Indebolimento improvviso del vortice polare stratosferico e ruolo del wave breaking anticiclonico nord-atlantico: interpretazione dinamica dell’SSW del febbraio 2018

Il riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW) del 12 febbraio 2018 rappresenta uno dei casi più emblematici di fallimento previsionale nella scala subseasonal-to-seasonal, poiché nessuno dei modelli a lunga gittata è riuscito a intercettarne l’insorgenza oltre un orizzonte di circa 10–12 giorni. Fino ai primi giorni di febbraio, l’insieme dei modelli inclusi nel database S2S descriveva un vortice polare stratosferico (SPV) compatto, freddo e dinamicamente stabile, coerente con un regime di forte circolazione zonale. In un arco temporale molto breve, tuttavia, le stesse simulazioni sono transitate verso uno scenario diametralmente opposto, caratterizzato da un rapido e intenso indebolimento del vortice fino al verificarsi di un SSW maggiore. Questo brusco cambio di regime previsionale suggerisce la presenza di un meccanismo forzante transiente, localizzato e difficilmente prevedibile, capace di amplificare in modo non lineare il flusso di attività ondulatoria verso la stratosfera.

L’analisi dinamica mostra che il fattore chiave di questa transizione risiede nella troposfera nord-atlantica e, in particolare, nella traiettoria e nell’intensificazione di un ciclone extratropicale nel Nord-Est Atlantico. Il ciclone, non correttamente rappresentato dai modelli nelle sue fasi cruciali, ha innescato un wave breaking rossbyano di tipo anticiclonico (anticyclonic wave breaking, AWB), caratterizzato da una curvatura delle onde verso destra e da un’intrusione meridiana di aria calda e ad alta vorticità potenziale verso le alte latitudini. Questo tipo di wave breaking è dinamicamente rilevante perché favorisce la costruzione e il mantenimento di strutture di blocco persistenti, aumentando l’efficienza della propagazione verticale delle onde planetarie.

Nel caso specifico del 2018, l’AWB nord-atlantico ha contribuito in modo determinante al rafforzamento dell’anticiclone degli Urali, una configurazione di blocco già ampiamente riconosciuta in letteratura come precursore tipico degli SSW maggiori. Il collegamento fisico risiede nella capacità del blocco uralico di modulare il flusso medio zonale e di canalizzare onde planetarie di numero d’onda 1 e 2 verso la stratosfera polare, incrementando il flusso di Eliassen–Palm (EP-flux) ascendente. Questo processo riduce il momento angolare del vortice stratosferico attraverso la convergenza del flusso di attività ondulatoria, determinando una decelerazione del vento zonale medio e favorendo il riscaldamento dinamico per subsidenza adiabatica alle alte latitudini.

Un elemento diagnostico centrale introdotto nello studio è il cosiddetto dipolo S–G (Scandinavia–Greenland), definito come un’anomalia di pressione al livello del mare particolarmente intensa e persistente tra la regione scandinava e la Groenlandia. Tale dipolo rappresenta una firma sinottica chiara del wave breaking anticiclonico nord-atlantico ed è strettamente legato alla traiettoria del ciclone responsabile dell’evento. Le simulazioni che non sono riuscite a riprodurre correttamente l’intensità del dipolo S–G mostrano gli errori più marcati nella stima della forza del vortice polare stratosferico e, soprattutto, non evidenziano un incremento significativo dell’attività ondulatoria verticale, confermando il ruolo causale di questa struttura troposferica nel condizionare la risposta stratosferica.

L’analisi composita di 49 eventi invernali (novembre–marzo) caratterizzati da dipoli S–G di intensità comparabile, ricavati dalle rianalisi, rafforza ulteriormente questa interpretazione. In media, tali eventi sono associati a wave breaking anticiclonico ben definito, a un aumento statisticamente significativo del flusso EP diretto verso l’alto e a un successivo indebolimento del vortice polare stratosferico nei giorni immediatamente successivi. È particolarmente rilevante il fatto che configurazioni di questo tipo siano presenti in circa il 35% dei periodi di 15 giorni che precedono SSW maggiori osservati, indicando che il dipolo S–G e l’AWB associato costituiscono un trigger ricorrente, seppur non esclusivo, per la destabilizzazione del vortice.

Nel complesso, questi risultati ampliano il quadro concettuale classico che attribuisce agli SSW un ruolo primario ai pattern di blocking troposferico persistente, mostrando come eventi transitori ma intensi, legati alla dinamica ciclonica nord-atlantica e al wave breaking anticiclonico, possano fungere da innesco decisivo. L’SSW del febbraio 2018 emerge quindi come il prodotto di una concatenazione multiscala di processi, in cui una forzante sinottica mal rappresentata dai modelli ha avuto conseguenze sproporzionate sulla circolazione stratosferica emisferica, evidenziando i limiti attuali della prevedibilità e l’importanza di una rappresentazione accurata delle interazioni troposfera–stratosfera.

Il vortice polare stratosferico come modulatore del clima invernale e il ruolo dei trigger troposferici nella prevedibilità degli SSW

Durante la stagione invernale boreale, il vortice polare stratosferico rappresenta una delle strutture dinamiche più influenti dell’intero sistema atmosferico, estendendosi approssimativamente tra i 10 e i 50 km di quota sopra le alte latitudini dell’emisfero nord. Questa vasta circolazione ciclonica, caratterizzata da forti venti zonali occidentali, non è un elemento isolato ma interagisce attivamente con la troposfera sottostante, modulando la circolazione atmosferica alle medie latitudini con effetti che possono manifestarsi con un ritardo di settimane o addirittura mesi. Attraverso i meccanismi di accoppiamento stratosfera–troposfera, variazioni significative nella forza e nella struttura del vortice possono tradursi in cambiamenti persistenti nei pattern di blocco, nella posizione delle correnti a getto e nella frequenza di ondate di freddo o di caldo estremo in superficie.

In questo contesto, la previsione del comportamento del vortice polare stratosferico assume un ruolo cruciale per migliorare l’affidabilità delle previsioni meteorologiche a medio e lungo termine. Eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW), in cui il vortice subisce un rapido indebolimento o una vera e propria disgregazione accompagnata da un’inversione dei venti zonali, rappresentano uno dei principali fattori di incertezza previsiva. Nel febbraio 2018 si è verificato uno di questi eventi maggiori nell’emisfero nord, caratterizzato da un collasso del vortice polare stratosferico che non è stato correttamente anticipato dai modelli numerici. L’evento ha avuto conseguenze troposferiche rilevanti, favorendo una fase prolungata di circolazione meridiana e portando a condizioni insolitamente fredde e persistenti su vaste aree dell’Eurasia, con impatti significativi a livello socio-economico.

L’analisi scientifica di questo episodio mostra che la scarsa prevedibilità dell’SSW del 2018 non è riconducibile a un errore intrinseco della dinamica stratosferica, ma piuttosto a una rappresentazione inadeguata di un sistema meteorologico troposferico chiave sull’Atlantico settentrionale. In particolare, la traiettoria e l’intensità di una perturbazione ciclonica nord-atlantica, responsabile dell’innesco di un intenso wave breaking rossbyano di tipo anticiclonico, non sono state correttamente simulate. Questo errore ha impedito ai modelli di catturare l’aumento improvviso dell’attività ondulatoria verticale e il conseguente trasferimento di momento e di energia verso la stratosfera, passaggi fondamentali per l’indebolimento del vortice polare.

Un aspetto centrale emerso dallo studio è che questo tipo di configurazione non rappresenta un caso isolato. Analisi di eventi passati in cui il vortice polare stratosferico si è indebolito mostrano la ricorrenza di schemi troposferici analoghi, caratterizzati da forti anomalie di pressione al livello del mare e da pattern di blocco in grado di amplificare la propagazione delle onde planetarie. Ciò suggerisce l’esistenza di veri e propri “trigger” troposferici, spesso di natura transiente ma dinamicamente molto efficienti, capaci di avviare una cascata di processi che culmina in un SSW maggiore.

Nel loro insieme, questi risultati evidenziano come la prevedibilità degli SSW e, più in generale, del tempo atmosferico su scale temporali estese dipenda in modo critico dalla capacità dei modelli di rappresentare correttamente l’interazione multiscala tra troposfera e stratosfera. Migliorare la simulazione dei sistemi ciclonici nord-atlantici, del wave breaking e dei processi di trasferimento di attività ondulatoria verso l’alto non è quindi solo una questione di dettaglio dinamico, ma un passaggio essenziale per accrescere l’affidabilità delle previsioni stagionali e subseasonali e per comprendere meglio l’origine degli eventi invernali estremi alle medie latitudini.

1. Introduzione: contesto dinamico e problemi di prevedibilità dell’SSW del febbraio 2018

Il riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW) maggiore del 12 febbraio 2018 rappresenta un caso di studio di particolare rilevanza nella climatologia dinamica invernale dell’emisfero nord. Si è trattato del primo SSW maggiore osservato dopo l’evento del gennaio 2013, definito in base al criterio classico dell’inversione del vento zonale medio giornaliero a 10 hPa e 60°N (Charlton & Polvani, 2007). Il periodo di cinque anni senza SSW che lo ha preceduto costituisce l’intervallo più lungo registrato dal decennio 1989–1998, secondo lo SSW Compendium (Butler et al., 2017), evidenziando la natura relativamente rara e intermittente di tali eventi. Dal punto di vista morfologico, l’SSW del 2018 è stato caratterizzato da una scissione del vortice polare stratosferico (SPV) in due lobi distinti, una configurazione tipica degli eventi dominati da onde planetarie di numero d’onda elevato e associata a una profonda riorganizzazione della circolazione stratosferica.

