il contributo stratosferico alla variabilità troposferica). Al contrario, Sun et al. (2012) hanno utilizzato un modello a core dinamico secco—un framework semplificato che risolve le equazioni primitive idrostatiche senza processi umidi, focalizzandosi su dinamiche pure con forzature radiative e topografiche—per perturbare le condizioni iniziali stratosferiche e troposferiche precedenti agli eventi SSW, concludendo che la troposfera è fondamentale per prevedere tali eventi, in quanto le perturbazioni troposferiche alterano significativamente l’evoluzione dell’evento, mentre quelle stratosferiche hanno un impatto minore sulla prevedibilità a breve termine. I nostri risultati confermano ed estendono il lavoro di Sun et al. (2012) mediante esperimenti di nudging spettrale d’insieme in un modello a core dinamico secco simile, al fine di 1) dimostrare direttamente il ruolo causale della troposfera rispetto alla stratosfera applicando il nudging—una tecnica che rilassa selettivamente componenti spettrali del modello verso valori climatologici per isolare effetti specifici—per tutta la durata degli eventi, permettendo di quantificare contributi dinamici in tempo reale anziché solo iniziali, e 2) quantificare esplicitamente il ruolo della sorgente d’onda troposferica rispetto al flusso zonale medio stratosferico, in linea con le diverse interpretazioni sull’accoppiamento delle onde planetarie, dove una vista troposferica-dominante enfatizza i precursori troposferici come driver principali, mentre una stratosferica-dominante sottolinea feedback dal vortice polare.

Studi precedenti hanno mostrato che la maggior parte degli SSW nelle rianalisi (come ERA-Interim o MERRA), nei modelli idealizzati e nei modelli chimico-climatici di ultima generazione sono preceduti da flussi di energia di Eliassen-Palm (EP) troposferici verso l’alto—un vettore diagnostico che rappresenta il trasporto di momento e calore da parte delle onde planetarie, con divergenze che indicano decelerazione del flusso zonale—che sono anomali ma non estremi (inferiori al 95° percentile), suggerendo che la troposfera giochi un ruolo minore nella produzione del flusso EP stratosferico anomalo (Jucker 2016, che analizzò la propagazione ondosa in modelli; Birner e Albers 2017, che quantificarono anomalie pre-SSW; Lindgren et al. 2018, che esaminarono variabilità in modelli climatici; White et al. 2019, che correlarono EP flux con eventi estremi; de la Cámara et al. 2019, che studiarono sensibilità in ensemble di previsioni). Sebbene sia difficile confrontare i nostri risultati con questi studi, poiché ci siamo concentrati sull’onda 1—invece che sulla componente eddy totale (k ≥ 1)—che domina il flusso di calore stratosferico anomalo durante gli SSW grazie alla sua propagazione verticale preferenziale in presenza di venti occidentali, gli eventi nel nostro modello e nelle rianalisi sono preceduti da flussi di energia EP dell’onda-1 troposferica che sono anomali ma non estremi, e i nostri esperimenti dimostrano il ruolo dominante della troposfera nella produzione del flusso EP dell’onda-1 stratosferica anomalo, evidenziando come piccole perturbazioni troposferiche possano amplificarsi verticalmente. Ragioniamo che, poiché i flussi EP climatologici (per k=1 o k ≥ 1) nella troposfera hanno un’ampiezza maggiore rispetto a quelli nella stratosfera—dovuta alla maggiore energia baroclinica e topografica alla base dell’atmosfera—una piccola anomalia di flusso EP troposferico può generare una grande anomalia di flusso EP stratosferico per lo stesso flusso EP totale (anomalia più climatologia), a causa della rifrazione e focalizzazione delle onde verso il polo in un ambiente con gradienti meridionali di vorticità potenziale. Pertanto, i nostri risultati mettono in guardia contro l’uso della diagnostica del flusso EP troposferico anomalo per inferire la causalità, poiché tale metrica sottostima il contributo troposferico relativo all’intensità stratosferica amplificata.