Applicando la metrica di Karpechko et al. (2017), l’evento ha mostrato una chiara propagazione verso il basso del segnale stratosferico, con l’instaurarsi di una fase negativa del Northern Annular Mode (NAM) in stratosfera (Baldwin & Dunkerton, 2001; Thompson & Wallace, 2000), seguita da una risposta troposferica anch’essa fortemente negativa e persistente. Nei circa 45 giorni successivi all’SSW, la fase negativa del NAM troposferico è stata accompagnata da una North Atlantic Oscillation (NAO) marcatamente negativa, configurazione che ha favorito un regime di blocco alle alte latitudini e una marcata ondulazione del getto polare. Questo assetto circolatorio ha prodotto condizioni eccezionalmente fredde su ampie porzioni dell’Europa e dell’Asia settentrionale, con la formazione di un vasto anticiclone sulla Scandinavia che ha sostenuto un flusso orientale continentale freddo e persistente, responsabile di anomalie termiche fortemente negative e di impatti socio-economici rilevanti (Ferranti et al., 2018).

L’elevata intensità e la durata della risposta troposferica rendono l’SSW del 2018 un evento di grande interesse operativo, sottolineando l’importanza critica della sua previsione nell’ambito della meteorologia subseasonale. Questo episodio è stato inoltre il primo grande SSW verificatosi dopo la messa a punto del database subseasonal-to-seasonal (S2S), che integra previsioni a estensione temporale provenienti da 11 modelli numerici internazionali (Vitart et al., 2017). Nonostante tale avanzamento infrastrutturale, nessuna delle previsioni S2S disponibili all’epoca indicava la probabilità di un SSW maggiore fino ai primi giorni di febbraio 2018 (Karpechko et al., 2018), limitando la finestra di prevedibilità a un intervallo inferiore alle due settimane, tipico della previsione a medio termine.

Sebbene questa finestra rientri nei limiti di prevedibilità comunemente riscontrati per gli SSW maggiori (Taguchi, 2014; Tripathi et al., 2015, 2016), il caso del 2018 si distingue per la brusca transizione previsionale osservata tra la fine di gennaio e l’inizio di febbraio. In tale periodo, le simulazioni numeriche sono passate rapidamente da uno scenario dominato da un vortice polare stratosferico forte e compatto a uno caratterizzato da un vortice indebolito e da un’alta probabilità di SSW, con un cambiamento simultaneo anche nei segnali troposferici previsti, in particolare dal regime di NAO positiva a quello di NAO negativa. Questo comportamento suggerisce una sensibilità estrema del sistema atmosferico a specifiche forzanti troposferiche, non adeguatamente rappresentate nei modelli a tempi di anticipo più lunghi.

Studi precedenti hanno evidenziato che diversi SSW risultano scarsamente prevedibili nelle simulazioni retrospettive (hindcast) del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF) per lead time superiori a 7–10 giorni (Karpechko, 2018), sebbene nella maggior parte dei casi sia comunque presente un segnale di probabilità di SSW a più lungo termine. Nel caso specifico del febbraio 2018, Karpechko et al. (2018) hanno mostrato una relazione particolarmente stretta tra l’accuratezza delle previsioni dei venti stratosferici e l’intensità di un anticiclone troposferico localizzato sulla regione degli Urali, comunemente indicato come “Ural high”. Questo sistema di alta pressione è noto per la sua capacità di proiettarsi sul pattern climatologico delle onde stazionarie e di modulare l’attività ondulatoria diretta verso la stratosfera, influenzando in modo significativo la variabilità del vortice polare stratosferico (Peings, 2019; White et al., 2019).

Tuttavia, restano aperte questioni fondamentali relative alla genesi dell’anticiclone degli Urali, ai meccanismi dinamici che ne governano l’intensificazione e alla sua interazione con la circolazione stratosferica su scale temporali subseasonali. In particolare, la mancanza di una valutazione sistematica della prevedibilità a più lungo termine e dei processi troposferici che hanno innescato l’evento evidenzia un vuoto conoscitivo cruciale, che motiva l’analisi approfondita delle dinamiche multiscala alla base dell’SSW del febbraio 2018.La maggior parte della letteratura sui precursori dei riscaldamenti stratosferici improvvisi ha tradizionalmente adottato un approccio di tipo “top-down”, in cui le condizioni troposferiche vengono analizzate a posteriori nel periodo che precede eventi stratosferici già osservati. Questo metodo consente di individuare segnali medi e persistenti attraverso la composizione e la media delle anomalie, privilegiando strutture quasi stazionarie o a lunga durata. In tale contesto, il blocking troposferico alle alte latitudini emerge come uno dei precursori più robusti e frequentemente documentati, con numerosi studi che ne hanno evidenziato il ruolo nel modulare la propagazione verso l’alto delle onde planetarie e nel favorire l’indebolimento del vortice polare stratosferico (Julian & Labitzke, 1965; Quiroz, 1986; Martius et al., 2009; Garfinkel et al., 2010; Colucci & Kelleher, 2015). Analisi più recenti basate su tecniche statistiche avanzate, come quella di Bao et al. (2017), hanno mostrato che i pattern di geopotenziale a 500 hPa nel mese precedente numerosi SSW sono coerenti con un’interferenza lineare tra le anomalie troposferiche e le onde stazionarie climatologiche, rafforzando l’idea che la struttura media del flusso giochi un ruolo chiave nel predisporre la stratosfera a eventi di forte perturbazione.

Parallelamente, diversi studi hanno messo in luce l’importanza di configurazioni troposferiche specifiche, come i dipoli di anomalia geopotenziale sull’Eurasia settentrionale, in grado di modulare efficacemente l’attività ondulatoria verticale. Kolstad e Charlton-Perez (2011), combinando rianalisi e simulazioni climatiche, hanno individuato un segnale particolarmente marcato di un dipolo di altezza geopotenziale sull’Eurasia settentrionale nei mesi precedenti fasi di vortice debole, suggerendo un legame diretto tra tali strutture e la variabilità stratosferica. Studi successivi hanno confermato che tali configurazioni proiettano in modo efficiente sulle onde planetarie stazionarie, amplificando il flusso di Eliassen-Palm diretto verso la stratosfera e favorendo la decelerazione dei venti zonali polari (Peings, 2019; White et al., 2019).

Accanto a questi fattori a carattere relativamente persistente, è cresciuto l’interesse per il ruolo di forzanti più transitorie, legate alla dinamica sinottica e alla ciclogenesi extratropicale. Coy et al. (2009) hanno evidenziato come, in occasione degli SSW del 2003 e del 2006, un contributo significativo provenisse da onde planetarie di numero d’onda più elevato (4–5), associate a sistemi sinottici intensi nel settore nord-atlantico e a episodi di wave breaking subtropicale. Attraverso esperimenti di sensibilità, gli autori hanno mostrato che la corretta rappresentazione di specifici sistemi meteorologici nord-atlantici era una condizione necessaria affinché i modelli potessero riprodurre un SSW realistico, sottolineando la forte dipendenza dell’evoluzione stratosferica da dettagli apparentemente locali della circolazione troposferica.

Tuttavia, il ruolo della ciclogenesi nord-atlantica non è univoco in tutti gli eventi. Lo studio dell’SSW del gennaio 2013 condotto da Coy e Pawson (2014) ha suggerito che un ciclone in rapido approfondimento abbia agito soltanto come sorgente transiente di attività ondulatoria verticale, senza costituire il principale meccanismo forzante dell’evento. Gli stessi autori hanno inoltre posto l’accento sulla possibile relazione bidirezionale tra lo stato iniziale del vortice polare stratosferico e la traiettoria dei cicloni troposferici, indicando che una stratosfera già precondizionata può influenzare a sua volta lo sviluppo e il percorso dei sistemi sinottici. Questo concetto è stato ulteriormente sviluppato da O’Neill et al. (2017), che, utilizzando un quadro interpretativo basato sulla vorticità potenziale, hanno dimostrato un collegamento dinamico tra la ciclogenesi extratropicale che si sviluppa ai margini del vortice polare stratosferico e gli SSW di tipo “split”. Sebbene il loro lavoro si concentri principalmente sull’SSW dell’emisfero sud del 2002, essi mostrano che meccanismi analoghi possono operare anche nell’emisfero nord, in particolare lungo le coste orientali dei continenti, dove i forti gradienti baroclini favoriscono una ciclogenesi intensa.

Un ulteriore contributo alla comprensione del ruolo dei sistemi transitori proviene da Attard e Lang (2019), che hanno analizzato il flusso meridionale di calore delle perturbazioni come indicatore della forzante ondulatoria verso la stratosfera. I loro risultati mostrano risposte differenti tra configurazioni di blocking e cicloni “bomba” nei settori atlantico e pacifico, evidenziando come i cicloni bomba atlantici della stagione fredda e i blocchi pacifici siano spesso associati ad anomalie negative del flusso di calore, mentre la relazione opposta si osserva in altre configurazioni. Al tempo stesso, gli autori sottolineano che solo una frazione relativamente limitata di eventi di blocking o di ciclogenesi esplosiva risulta effettivamente associata a SSW, suggerendo che tali forzanti agiscono come trigger condizionati piuttosto che come cause deterministiche.

Nel loro insieme, questi studi indicano che la variabilità stratosferica, inclusi i riscaldamenti stratosferici improvvisi, è il risultato di un’interazione complessa tra forzanti stazionarie e transitorie, la cui prevedibilità condiziona in modo sostanziale l’emergere del segnale previsionale degli SSW. La capacità di cogliere correttamente tali processi nei modelli numerici, in particolare quelli legati a eventi troposferici intensi ma di breve durata, rappresenta quindi un elemento chiave per migliorare la previsione a estensione temporale e la comprensione dei meccanismi di accoppiamento troposfera–stratosfera.

La Figura 1 è costruita per rispondere a una domanda molto specifica di dinamica e di previsione: quando e perché i sistemi ensemble “passano” bruscamente da uno scenario di vortice polare stratosferico (SPV) forte a uno scenario di SSW maggiore, nel caso del 12 febbraio 2018. Il grafico lo fa mettendo in relazione, lungo l’asse delle ascisse, la data di inizializzazione delle corse (cioè il giorno in cui il modello viene lanciato) con la distribuzione delle previsioni ensemble di due variabili-chiave che rappresentano rispettivamente lo stato del vortice in stratosfera e la forzante ondulatoria in alta troposfera. Nei pannelli (a) e (c) viene mostrato il vento zonale medio zonale a 10 hPa e 60°N, mediato nel periodo 12–16 febbraio 2018: questa è, di fatto, la metrica operativa più usata per definire un SSW maggiore, perché la definizione canonica richiede l’inversione dei venti zonali medi a 10 hPa e 60°N (Charlton & Polvani, 2007). Se U resta positivo, il vortice rimane “westerly”, compatto e dinamicamente forte; se U scende verso zero e diventa negativo, significa che la circolazione stratosferica polare ha subito un collasso dinamico coerente con un riscaldamento improvviso e una riorganizzazione della PV polare (la cornice fisica classica risale a Matsuno, 1971, e alla teoria di interazione onda–flusso medio formalizzata in Andrews, Holton & Leovy, 1987). Nei pannelli (b) e (d) viene mostrato invece il flusso di calore meridionale eddy v′T′ a 300 hPa mediato su 45–75°N nel 4–6 febbraio 2018: questo indicatore è un proxy ampiamente utilizzato della propagazione verticale dell’attività ondulatoria su scala planetaria, perché anomalie positive di v′T′ alle medie-alte latitudini sono strettamente legate a un trasporto di calore verso il polo da parte delle onde e, in condizioni quasi-geostrofiche, a un flusso di attività verso l’alto (in pratica: più “spinta” d’onda verso la stratosfera), spesso coerente anche con un EP-flux ascendente più intenso e con la successiva decelerazione del vento zonale polare (Andrews et al., 1987; Newman et al., 2001). I pannelli superiori (a,b) si riferiscono a NCEP, quelli inferiori (c,d) a ECMWF: la logica è identica, cambia solo il sistema modellistico.

La lettura statistica dei boxplot è essenziale perché l’oggetto della figura non è “una singola previsione”, ma la probabilità dell’evento all’interno di un ensemble e come questa probabilità cambia al cambiare dell’inizializzazione. La scatola rappresenta l’intervallo interquartile (25°–75° percentile), la linea interna è la mediana, i baffi estendono la variabilità fino a 1.5 volte l’interquartile e i cerchi sono outlier: quindi, quando la scatola è alta e larga, il modello sta dicendo “sono incerto e diviso”, quando la scatola è compatta e si sposta, sta dicendo “la soluzione sta diventando robusta tra i membri”. Le linee rosse tratteggiate sono i valori “verificanti” da rianalisi ERA-Interim: servono a vedere, in un colpo d’occhio, se il pacchetto ensemble sta centrando l’evento e quanto presto.

Il messaggio dei pannelli sul vento a 10 hPa è molto netto: per molte inizializzazioni di gennaio, soprattutto le più lontane dall’evento, la mediana e gran parte della distribuzione di U restano decisamente positive (spesso nell’ordine di decine di m s⁻¹), cioè il modello “vede” un vortice forte nel periodo 12–16 febbraio. In altre parole, nella previsione a lead time lungo, l’ensemble tende a mantenere la climatologia invernale di un vortice occidentale intenso. Poi, in una finestra relativamente ristretta tra fine gennaio e i primissimi giorni di febbraio, la distribuzione collassa rapidamente verso valori più bassi e, nelle inizializzazioni più vicine, converge verso valori negativi, coerenti con l’inversione richiesta per un SSW maggiore. Questa transizione brusca è precisamente ciò che molti studi indicano come firma di “predictability barrier” per alcuni eventi stratosferici: non tanto un lento accumulo di segnale, ma un salto di regime quando il modello riesce finalmente a catturare un elemento troposferico chiave (Tripathi et al., 2015, 2016; Taguchi, 2014). Karpechko e collaboratori hanno mostrato in modo specifico, per il 2018, che le previsioni S2S sono passate improvvisamente da SPV forte a SPV debole/SSW in un arco breve, indicando una finestra utile di prevedibilità sorprendentemente ridotta (Karpechko et al., 2018). La figura 1 ne è una rappresentazione “meccanica”: non ci si limita a dire che “non era previsto”, ma si mostra come la distribuzione ensemble cambi struttura in pochi giorni di inizializzazione.

Il ruolo del flusso di calore eddy (pannelli b e d) è ciò che fornisce la chiave dinamica. Il 4–6 febbraio è scelto come periodo troposferico immediatamente precedente alla fase di massimo impatto stratosferico del 12–16 febbraio, coerentemente con l’idea di un ritardo di alcuni giorni tra l’impulso ondulatorio troposferico e la risposta del vortice (una sequenza ben documentata nella letteratura sull’accoppiamento onda–flusso medio e sul “downward influence” dopo i disturbi stratosferici; Baldwin & Dunkerton, 2001). In queste date, quando i modelli inizializzati più precocemente sottostimano v′T′ (boxplot più bassi, spesso lontani dalla linea rossa), stanno implicitamente sottorappresentando la quantità di attività ondulatoria che riesce a propagarsi verso l’alto: la conseguenza fisica è che il vortice non viene sufficientemente decelerato dalla convergenza del flusso d’onda e rimane forte. Viceversa, quando le inizializzazioni più vicine iniziano a produrre valori di v′T′ più elevati e più vicini alla verifica, l’ensemble sta finalmente riproducendo una forzante d’onda adeguata; a quel punto la previsione di U a 10 hPa si sposta coerentemente verso l’inversione. Questa relazione “onda troposferica → decelerazione stratosferica” è esattamente il nucleo della teoria classica degli SSW: un’anomala propagazione verso l’alto di onde planetarie (spesso wave-1/wave-2, ma talvolta con contributi sinottici/di wave breaking) deposita momento e calore in stratosfera, indebolendo il getto polare e favorendo il riscaldamento per subsidenza e riorganizzazione della PV (Matsuno, 1971; Andrews et al., 1987; Newman et al., 2001). In questo senso la Figura 1 non sta solo mostrando “skill” o “errore”, ma sta mostrando una catena causale: quando il modello prende il forcing ondulatorio giusto, prende anche la risposta del vortice.

Un ulteriore elemento importante è che la figura separa implicitamente due famiglie di errore previsionale: errore sullo stato stratosferico (U a 10 hPa) ed errore sulla forzante troposferica (v′T′ a 300 hPa). Molta letteratura sui precursori, come sai, evidenzia blocchi e dipoli di geopotenziale persistenti prima degli SSW (Martius et al., 2009; Garfinkel et al., 2010; Kolstad & Charlton-Perez, 2011; Bao et al., 2017), ma gli studi sui casi specifici mostrano anche il peso di trigger più transitori, legati a ciclogenesi nord-atlantica, wave breaking subtropicale e interazione sinottica–planetaria (Coy et al., 2009; Coy & Pawson, 2014; O’Neill et al., 2017). La scelta di v′T′ a 300 hPa come metrica è coerente con questa idea: cattura l’effetto integrato (non necessariamente un solo blocco “medio”) di eventi che amplificano il trasporto meridionale e la propagazione ondulatoria. Quando tale metrica è sbagliata, l’ensemble resta “bloccato” nella soluzione a vortice forte; quando la metrica si aggiusta, la previsione cambia regime, e lo fa in modo non lineare, perché la stratosfera in inverno è un sistema sensibile alla soglia: superata una certa intensità e persistenza del forcing d’onda, la decelerazione può diventare rapida e auto-amplificante fino alla rottura del vortice.

In sintesi scientifica, la Figura 1 quantifica visivamente tre concetti fondamentali: primo, l’SSW del 2018 ha avuto una prevedibilità limitata e un onset improvviso nella probabilità ensemble; secondo, questa transizione coincide con la capacità del modello di riprodurre un impulso di attività ondulatoria troposferica (qui diagnosticato da v′T′ a 300 hPa) in una finestra temporale coerente con la successiva risposta del vortice; terzo, l’errore previsionale sul vortice non è “solo stratosferico”, ma nasce spesso dalla difficoltà di prevedere con sufficiente accuratezza strutture troposferiche specifiche che controllano il wave driving, cioè il meccanismo fisico che, in ultima analisi, governa l’insorgenza degli SSW.

La Figura 2 fornisce una rappresentazione dinamica e temporale del motivo per cui l’SSW del 12 febbraio 2018 sia diventato prevedibile solo molto tardi, mostrando in modo diretto il nesso causale tra la forzante troposferica e la risposta del vortice polare stratosferico all’interno delle previsioni ensemble ECMWF. A differenza di una lettura puramente statistica, qui si segue l’evoluzione giorno per giorno delle grandezze fisiche chiave, confrontando due inizializzazioni ravvicinate nel tempo, il 29 gennaio e il 1° febbraio, e mettendole a confronto con l’evoluzione osservata nelle rianalisi ERA-Interim.