I nostri risultati suggeriscono che sia la troposfera che la stratosfera sono importanti per catturare l’evoluzione del flusso zonale medio durante gli SSW, in linea con studi precedenti che sottolineano un accoppiamento bidirezionale. Specificamente, la troposfera da sola spiega una larga frazione del flusso zonale medio stratosferico anomalo—attraverso il trasporto di momento ondoso che induce divergenze EP e decelerazione zonale—ma non è sufficiente per catturare l’inversione completa del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa, che richiede feedback stratosferici come la risonanza ondosa o l’instabilità del vortice polare (de la Cámara et al. 2017, che modellarono sensibilità a perturbazioni stratosferiche); mentre il flusso zonale medio stratosferico anomalo spiega il flusso zonale medio troposferico anomalo attraverso meccanismi discendenti come l’influenza sul North Atlantic Oscillation (NAO) o sull’Annular Mode (Hitchcock e Simpson 2014, che analizzarono propagazione discendente; Hitchcock e Haynes 2016, che quantificarono il ruolo del flusso residuo nella trasmissione di segnali).

L’ipotesi di dominio della troposfera assume una sorgente troposferica anomala di attività ondosa stratosferica, ma non specifica come venga generata, lasciando aperta la questione dei meccanismi precursori. I nostri risultati suggeriscono che le interazioni non lineari onda-onda—processi in cui onde planetarie di diversi numeri d’onda interagiscono per generare anomalie secondarie, come il trasferimento di energia da onde sinottiche a scale planetarie—giochino un ruolo chiave nella generazione della sorgente d’onda troposferica, in accordo con lavori precedenti basati su modelli idealizzati (che isolano dinamiche pure), modelli di ultima generazione (con risoluzione completa) e dati di rianalisi (Scinocca e Haynes 1998, che modellarono interazioni ondose in modelli spectrali; Schneidereit et al. 2017, che analizzarono pattern pre-SSW in reanalysis; Lee et al. 2019, che quantificarono contributi non lineari a anomalie troposferiche). Tuttavia, non abbiamo diagnosticato esplicitamente le interazioni onda-onda nel modello o nei dati di rianalisi—ad esempio attraverso calcoli di triadi spettrali o analisi di covarianza—e non è chiaro perché tali interazioni abbiano un ruolo così importante durante gli eventi estremi di eddy stratosferico e SSW nel modello, forse dovuto a risonanze topografiche o barocliniche amplificate in un setup idealizzato. Altri processi presenti nell’atmosfera reale, assenti nel modello idealizzato (che esclude umidità, chimica e variabilità oceanica), potrebbero anch’essi contribuire alla generazione della sorgente d’onda troposferica anomala, come l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO), che modula pattern troposferici come il Pacific North American (PNA); la Madden-Julian Oscillation (MJO), che influenza la convezione tropicale e la propagazione ondosa; anomalie di neve o ghiaccio marino, che alterano il bilancio radiativo e la stabilità baroclinica (ad esempio, Domeisen et al. 2019, che revisionarono teleconnessioni; Henderson et al. 2018, che modellarono impatti di ghiaccio marino; Kang e Tziperman 2018, che analizzarono feedback da neve; Screen et al. 2018, che correlarono coperture nevose con variabilità stratosferica). Questi fattori esterni potrebbero integrare le interazioni ondose interne, suggerendo che in modelli più complessi il ruolo troposferico potrebbe essere ancora più pronunciato.