Nel pannello (a) è mostrato il vento zonale medio zonale a 10 hPa e 60°N, la variabile di riferimento per la definizione di un SSW maggiore secondo Charlton e Polvani (2007). Nei primi giorni del periodo considerato, entrambe le inizializzazioni riproducono correttamente un vortice polare stratosferico forte, con venti occidentali intensi dell’ordine di 30–40 m s⁻¹, in buon accordo con ERA-Interim. La divergenza emerge a partire dai primi giorni di febbraio: le previsioni inizializzate il 29 gennaio tendono a mantenere o addirittura rafforzare il vortice, con una media ensemble che resta decisamente positiva fino a ridosso del 12 febbraio. In termini dinamici, questo implica che il modello, a quel lead time, non sta producendo una convergenza di flusso d’onda sufficiente in stratosfera da decelerare il getto polare. Al contrario, le previsioni inizializzate il 1° febbraio mostrano una decelerazione progressiva dei venti zonali, con una traiettoria molto più simile a quella osservata e un avvicinamento netto all’inversione dei venti associata all’SSW. Questa differenza, prodotta da soli tre giorni di scarto nell’inizializzazione, è una chiara manifestazione della natura non lineare e soglia-dipendente della risposta stratosferica, già descritta nel quadro teorico classico di Matsuno (1971) e formalizzata attraverso l’interazione onda–flusso medio da Andrews, Holton e Leovy (1987).

Il pannello (b) spiega fisicamente l’origine di questa divergenza mostrando il flusso di calore meridionale eddy v′T′ a 300 hPa, mediato tra 45° e 75°N. Questa quantità è ampiamente utilizzata come indicatore della propagazione verticale dell’attività ondulatoria, poiché anomalie positive di v′T′ alle medie e alte latitudini sono associate a un intenso trasporto di calore verso il polo e, in un contesto quasi-geostrofico, a un flusso di attività d’onda diretto verso l’alto, coerente con un EP-flux ascendente in stratosfera (Newman et al., 2001; Andrews et al., 1987). L’evoluzione osservata in ERA-Interim mostra un marcato incremento di v′T′ nei primi giorni di febbraio, con picchi pronunciati tra il 4 e il 6 febbraio e successivi impulsi, segnale di una forzante ondulatoria intensa e intermittente. Le previsioni inizializzate il 29 gennaio sottostimano sistematicamente questa forzante: molti membri ensemble mostrano valori deboli o addirittura negativi, e la media ensemble non riesce a riprodurre né l’ampiezza né la tempistica degli impulsi osservati. Di conseguenza, l’energia ondulatoria trasferita verso la stratosfera risulta insufficiente a innescare una decelerazione significativa del vortice. Al contrario, l’ensemble inizializzato il 1° febbraio cattura molto meglio l’aumento di v′T′, sia in termini di intensità sia di fase temporale, producendo una forzante d’onda compatibile con quella osservata.

Dal punto di vista della dinamica atmosferica, la figura visualizza in modo estremamente chiaro la catena causale troposfera–stratosfera: quando il modello non riesce a rappresentare correttamente l’episodio di intensa attività ondulatoria troposferica, la risposta stratosferica rimane confinata in un regime di vortice forte; quando invece il forcing d’onda viene simulato in modo realistico, la convergenza del flusso di Eliassen–Palm in stratosfera diventa sufficientemente intensa da decelerare rapidamente il vento zonale polare e portare all’inversione. Questo comportamento è coerente con numerosi studi che mostrano come molti SSW siano innescati da impulsi relativamente brevi ma intensi di attività ondulatoria, spesso associati a configurazioni sinottiche specifiche, quali ciclogenesi nord-atlantica, wave breaking anticiclonico e interazione tra onde sinottiche e planetarie (Coy et al., 2009; Martius et al., 2009; O’Neill et al., 2017). In questo quadro, il flusso di calore eddy non rappresenta semplicemente un “rumore” medio, ma il segnale integrato di processi dinamici transitori che possono fungere da trigger per il collasso del vortice.

Un ulteriore aspetto rilevante evidenziato dalla Figura 2 è che la prevedibilità dell’SSW del 2018 non aumenta gradualmente con la riduzione del lead time, ma emerge in modo brusco quando il modello riesce a catturare il corretto forcing troposferico. Questo comportamento è in linea con i risultati di Tripathi et al. (2015, 2016) e Karpechko et al. (2018), che mostrano come la finestra di prevedibilità degli SSW sia spesso limitata e dominata da eventi chiave piuttosto che da un lento accumulo di segnale. La figura suggerisce quindi che l’errore previsionale principale non risieda nella dinamica stratosferica in sé, ma nella difficoltà di prevedere correttamente la tempistica, l’intensità e la struttura dei processi troposferici che modulano la propagazione ondulatoria verso l’alto.

Nel complesso, la Figura 2 dimostra in modo rigoroso che l’SSW del febbraio 2018 diventa prevedibile solo quando il modello riesce a simulare un breve ma cruciale periodo di intensa attività ondulatoria troposferica. Una volta superata questa soglia, la risposta del vortice polare stratosferico appare fortemente vincolata dalla dinamica e l’evento emerge con chiarezza nelle previsioni ensemble, fornendo un esempio emblematico di come la prevedibilità stratosferica sia spesso controllata da processi troposferici altamente sensibili e non lineari.

La Figura 3 è concepita per isolare, con un approccio quantitativo e “meccanicistico”, quali strutture troposferiche controllino l’evoluzione del vortice polare stratosferico (SPV) nei giorni che precedono l’SSW del febbraio 2018 e, soprattutto, per chiarire perché i forecast abbiano mostrato un cambiamento improvviso di prevedibilità. Tecnicamente, la figura mostra la correlazione lineare punto per punto tra la pressione media al livello del mare (MSLP) mediata tra il 3 e il 5 febbraio e il vento zonale medio zonale a 10 hPa e 60°N (U10₆₀) mediato tra il 9 e l’11 febbraio. Il ritardo temporale imposto (troposfera prima, stratosfera dopo) non è casuale: rispecchia la sequenza fisica tipica dei riscaldamenti stratosferici improvvisi, in cui un’anomalia nella circolazione troposferica organizza e amplifica la propagazione verso l’alto delle onde planetarie, che poi interagiscono con il flusso medio stratosferico decelerando il getto polare e riorganizzando la distribuzione di vorticità potenziale (PV) nella stratosfera in un arco di alcuni giorni (Matsuno, 1971; Andrews, Holton & Leovy, 1987). In altre parole, la figura sta cercando il “ponte” statistico che collega una particolare configurazione di MSLP alla successiva variazione di intensità del vortice misurata da U10₆₀, variabile che è anche centrale nella definizione operativa di SSW maggiore (Charlton & Polvani, 2007).

L’interpretazione dei colori è fondamentale. Le aree in blu indicano correlazione positiva: quando la MSLP aumenta in quelle regioni, U10₆₀ tende a essere più alto (vortice più forte, venti occidentali più intensi). Le aree in rosso indicano correlazione negativa: quando la MSLP aumenta lì, U10₆₀ tende a diminuire (vortice più debole, più vicino all’inversione). Le linee bianche contornano le zone dove il valore assoluto della correlazione supera 0.7, cioè regioni in cui la relazione è particolarmente robusta nell’ensemble considerato. La presenza di strutture ampie e coerenti, e non di macchie isolate, suggerisce che non si stia osservando rumore statistico ma una modalità dinamica ben definita che governa la trasferibilità dell’informazione dalla troposfera alla stratosfera.

In entrambi i pannelli — (a) basato sui forecast NCEP e (b) sui forecast ECMWF — emerge una struttura a dipolo sulla fascia nord-atlantica ed eurasiatica, evidenziata con linee nere tratteggiate: il cosiddetto dipolo Scandinavia–Groenlandia (S–G). Il nodo scandinavo ricade in un’area a correlazione negativa, mentre il nodo groenlandese ricade in un’area a correlazione positiva. Tradotto in termini sinottici, questo implica che uno stato troposferico con pressione relativamente più alta sulla Scandinavia e relativamente più bassa verso la Groenlandia/Atlantico nord-occidentale tende a essere associato, pochi giorni dopo, a un indebolimento del vortice in stratosfera (U10₆₀ più basso). Questa configurazione è dinamicamente rilevante perché è strettamente connessa a un assetto del getto e della guida d’onda favorevole a episodi di wave breaking anticiclonico nel settore nord-atlantico e a un’efficiente amplificazione delle onde di Rossby a scala planetaria. Il wave breaking, in particolare nella sua variante anticiclonica, è noto per riorganizzare la PV in alta troposfera, favorire l’insorgenza di blocchi e aumentare la componente meridiana del flusso, creando condizioni favorevoli a una maggiore propagazione verticale dell’attività d’onda (Martius et al., 2009; Woollings et al., 2010). Nel linguaggio della teoria onda–flusso medio, un tale assetto tende a incrementare il flusso di Eliassen–Palm (EP-flux) diretto verso l’alto e a produrre, in stratosfera, una convergenza di flusso che decelera i venti zonali polari e promuove il riscaldamento dinamico per subsidenza alle alte latitudini (Andrews et al., 1987; Newman et al., 2001). Il fatto che la correlazione sia così elevata proprio nelle regioni del dipolo suggerisce che la corretta simulazione della traiettoria e dell’intensità delle perturbazioni nord-atlantiche — e della conseguente geometria del campo di pressione — sia un prerequisito per “attivare” il forcing ondulatorio capace di destabilizzare lo SPV, coerentemente con lavori che hanno mostrato come singoli eventi sinottici sul Nord Atlantico possano risultare determinanti per alcuni SSW (Coy et al., 2009) pur riconoscendo che il loro peso relativo può variare tra eventi diversi (Coy & Pawson, 2014).

Un secondo elemento chiave mostrato in Figura 3 è la regione evidenziata con linee tratteggiate color marrone, che indica la localizzazione dell’alta degli Urali (Ural high). Qui il segnale di correlazione negativa è evidente: quando la pressione al suolo sugli Urali è più alta nel 3–5 febbraio, il vortice tende a risultare più debole nel 9–11 febbraio. Questa relazione è perfettamente coerente con una letteratura ampia sui precursori troposferici degli SSW che individua nel blocking eurasiatico e in particolare nell’area uralica una sorgente molto efficiente di wave driving verso la stratosfera, perché tale anomalia di geopotenziale proietta con forza sulle onde stazionarie climatologiche e ne amplifica l’interferenza costruttiva, in special modo per la componente a numero d’onda 1, spesso cruciale nel predisporre l’assetto stratosferico a un riscaldamento improvviso (Kolstad & Charlton-Perez, 2011; Garfinkel et al., 2010; Peings, 2019; White et al., 2019). In termini di dinamica, un Ural high ben sviluppato tende a favorire un pattern di flusso che incrementa la propagazione di onde planetarie verso il polo e verso l’alto, aumentando la probabilità di un rapido indebolimento del vortice. Questo si collega anche ai risultati più generali sulle modalità di coupling stratosfera–troposfera e sulla successiva propagazione verso il basso di segnali annulari (Baldwin & Dunkerton, 2001; Thompson & Wallace, 2000), benché la Figura 3 si concentri sul “trigger” antecedente.

È importante notare che la figura non sta dicendo che la MSLP “causa” da sola l’SSW; piuttosto, identifica le regioni in cui la variabilità della pressione al suolo, all’interno dell’ensemble, è maggiormente associata alla variabilità della forza del vortice alcuni giorni dopo. Il valore scientifico sta nel fatto che questa associazione emerge coerentemente in due sistemi previsionali diversi (NCEP e ECMWF), suggerendo che il dipolo S–G e l’assetto uralico non siano un artefatto di un singolo modello ma una proprietà robusta della dinamica del caso. Questo punto si inserisce nel dibattito tra precursori “stazionari” (ad esempio blocchi mediati su periodi lunghi, evidenziati da compositi e cluster di geopotenziale; Martius et al., 2009; Bao et al., 2017) e trigger “transitori” (ciclogenesi e wave breaking sinottico; Coy et al., 2009; O’Neill et al., 2017): la Figura 3 mostra che, per il 2018, la porzione di variabilità troposferica più rilevante per l’esito stratosferico è organizzata proprio in un pattern dipolare nord-atlantico che può emergere da un singolo episodio sinottico ben posizionato e, simultaneamente, alimentare o “costruire” un blocco più persistente verso gli Urali. In questo senso, il dipolo S–G agisce come diagnostico operativo di un’evoluzione del flusso favorevole a wave breaking anticiclonico e a una successiva amplificazione del wave driving, mentre l’Ural high rappresenta il canale attraverso cui tale forcing si proietta con maggiore efficacia sulle onde stazionarie e sulla stratosfera.

In sintesi, la Figura 3 dimostra che la prevedibilità dell’indebolimento del vortice nel febbraio 2018 è fortemente condizionata dalla capacità del modello di rappresentare correttamente una configurazione troposferica specifica tra Nord Atlantico ed Eurasia: un dipolo Scandinavia–Groenlandia ben sviluppato e un rafforzamento della pressione sugli Urali nei giorni 3–5 febbraio risultano strettamente associati a un U10₆₀ ridotto nei giorni 9–11 febbraio, cioè a un vortice più debole e vicino all’inversione. Tale relazione è pienamente coerente con la teoria dell’interazione tra onde planetarie e flusso medio stratosferico (Matsuno, 1971; Andrews et al., 1987) e con la letteratura sui precursori troposferici degli SSW, sia nella componente più “bloccante” e persistente (Kolstad & Charlton-Perez, 2011; Garfinkel et al., 2010; Peings, 2019) sia nella componente più transitoria legata a ciclogenesi e wave breaking (Coy et al., 2009; O’Neill et al., 2017). Se vuoi, posso anche tradurre questa figura in una chiave più operativa “da forum”: quali mappe guardare (MSLP, Z500, PV a 300 hPa), dove cercare il dipolo S–G e come collegarlo a EP-flux/v′T′ e alla successiva evoluzione di U10₆₀.

La Figura 4 è progettata per dimostrare, in modo quasi “forense”, che l’impulso di attività ondulatoria che ha portato all’SSW del febbraio 2018 non nasce da un generico stato medio della troposfera, ma da una specifica configurazione sinottica della pressione al livello del mare (MSLP) nel settore Nord Atlantico–Eurasia, e che questa configurazione è strettamente legata alla capacità del modello di produrre un forte flusso di calore eddy in alta troposfera, cioè un forte wave driving verso la stratosfera. In termini dinamici, la figura collega tre tasselli: (i) il pattern osservato di MSLP nei giorni 3–5 febbraio, (ii) la selezione di membri ensemble in base alla loro intensità di flusso di calore eddy a 300 hPa tra 45–75°N nel 4–6 febbraio (HF, heat flux), e (iii) la differenza strutturale tra i membri “ad alto forcing” e quelli “a basso forcing”, che di fatto discrimina tra un percorso evolutivo favorevole o sfavorevole all’indebolimento del vortice polare stratosferico. L’impostazione temporale è coerente con il quadro teorico classico degli SSW: prima si organizza la forzante troposferica (onde planetarie e loro interazione con il getto), poi la stratosfera risponde mediante decelerazione del vento zonale polare e ristrutturazione della vorticità potenziale (Matsuno, 1971; Andrews, Holton & Leovy, 1987).

Le mappe (a–c) mostrano la MSLP media giornaliera (o comunque rappresentativa del periodo 3–5 febbraio) nelle rianalisi ERA-Interim per il 3, 4 e 5 febbraio. Qui si riconosce una configurazione altamente organizzata su scala sinottico-planetaria: un’anomalia ciclonica marcata nel bacino groenlandese/nord-atlantico e, simultaneamente, un’anomalia anticiclonica estesa sul settore scandinavo-eurasiatico. I contorni neri tratteggiati indicano i due nodi del dipolo Scandinavia–Groenlandia (S–G), cioè la struttura che nel lavoro viene interpretata come diagnostico del wave breaking anticiclonico nel Nord Atlantico e come precursore immediato del successivo indebolimento stratosferico. In letteratura, configurazioni di blocco e dipoli di geopotenziale o pressione nel settore euro-atlantico sono spesso associate a un incremento della propagazione verticale dell’attività ondulatoria, perché aumentano l’ampiezza e la persistenza della curvatura del flusso e favoriscono l’interferenza costruttiva con le onde stazionarie climatologiche (Martius et al., 2009; Garfinkel et al., 2010; Bao et al., 2017). Questo punto è cruciale: gli SSW non “nascono” nel vuoto, ma in genere richiedono un aumento del wave driving troposferico capace di produrre convergenza di flusso d’onda in stratosfera e quindi decelerazione del getto polare (Andrews et al., 1987; Newman et al., 2001).

Le mappe (d–f) mostrano invece la MSLP prevista dall’ensemble ECMWF (unione di corse inizializzate il 29 gennaio e il 1° febbraio) ma condizionata ai membri che rientrano nel 10% più alto del flusso di calore eddy a 300 hPa, calcolato e mediato su 45–75°N nel periodo 4–6 febbraio. Questa selezione è fisicamente molto significativa: il flusso di calore meridionale eddy v′T′ è un proxy ampiamente utilizzato per la propagazione verticale dell’attività d’onda e per la forza del coupling troposfera–stratosfera, perché valori elevati indicano trasporto di calore verso il polo associato a onde di grande ampiezza e a una maggiore efficienza nel trasferire attività verso l’alto, spesso coerente con un EP-flux ascendente più intenso (Andrews et al., 1987; Newman et al., 2001). In sostanza, selezionare i membri “Max HF 10%” significa isolare i forecast che stanno simulando un forcing d’onda particolarmente efficace. Il risultato che emerge in (d–f) è che questi membri non sono caratterizzati da una MSLP “casuale”, ma riproducono con notevole coerenza la stessa architettura osservata: un minimo profondo sul settore groenlandese/nord-atlantico e un massimo sul settore scandinavo-eurasiatico, cioè un dipolo S–G ben organizzato. Questo implica che, nell’ensemble, l’intensità del wave driving non è una variabile indipendente: è strettamente vincolata alla traiettoria e all’intensificazione dei sistemi di pressione al suolo che modulano la guida d’onda e predispongono wave breaking e blocchi. Tale lettura è coerente con studi che hanno evidenziato come singoli sistemi sinottici nord-atlantici e processi di wave breaking possano risultare decisivi nel determinare se un modello riesca o meno a produrre un SSW realistico, proprio perché controllano la fase e l’ampiezza del forcing ondulatorio (Coy et al., 2009; O’Neill et al., 2017). È anche in linea con l’idea, discussa in lavori su eventi specifici, che la previsione di un SSW possa dipendere da trigger transitori ben localizzati più che da un lento “buildup” medio (Tripathi et al., 2015, 2016).

Le mappe (g–i) rappresentano la stessa quantità (MSLP), ma per il 10% dei membri con flusso di calore eddy più basso (“Min HF 10%”). Qui la struttura cambia in modo sistematico: il minimo groenlandese è meno profondo o meno ben posizionato, l’anticiclone scandinavo-eurasiatico è più debole o più disorganizzato, e l’intero dipolo S–G risulta attenuato. In un contesto dinamico, questo significa minore ondulazione del getto, minore tendenza a wave breaking anticiclonico e, soprattutto, una guida d’onda meno efficiente nel convogliare attività verso l’alto. Ne deriva un wave driving insufficiente a produrre un forte deposito di momento in stratosfera e quindi una minore capacità di indebolire il vortice, coerentemente con il quadro teorico della convergenza del flusso di Eliassen–Palm e della decelerazione del vento zonale polare (Andrews et al., 1987; Matsuno, 1971). Questa separazione tra membri ad alto e basso forcing è compatibile con risultati più generali sulla grande variabilità inter-evento della relazione tra ciclogenesi, blocchi e flussi di calore eddy, e con l’idea che solo una frazione relativamente limitata di eventi sinottici estremi (blocchi o “bomb cyclones”) si traduca effettivamente in un forcing stratosferico determinante (Attard & Lang, 2019).