Appendice

Sensibilità dei Risultati al Nudging di Numeri d’Onda di Ordine Superiore

I risultati principali dello studio suggeriscono che i numeri d’onda di ordine superiore nella troposfera—tipicamente onde con k ≥ 2, che includono componenti sinottiche e mesoscalari responsabili di una porzione sostanziale della variabilità atmosferica quotidiana—possano spiegare una frazione significativa del flusso di calore anomalo associato all’onda planetaria di numero d’onda 1 (wave-1 heat flux) nella stratosfera durante eventi estremi come i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) e gli eventi di eddy stratosferico estremo, come illustrato nei pannelli (a) e (b) della Figura 9, dove gli esperimenti di nudging troposferico riproducono percentuali elevate (rispettivamente 65% e 114%) dell’evento composito di controllo. Tuttavia, questi risultati si basano su un’assunzione fondamentale: che la circolazione atmosferica indotta dal nudging—una tecnica di rilassamento selettivo che forza componenti spettrali del modello verso valori climatologici o di riferimento con un tempo di rilassamento tipicamente dell’ordine di ore o giorni per preservare la dinamica naturale—sia prevalentemente il risultato della dinamica intrinseca degli eventi stessi, come le interazioni non lineari tra onde planetarie e il flusso zonale medio, piuttosto che un artefatto artificiale introdotto dal nudging medesimo, che potrebbe alterare artificiosamente le strutture ondose attraverso feedback spuri in un sistema atmosferico altamente accoppiato verticalmente e orizzontalmente. Questa assunzione potrebbe non reggere completamente in un contesto di accoppiamento stretto tra troposfera e stratosfera, dove il nudging dei numeri d’onda di ordine superiore (k ≥ 2)—che rappresentano una frazione dominante della circolazione troposferica, inclusi cicli baroclinici, fronti e perturbazioni transienti—potrebbe inavvertitamente imporre vincoli che mascherano o amplificano dinamiche genuine, potenzialmente violando la conservazione del momento angolare o alterando la propagazione verticale delle onde secondo la teoria di Charney-Drazin.

Pertanto, per validare la robustezza dei risultati e quantificare eventuali bias metodologici, abbiamo condotto un test di sensibilità specifica alla metodologia di nudging, applicando il nudging ai numeri d’onda troposferici di ordine superiore per seguire fedelmente l’evoluzione della simulazione di controllo—una integrazione di riferimento che simula l’atmosfera invernale boreale in un modello dry dynamical core con forzature radiative rilassate e topografia semplificata—tra i giorni 500 e 3500 in una singola integrazione dedicata (denominata esperimento A1), coprendo un periodo sufficientemente lungo per catturare variabilità stagionale e interannuale senza introdurre anomalie evento-specifiche. Se i risultati osservati negli esperimenti principali fossero prevalentemente un artefatto del nudging—ad esempio, dovuto a un sovra-vincolo che forza correlazioni spurie tra onde k ≥ 2 e l’onda-1—allora il flusso di calore dell’onda-1 sia troposferico che stratosferico derivante da questa simulazione di controllo dovrebbe essere riprodotto in modo quasi completo dall’esperimento A1, indicando una dipendenza artificiale dalla forzatura imposta. La Figura A1 illustra la varianza spiegata, espressa come coefficiente di determinazione R²—una metrica statistica che misura la proporzione di varianza nella variabile dipendente (qui il flusso di calore wave-1) spiegata dalla variabile indipendente (il nudging applicato), calcolata attraverso correlazioni lineari tra l’esperimento A1 e la simulazione di controllo, con valori prossimi a 1 che indicherebbero una riproduzione perfetta e valori bassi che suggerirebbero indipendenza dalla forzatura—per il flusso di calore dell’onda-1 troposferico (rappresentato dalla linea nera, mediato tra 40.8° e 70.8°N, una latitudine media che cattura la generazione troposferica di onde planetarie) e stratosferico (linea blu, mediato tra 60.8° e 90.8°N, una latitudine polare che enfatizza l’impatto sul vortice polare).

I risultati di questo test di sensibilità indicano che il nudging dei numeri d’onda troposferici di ordine superiore spiega approssimativamente il 20% della varianza del flusso di calore dell’onda-1 nella stratosfera—un valore modesto che suggerisce un’influenza limitata del nudging sulla propagazione verticale delle anomalie, coerente con la teoria secondo cui l’onda-1 si propaga preferenzialmente in presenza di venti occidentali moderati senza richiedere un forte accoppiamento con onde superiori—e il 40% nella troposfera, dove l’impatto è maggiore ma ancora inferiore alla metà della variabilità totale, implicando che processi intrinseci come la generazione topografica di onde stazionarie o instabilità barocliniche dominino sulla forzatura artificiale. Il nudging vincola scarsamente il flusso di calore dell’onda-1 nella stratosfera, dove le dinamiche sono più sensibili a feedback non lineari e alla rifrazione ondosa, e copre meno della metà della variabilità nella troposfera, che è influenzata da una gamma più ampia di processi transienti e persistenti. Di conseguenza, concludiamo che la circolazione atmosferica indotta dal nudging dei numeri d’onda troposferici di ordine superiore è principalmente il risultato della dinamica degli eventi—come le interazioni onda-onda che trasferiscono energia da scale sinottiche a planetarie, amplificando il flusso di calore wave-1 pre-evento—piuttosto che un effetto dominante del nudging stesso, validando così l’interpretazione causale dei risultati principali e confermando che il metodo di nudging spettrale è appropriato per isolare contributi troposferici in modelli idealizzati, con implicazioni per studi futuri su accoppiamento atmosferico e prevedibilità di eventi estremi invernali.