Le mappe (j–l) mostrano la differenza tra le due classi (Max HF 10% meno Min HF 10%), quindi isolano il pattern “che fa la differenza” dal punto di vista del wave driving. Il segnale è un dipolo netto: pressioni significativamente più basse sul settore groenlandese/nord-atlantico e pressioni significativamente più alte sul settore scandinavo-eurasiatico, con scarti che raggiungono valori dell’ordine di decine di hPa. Questo non è un dettaglio marginale, ma una riorganizzazione di massa troposferica su scala sinottico-planetaria, precisamente del tipo che può amplificare le onde di Rossby e favorire la propagazione verso l’alto dell’attività d’onda. In termini di dinamica dei blocchi e del wave breaking, un simile dipolo è coerente con un regime che promuove l’advezione meridiana, l’intrusione di PV e la formazione di strutture quasi stazionarie capaci di interagire con le onde stazionarie climatologiche, aumentando l’interferenza costruttiva e il wave-1/wave-2 forcing verso la stratosfera (Martius et al., 2009; Garfinkel et al., 2010; Peings, 2019; White et al., 2019). Questo è esattamente il tipo di meccanismo che la teoria classica prevede come efficiente nel decelerare il vortice: un incremento dell’EP-flux ascendente e della sua convergenza in stratosfera conduce a un rapido indebolimento dei venti zonali e a un riscaldamento dinamico polare (Matsuno, 1971; Andrews et al., 1987).

Il valore scientifico della Figura 4 sta dunque nel mostrare che, all’interno dell’ensemble, la variabilità del flusso di calore eddy non è un semplice “rumore” o un prodotto diagnostico scollegato, ma è l’espressione integrata di una specifica evoluzione sinottica del campo di pressione al suolo. La figura fornisce una dimostrazione condizionata: quando il modello simula correttamente un dipolo S–G marcato tra il 3 e il 5 febbraio, tende a produrre un flusso di calore eddy elevato tra il 4 e il 6 febbraio, cioè un forcing d’onda efficiente; quando invece il dipolo è debole o mal posizionato, il forcing resta insufficiente. Questo tipo di selezione condizionata è particolarmente utile per la prevedibilità estesa, perché indica che la previsione del vortice non dipende solo da uno “stato stratosferico iniziale”, ma dalla capacità di catturare eventi troposferici chiave e la loro geometria, coerentemente con i risultati che identificano nella troposfera nord-atlantica e nei pattern di blocking eurasiatico uno dei principali controlli sulla probabilità e sulla tempistica degli SSW (Garfinkel et al., 2010; Kolstad & Charlton-Perez, 2011; Karpechko et al., 2018). In sintesi, la Figura 4 rende visibile il meccanismo di trigger: un pattern di MSLP ben definito costruisce le condizioni per un forte wave driving (alto HF) e separa nettamente i membri ensemble che entrano nel ramo evolutivo verso l’indebolimento del vortice da quelli che restano in un regime a vortice forte, evidenziando la natura fortemente non lineare della prevedibilità dell’evento.

La Figura 5 è costruita per dimostrare, in modo diagnostico e “condizionato”, che la variabilità del forcing ondulatorio troposferico che precede l’SSW del febbraio 2018 non è un semplice rumore d’ensemble, ma si associa in maniera sistematica a due strutture sinottico-planetarie specifiche: il dipolo Scandinavia–Groenlandia (S–G) e l’alta degli Urali (Ural high). L’idea di fondo è coerente con la teoria classica dei riscaldamenti stratosferici improvvisi: l’SSW è tipicamente innescato da un incremento della propagazione verso l’alto delle onde planetarie, che attraverso l’interazione onda–flusso medio (misurabile con EP-flux e sue convergenze) decelera il getto stratosferico, riorganizza la vorticità potenziale polare e conduce all’inversione dei venti zonali (Matsuno, 1971; Andrews, Holton & Leovy, 1987). Poiché il wave driving nasce in troposfera, la prevedibilità dell’SSW dipende in larga misura dalla capacità del modello di rappresentare correttamente i pattern che amplificano e canalizzano tali onde, come blocchi e dipoli barici euro-atlantici ed eurasiatici (Martius et al., 2009; Garfinkel et al., 2010; Kolstad & Charlton-Perez, 2011).

Operativamente, la figura utilizza come “variabile di selezione” il flusso di calore eddy meridionale v′T′ a 300 hPa, mediato tra 45–75°N nel periodo 4–6 febbraio. Questo indice è un proxy ampiamente usato del wave driving verso la stratosfera: anomalie positive di v′T′ in alta troposfera alle medie-alte latitudini sono associate a un’intensa attività ondulatoria e a una maggiore probabilità di flusso EP ascendente, che precede la decelerazione stratosferica (Andrews et al., 1987; Newman et al., 2001). I membri ensemble ECMWF (provenienti dalle inizializzazioni del 29 gennaio e del 1° febbraio) vengono quindi separati in due sottoinsiemi estremi: il 10% con v′T′ più alto (linee tratteggiate rosse, “top 10%”) e il 10% con v′T′ più basso (linee tratteggiate blu, “bottom 10%”). Le rispettive medie sono indicate da linee spesse rosse e blu. La linea nera spessa rappresenta la traiettoria verificata in ERA-Interim. Questa impostazione è molto potente perché consente di osservare come cambia l’evoluzione sinottica quando il modello “imbocca” il ramo dinamico ad alto forcing rispetto al ramo a forcing debole.

Nel pannello (a) viene mostrato l’indice del dipolo Scandinavia–Groenlandia (S–G dipole, in hPa). La traiettoria osservata (nero) indica che tra fine gennaio e l’inizio di febbraio il dipolo passa da valori debolmente negativi a una rapida amplificazione, con un picco marcato attorno al 5 febbraio e un successivo ridimensionamento ma con persistenza su valori positivi. Questo comportamento è coerente con una riorganizzazione del campo di massa nel settore nord-atlantico che favorisce un’ondulazione pronunciata del getto e condizioni propizie al wave breaking anticiclonico, processo noto per rimodellare i gradienti di PV in alta troposfera, sostenere blocchi e aumentare la componente meridiana del flusso, con conseguente incremento della propagazione verticale dell’attività d’onda (Woollings et al., 2010; Martius et al., 2009). La separazione tra i due gruppi è netta: i membri del top 10% (rosso) riproducono la crescita rapida del dipolo e ne raggiungono valori molto più vicini alla verifica; la media rossa segue in modo coerente la fase di intensificazione e rimane su livelli positivi comparabili. Al contrario, i membri del bottom 10% (blu) tendono a non costruire il dipolo: la media blu resta nettamente più bassa, spesso prossima allo zero o negativa, e i singoli membri mostrano grande dispersione senza una struttura comune. Dal punto di vista fisico, la figura suggerisce che un forte v′T′ nel 4–6 febbraio emerge quando il modello cattura un assetto barico dipolare ben definito nei giorni immediatamente precedenti, che ottimizza la guida d’onda e l’interferenza costruttiva con le onde stazionarie climatologiche, meccanismo frequentemente invocato negli studi sui precursori degli SSW (Garfinkel et al., 2010; Bao et al., 2017).

Nel pannello (b) si osserva la pressione media al livello del mare associata all’alta degli Urali, un’area che la letteratura identifica come particolarmente efficace nel modulare la variabilità del vortice attraverso la proiezione sul pattern di onde stazionarie e l’amplificazione del wave-1/wave-2 forcing verso la stratosfera (Kolstad & Charlton-Perez, 2011; Peings, 2019; White et al., 2019). La verifica (nero) mostra un’evoluzione con calo iniziale a fine gennaio, seguita da una graduale risalita e da un picco molto pronunciato attorno all’8–9 febbraio, quindi una diminuzione. Anche qui il ramo ad alto forcing (rosso) si avvicina di più alla realtà: la media rossa è più alta della media blu e mostra una tendenza più coerente con la crescita dell’anticiclone uralico. Il ramo a forcing debole (blu) mantiene valori medi inferiori e, in molti membri, l’alta uralica non si consolida o lo fa in modo non sincronizzato con l’evoluzione osservata. Questo è un punto cruciale perché collega due famiglie di precursori spesso discusse separatamente: il settore nord-atlantico (dipolo S–G e wave breaking) e il settore eurasiatico (Ural high e blocking). La figura suggerisce che, almeno per questo caso, il ramo dell’ensemble che “vede” il forcing d’onda intenso è anche quello che costruisce in modo più realistico entrambe le componenti, indicando un accoppiamento dinamico tra la riorganizzazione nord-atlantica e la successiva strutturazione del pattern uralico.

La coerenza temporale tra i due pannelli rafforza l’interpretazione meccanicistica. Il dipolo S–G raggiunge il massimo attorno al 5 febbraio, mentre l’alta degli Urali mostra il massimo qualche giorno dopo, attorno all’8–9 febbraio. Questa sequenza è compatibile con un’evoluzione in cui un evento nord-atlantico transiente (legato a wave breaking e/o a particolari traiettorie cicloniche) amplifica la configurazione dipolare, favorisce un aumento del trasporto meridiano e del flusso di calore eddy, e contribuisce a “costruire” o rinforzare una struttura di blocco più a valle sull’Eurasia, che a sua volta mantiene elevato il wave driving verso la stratosfera. Tale visione integra i risultati di studi che sottolineano il ruolo di trigger sinottici transitori nel determinare la riuscita o meno della simulazione di un SSW (Coy et al., 2009; O’Neill et al., 2017), con quelli che evidenziano l’importanza di pattern più persistenti di blocking come precursori medi (Martius et al., 2009; Kolstad & Charlton-Perez, 2011). Inoltre, la figura è coerente con il fatto che la prevedibilità degli SSW possa manifestarsi in modo brusco quando i modelli iniziano a rappresentare correttamente eventi chiave che controllano il wave driving, piuttosto che attraverso un lento accumulo di segnale (Tripathi et al., 2015, 2016; Karpechko et al., 2018).

In sintesi scientifica, la Figura 5 dimostra che i membri ensemble ECMWF che producono un forte flusso di calore eddy (alto v′T′) nel 4–6 febbraio — quindi un forcing ondulatorio più efficace verso la stratosfera — sono anche quelli che simulano una rapida e intensa amplificazione del dipolo Scandinavia–Groenlandia e una successiva crescita più realistica dell’alta degli Urali, in accordo con ERA-Interim. I membri a forcing debole, al contrario, non costruiscono in modo coerente né il dipolo S–G né l’assetto uralico, e quindi restano su un ramo dinamico meno favorevole alla propagazione verticale dell’attività d’onda e all’indebolimento del vortice. Questo collega in modo esplicito la prevedibilità dell’SSW 2018 alla rappresentazione corretta di specifici pattern troposferici che modulano l’interazione onda–flusso medio, concetto centrale nella teoria e nella climatologia degli SSW.

2. Dati e metodi

L’analisi si basa sull’impiego di dati previsionali provenienti dai modelli sub-stagionali dell’ECMWF e del National Centers for Environmental Prediction (NCEP), scelti per l’elevata numerosità degli ensemble e per l’alta frequenza di inizializzazione, caratteristiche ritenute cruciali nello studio della prevedibilità dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW). Numerosi lavori hanno infatti dimostrato che la capacità dei modelli S2S di anticipare l’insorgenza di un SSW è fortemente legata alla rappresentazione statistica dell’incertezza iniziale e alla corretta simulazione della dinamica onda–flusso medio (e.g. Charlton e Polvani, 2007; Karpechko et al., 2018). In questo contesto, ECMWF fornisce due lanci settimanali con 51 membri, mentre NCEP produce previsioni giornaliere con 16 membri, consentendo un’analisi robusta della dispersione e della coerenza del segnale stratosferico. Poiché studi comparativi hanno evidenziato una sostanziale convergenza tra i modelli S2S nella fase di onset della prevedibilità degli SSW, l’analisi risulta poco sensibile alla specifica scelta del modello utilizzato.

La verifica delle previsioni è effettuata mediante la rianalisi ERA-Interim dell’ECMWF (Dee et al., 2011), ampiamente utilizzata in letteratura per studi sulla dinamica stratosferica e sul coupling stratosfera–troposfera. L’intensità del vortice polare stratosferico è quantificata attraverso il vento zonale medio zonale a 10 hPa e 60°N (U10,60), una metrica standard che rappresenta in modo diretto lo stato del flusso medio stratosferico e la sua eventuale inversione durante gli eventi di SSW (Baldwin e Dunkerton, 2001). L’attività ondulatoria troposferica è invece rappresentata dal flusso di calore eddy medio zonale [v′T′], mediato tra 45° e 75°N e calcolato a 300 hPa, parametro che costituisce un proxy consolidato dell’attività delle onde planetarie ascendenti. Tale grandezza è direttamente proporzionale alla componente verticale del flusso di Eliassen–Palm, il cui ruolo nel trasferimento di momento e calore verso la stratosfera è stato formalizzato nei lavori classici di Andrews et al. (1987) ed è centrale nella teoria dell’interazione onda–flusso medio.

Per descrivere lo stato dinamico dell’atmosfera polare viene inoltre utilizzato il geopotenziale medio della calotta polare (60–90°N), espresso sotto forma di anomalie standardizzate e impiegato come proxy dell’indice NAM, in linea con quanto proposto da Thompson e Wallace (2000) e successivamente applicato in numerosi studi sul coupling verticale (Karpechko et al., 2017). Le anomalie sono calcolate rispetto alla climatologia giornaliera ERA-Interim e alla relativa deviazione standard, garantendo una corretta comparabilità stagionale. I compositi storici utilizzati per il confronto climatologico coprono il periodo gennaio 1979–marzo 2017, coerentemente con la disponibilità dei dati satellitari moderni, mentre la significatività statistica dei segnali compositi è valutata mediante bootstrap con ricampionamento con reinserimento (n = 50.000), una tecnica non parametrica ampiamente adottata negli studi climatici per la sua robustezza in presenza di distribuzioni non gaussiane.

L’analisi del potenziale vorticoso (PV) è condotta su superfici isentropiche, rispettivamente a 315 K per ERA-Interim e a 320 K per i dati previsionali dei modelli, scelta motivata dalla necessità di individuare livelli dinamicamente equivalenti nella bassa stratosfera/alta troposfera, dove il PV rappresenta un tracciante particolarmente efficace della struttura e della deformazione del vortice polare (Hoskins et al., 1985). Infine, tutti i campi sono interpolati su una griglia orizzontale a 2,5°, al fine di assicurare coerenza spaziale tra dataset osservativi e previsionali e ridurre possibili artefatti legati a differenti risoluzioni native.

3. Risultati – Insorgenza della prevedibilità dei riscaldamenti stratosferici improvvisi

L’evoluzione della prevedibilità dello stato medio zonale associato all’evento di riscaldamento stratosferico improvviso analizzato mostra caratteristiche pienamente coerenti con quanto documentato nella letteratura sul coupling troposfera–stratosfera. Le previsioni ensemble del vento zonale medio a 10 hPa e 60°N (U10,60) evidenziano una transizione estremamente rapida, collocata tra la fine di gennaio e l’inizio di febbraio, da uno scenario dominato da un vortice polare stratosferico intenso a uno caratterizzato da un marcato indebolimento del vortice o da un vero e proprio SSW maggiore. Tale comportamento non segue una graduale riduzione dell’incertezza con l’avvicinarsi della data di verifica, ma si manifesta come un vero e proprio “salto” di prevedibilità, un aspetto già messo in evidenza da studi precedenti che descrivono la prevedibilità degli SSW come fortemente non lineare e sensibile a soglie dinamiche (Charlton e Polvani, 2007; Tripathi et al., 2015).

In entrambe le catene modellistiche ECMWF e NCEP, gli ensemble del 29 gennaio risultano fortemente compatti e unanimemente orientati verso uno stato di vortice forte, senza alcun membro che suggerisca un’inversione del vento zonale medio. Questo quadro cambia in modo brusco nelle inizializzazioni immediatamente successive, in particolare tra il 30 gennaio e il 1° febbraio, quando alcuni membri iniziano a simulare venti medi orientali e l’intero ensemble si sposta verso valori di U10,60 significativamente più deboli rispetto alla distribuzione del giorno precedente. Un aspetto cruciale è che questo cambiamento è accompagnato da un aumento della dispersione dell’ensemble nonostante il lead time più breve, in apparente contrasto con il comportamento tipico dei sistemi previsionali deterministici, ma pienamente coerente con l’idea che l’incertezza derivi dall’amplificazione di piccoli errori iniziali nella rappresentazione della forzante ondulatoria troposferica (Magnusson et al., 2014; Domeisen et al., 2020).

La successiva riduzione della dispersione osservata tra il 5 e il 6 febbraio, a soli 6–7 giorni dall’SSW maggiore, indica che il sistema atmosferico entra in una fase di maggiore determinismo una volta che l’attività ondulatoria verticale diventa sufficientemente intensa da forzare in modo robusto il vortice stratosferico. Questo comportamento è coerente con il concetto di “predictability barrier” associato agli SSW, secondo il quale la prevedibilità rimane limitata fino a quando il flusso di Eliassen–Palm diretto verso l’alto supera una soglia critica, innescando una risposta stratosferica quasi inevitabile (Birner e Albers, 2017).

Un elemento chiave emerso dall’analisi è il ruolo del flusso di calore eddy [v′T′] a 300 hPa, utilizzato come proxy dell’attività ondulatoria troposferica. L’aumento improvviso di [v′T′] che precede l’inversione del vento zonale suggerisce che la bassa prevedibilità iniziale dell’SSW non fosse legata a una scarsa capacità dei modelli di simulare la risposta del vortice stratosferico a un impulso ondulatorio, ma piuttosto alla difficoltà nel prevedere l’evoluzione della circolazione troposferica responsabile della generazione e amplificazione delle onde planetarie ascendenti. Questo risultato è in linea con studi che attribuiscono la principale fonte di incertezza nella previsione degli SSW alla variabilità intrinseca della troposfera, in particolare ai pattern di blocco e alle anomalie del getto che modulano l’attività ondulatoria (Garfinkel et al., 2010; Cohen et al., 2014).

Il confronto tra gli ensemble ECMWF del 29 gennaio e del 1° febbraio evidenzia in modo chiaro la presenza di due traiettorie dinamiche alternative, che divergono sistematicamente dopo il 5 febbraio. Nel primo caso, caratterizzato da bassa attività ondulatoria verticale, il vortice polare tende a rafforzarsi, mentre nel secondo, associato a un’intensificazione del flusso ondulatorio, il vortice subisce un rapido indebolimento. La divergenza tra questi scenari è persino più marcata di quella osservata in previsioni a lead time più lunghi per eventi storici, come l’SSW di gennaio 2013 (Tripathi et al., 2016), sottolineando la natura altamente sensibile del sistema in prossimità dell’evento. Il fatto che risultati analoghi emergano anche negli ensemble NCEP e in altri modelli S2S rafforza l’interpretazione secondo cui tale comportamento non è un artefatto modellistico, ma una caratteristica intrinseca della dinamica atmosferica durante la fase di onset della prevedibilità degli SSW. In questo quadro, l’SSW può essere interpretato come l’esito di una competizione tra due regimi dinamici, governata dalla capacità della troposfera di organizzare e sostenere un forcing ondulatorio verticale sufficientemente persistente da destabilizzare il vortice polare stratosferico.