La Figura A1, inclusa nell’appendice dell’articolo pubblicato nel Journal of the Atmospheric Sciences (Volume 77, pagina 2200) intitolato “Dynamics of Anomalous Stratospheric Eddy Heat Flux Events in an Idealized Model”, rappresenta un’analisi quantitativa della varianza spiegata (espressa come percentuale del coefficiente di determinazione R²) ottenuta attraverso la correlazione tra il flusso di calore meridionale associato all’onda planetaria di numero d’onda 1 (wave-1 meridional heat flux) derivante dall’esperimento di sensibilità A1 e la simulazione di controllo di riferimento. Questa figura funge da strumento diagnostico chiave per valutare l’efficacia e la robustezza della tecnica di nudging spettrale applicata ai numeri d’onda di ordine superiore (k ≥ 2) nel riprodurre la variabilità atmosferica osservata, con l’obiettivo di discriminare se i pattern di circolazione emersi negli esperimenti principali—che enfatizzano il ruolo dominante della troposfera nel generare anomalie di flusso di calore stratosferico durante eventi estremi come i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) e gli eventi di eddy stratosferico estremo—siano genuinamente guidati dalla dinamica intrinseca degli eventi o, al contrario, influenzati da artefatti metodologici introdotti dal nudging stesso. L’analisi di sensibilità qui presentata è cruciale in studi modellistici atmosferici, dove tecniche di forzatura artificiale come il nudging—che rilassa selettivamente componenti spettrali verso valori climatologici con tempi di rilassamento calibrati per minimizzare perturbazioni non fisiche—potrebbero potenzialmente alterare l’equilibrio dinamico in un sistema accoppiato verticalmente, dove interazioni non lineari tra onde planetarie e flusso zonale medio dominano la variabilità invernale boreale.

Gli assi della figura sono progettati per evidenziare la dipendenza verticale della sensibilità: l’asse verticale raffigura la pressione atmosferica in hPa, scalata logaritmicamente da approssimativamente 1 hPa (corrispondente ai livelli mesosferici superiori, dove la densità atmosferica è estremamente bassa e le dinamiche sono influenzate da processi radiativi e gravitazionali) a 1000 hPa (vicino alla superficie terrestre, dove prevalgono instabilità barocliniche e forzature topografiche), con valori di pressione che aumentano verso il basso per riflettere fedelmente la stratificazione atmosferica decrescente in altitudine. Questa scala logaritmica amplifica la risoluzione nelle regioni stratosferiche e mesosferiche, dove le anomalie ondose si propagano verticalmente secondo principi di rifrazione basati su gradienti di vorticità potenziale, rispetto alla troposfera inferiore, più densa e turbolenta. L’asse orizzontale indica la percentuale di varianza spiegata (da 0% a 100%), una metrica statistica derivata da correlazioni lineari giornaliere che quantifica quanto il flusso di calore simulato nell’esperimento A1 corrisponda a quello della simulazione di controllo su un periodo esteso (dai giorni 500 a 3500, coprendo molteplici cicli stagionali per assicurare rappresentatività statistica). Due curve distinte sono tracciate: la linea nera rappresenta il flusso di calore troposferico mediato latitudinalmente tra 40.8° e 70.8°N, una banda di latitudini medie che cattura efficacemente la generazione e l’amplificazione di onde planetarie attraverso meccanismi come l’interazione con la topografia montuosa (ad esempio, le Montagne Rocciose o l’Himalaya nel mondo reale, simulate in modo idealizzato nel modello) e instabilità barocliniche; la linea blu, invece, raffigura il flusso di calore stratosferico mediato tra 60.8° e 90.8°N, una regione polare che riflette direttamente l’impatto sul vortice polare stratosferico, dove anomalie positive di flusso di calore indicano un maggiore trasporto meridionale di calore sensibile, contribuendo alla decelerazione zonale e al potenziale collasso del vortice durante gli SSW. La scatola verde evidenzia il dominio verticale di pressione (approssimativamente da 100 a 600 hPa) in cui il nudging dei numeri d’onda k ≥ 2 è stato applicato durante l’esperimento A1, corrispondente alla troposfera inferiore e media, dove queste onde—che includono componenti sinottiche transienti e mesoscalari—sono particolarmente attive nel modulare la circolazione generale attraverso trasferimenti di energia e momento.

Il profilo delle curve rivela una tendenza decrescente della varianza spiegata con l’aumentare della pressione (ovvero, verso quote più basse), indicando una maggiore corrispondenza tra l’esperimento A1 e la simulazione di controllo alle altitudini superiori, dove le dinamiche sono meno direttamente vincolate dalle forzature troposferiche e più influenzate da processi di propagazione e dissipazione ondosa. Nella stratosfera (rappresentata principalmente dalla linea blu), la varianza spiegata rimane relativamente bassa, raggiungendo valori intorno al 20% a livelli come 100 hPa—il confine approssimativo tra troposfera e stratosfera, basato sull’altezza media della tropopausa—suggerendo che il nudging troposferico esercita un’influenza limitata sulla propagazione verticale delle anomalie dell’onda-1, che si basa su condizioni di rifrazione favorevoli (ad esempio, venti occidentali moderati che permettono la trasmissione di onde stazionarie) e non richiede un forte accoppiamento con onde di scala minore. Questo basso valore implica che la maggior parte della variabilità stratosferica è governata da processi intrinseci, come il feedback del vortice polare o interazioni con il flusso residuo meridionale, piuttosto che da vincoli imposti dal nudging. Nella troposfera (linea nera), la varianza spiegata è più elevata, attestandosi intorno al 40% a livelli come 600 hPa—una quota tipica della troposfera media, dove prevalgono cicli baroclinici e generazione di eddies—ma rimane comunque inferiore al 50%, indicando che il nudging delle onde k ≥ 2 cattura solo una porzione moderata della variabilità totale, lasciando spazio a dinamiche autonome come la generazione topografica di onde stazionarie o la convezione barotropica. Tali risultati suggeriscono che la circolazione atmosferica indotta dal nudging riflette principalmente la dinamica genuina degli eventi—ad esempio, le interazioni non lineari onda-onda troposferiche che trasferiscono energia da scale sinottiche (k > 2) all’onda-1, amplificando il flusso di calore pre-evento—piuttosto che essere dominata da un artefatto metodologico, poiché una riproduzione completa o prossima al 100% indicherebbe una dipendenza artificiale dalla forzatura imposta, potenzialmente violando principi di conservazione energetica nel modello idealizzato. La divergenza osservata tra le due regioni latitudinali e verticali conferma ulteriormente che il flusso di calore stratosferico è meno vincolato dal nudging troposferico, supportando l’ipotesi che processi intrinseci, come la rifrazione ondosa guidata da gradienti di indice di rifrazione o il feedback positivo dal vortice polare indebolito, giochino un ruolo significativo nelle quote superiori, con implicazioni per la validazione di modelli dry dynamical core in studi su accoppiamento troposfera-stratosfera e prevedibilità di eventi climatici invernali estremi. In sintesi, la Figura A1 rafforza la credibilità dei risultati principali dell’articolo, dimostrando che il metodo di nudging è sufficientemente non invasivo da isolare contributi dinamici reali senza introdurre bias sistematici, e fornisce un benchmark per future analisi di sensibilità in modellistica atmosferica.

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