La Figura 6 mette in evidenza, con un linguaggio puramente dinamico, come l’incertezza previsionale di un SSW derivi primariamente dalla variabilità della forzante ondulatoria troposferica e solo in seconda battuta dalla “risposta” intrinseca del vortice polare. I pannelli mostrano le previsioni della vorticità potenziale (PV) sulla superficie isentropica di 320 K tra il 5 e l’8 febbraio; su superfici isentropiche la PV è un tracciante quasi-lagrangiano molto efficace per seguire deformazioni, stiramenti e mescolamento del vortice, perché incorpora in modo compatto la dinamica del flusso e la stratificazione, come formalizzato nel quadro teorico di Hoskins et al. (1985). In questo tipo di diagnostica, valori elevati di PV (colori caldi) identificano aria di origine polare/stratosferica più “vorticosa” e isolata, mentre valori bassi (colori freddi) rappresentano aria a minore PV tipica di latitudini inferiori; di conseguenza, la geometria del gradiente di PV e la sua continuità sono una misura diretta della coerenza e della “tenuta” del vortice. La linea nera a 2 PVU, spesso impiegata come riferimento operativo per il bordo dinamico della bassa stratosfera e del vortice (anche se il valore-soglia va inteso in senso diagnostico e non come separatrice perfetta), rende visibile dove il gradiente di PV si concentra e dove invece si indebolisce, segnalando aree favorevoli a intrusioni e mixing, concetti strettamente collegati alla teoria del trasporto isentropico e alle “surf zones” di mescolamento (McIntyre e Palmer, 1983; Waugh e Polvani, 2010).

L’elemento metodologico decisivo della figura è la selezione dei membri d’ensemble in base al flusso di calore eddy medio zonale [v′T′] a 300 hPa tra 45–75°N nei giorni 4–6 febbraio: il pannello (a) rappresenta la media dei membri nel top 10% di [v′T′], cioè quelli con maggiore attività ondulatoria troposferica proiettata verso l’alto; il pannello (b) la media del bottom 10%, cioè lo scenario con forzante ondulatoria soppressa. Questo proxy è fisicamente motivato perché [v′T′] in alta troposfera è proporzionale alla componente verticale del flusso di Eliassen–Palm (EP flux) e quindi alla propagazione verticale delle onde planetarie e al loro deposito di momento nella stratosfera (Andrews et al., 1987). In altre parole, la figura non sta solo mostrando “due mappe diverse”, ma due regimi dinamici alternativi: uno in cui l’atmosfera troposferica riesce a generare e sostenere un impulso ondulatorio capace di decelerare il flusso medio stratosferico, e uno in cui tale impulso non si organizza o non si propaga efficacemente.

Nei pannelli del caso “Max HF” (a), tra 5 e 8 febbraio il vortice appare progressivamente più deformato: la regione a PV elevata perde simmetria, si allunga e mostra segni di erosione del bordo (la 2 PVU diventa ondulata, con curvature marcate e porzioni che suggeriscono intrusioni di aria a PV più bassa all’interno della struttura). Questa morfologia è tipica di una fase in cui le onde planetarie amplificate in troposfera propagano verso l’alto, convergono in stratosfera e forzano una decelerazione del vento zonale medio; tale convergenza di EP flux è il meccanismo canonico che precede i major SSW e che può condurre a displacement del vortice o a split, a seconda della composizione spettrale dell’onda (dominanza di wave-1 o wave-2) e dell’interazione con il flusso medio (Matsuno, 1971; Charlton e Polvani, 2007). Dal punto di vista del PV, il segnale che conta non è solo la “posizione” del nucleo, ma la perdita di un bordo netto: quando il gradiente di PV al contorno si indebolisce e si frastaglia, aumenta l’efficienza del mescolamento isentropico e la ventilazione del vortice, con ingresso di aria a più bassa PV e riduzione dell’integrità del serbatoio polare; questo è precisamente il tipo di trasformazione che accompagna l’indebolimento del vortice e la precondizionante dinamica pre-SSW (McIntyre, 1982; Polvani e Waugh, 2004). Il fatto che tali differenze emergano già nella finestra 5–8 febbraio è coerente con l’idea che l’SSW sia spesso l’esito di una fase relativamente breve ma intensa di wave driving, capace di spostare il sistema oltre una soglia di stabilità del flusso medio (Birner e Albers, 2017).

Nel caso “Min HF” (b), al contrario, la struttura a PV elevata resta più compatta e regolare, e la 2 PVU delimita un vortice più continuo e meno ondulato. Questo implica che la troposfera non fornisce un forcing ondulatorio sufficiente (o sufficientemente coerente) a innescare convergenza di EP flux in stratosfera; di conseguenza, il flusso medio zonale tende a mantenersi forte e il vortice rimane più isolato, con minore mixing laterale. Questa dicotomia è molto importante dal punto di vista della prevedibilità: la figura suggerisce che, a parità di stato medio e con differenze relativamente piccole di lead time tra ensemble, l’esito stratosferico “biforca” in due traiettorie perché la troposfera, che è intrinsecamente più caotica e soggetta a errori di fase/ampiezza nelle onde planetarie e nei blocchi, viene prevista in modo diverso. È un risultato perfettamente allineato con la letteratura S2S sul coupling, che identifica il wave driving troposferico come il principale collo di bottiglia della prevedibilità degli SSW, mentre la risposta stratosferica, una volta imposto un forcing sufficientemente intenso e persistente, tende a essere più deterministica (Tripathi et al., 2015; Domeisen et al., 2020).

In sintesi, la Figura 6 funziona come una “prova dinamica” del meccanismo causa-effetto discusso nel testo: selezionando i membri che differiscono soprattutto per l’intensità del flusso di calore troposferico (proxy della propagazione ondulatoria verso l’alto), si ottengono campi di PV radicalmente diversi, da vortice eroso e deformato (scenario predisposto a un SSW maggiore) a vortice compatto e resistente (scenario di non-evento o indebolimento limitato). Il messaggio scientifico è che la previsione del vortice polare non dipende soltanto dall’inizializzazione stratosferica, ma in modo critico dalla capacità del modello di prevedere l’organizzazione delle onde planetarie troposferiche nei pochi giorni chiave che precedono l’inversione del vento: quando quella forzante “aggancia” il vortice, la PV mostra rapidamente segni di perdita di integrità; quando non lo fa, il vortice conserva un bordo netto e rimane dinamicamente isolato.

3.2. Caratterizzazione dell’incertezza troposferica

L’analisi dell’incertezza troposferica associata all’evento di riscaldamento stratosferico improvviso evidenzia come la variabilità delle configurazioni sinottiche alle medie e alte latitudini rappresenti il principale fattore di controllo sull’intensità e sulla tempistica della forzante ondulatoria verticale diretta verso la stratosfera. La correlazione lineare tra il vento zonale medio a 10 hPa e 60°N (U10,60), valutato nel periodo 9–11 febbraio, e il campo di pressione al livello del mare nei giorni immediatamente precedenti (3–5 febbraio) mostra una struttura spaziale organizzata e fisicamente coerente, dominata da un dipolo tra la Groenlandia orientale e la Scandinavia. Questo tipo di configurazione è ben noto nella letteratura sulla dinamica emisferica invernale, poiché riflette la modulazione dell’ondulazione del getto polare e della traiettoria delle tempeste nord-atlantiche, elementi chiave per la generazione di onde planetarie di grande scala (Hoskins e Valdes, 1990; Woollings et al., 2010).

Il fatto che i massimi coefficienti di correlazione si concentrino in un dipolo Groenlandia–Scandinavia suggerisce che l’intensità del vortice polare stratosferico sia fortemente sensibile alla fase relativa tra un minimo barico profondo sulla Groenlandia orientale e la presenza di un promontorio anticiclonico scandinavo. I membri d’ensemble caratterizzati da pressioni più basse sulla Groenlandia e più alte sulla Scandinavia tendono a prevedere un vortice stratosferico più debole, indicando una maggiore probabilità di decelerazione del flusso zonale. Questa configurazione favorisce un incremento della curvatura meridiana del flusso in alta troposfera e un rafforzamento delle onde planetarie di numero d’onda basso, in particolare wave-1, che sono note per essere particolarmente efficienti nel trasferire attività ondulatoria verso la stratosfera polare (Matsuno, 1971; Andrews et al., 1987; Garfinkel et al., 2010).

La definizione operativa del dipolo Scandinavia–Groenlandia mediante differenze di MSLP mediate arealmente consente di isolare un indice troposferico direttamente collegato ai processi sinottici che modulano il flusso di Eliassen–Palm. La scelta di applicare una ponderazione con il coseno della latitudine riflette una corretta rappresentazione geometrica dei campi alle alte latitudini, evitando sovrastime artificiali legate alla convergenza dei meridiani. L’individuazione dei due nodi del dipolo, coerente con la traiettoria tipica dei cicloni nord-atlantici e con lo sviluppo di un blocco o di una cresta scandinava, richiama numerosi studi che hanno evidenziato il ruolo cruciale dei regimi di blocco euro-atlantici nel precondizionare e innescare eventi di forte accoppiamento troposfera–stratosfera (Martius et al., 2009; Woollings et al., 2014).

L’analisi composita delle evoluzioni di MSLP nei membri ECMWF appartenenti agli estremi della distribuzione del flusso di calore eddy a 300 hPa rafforza ulteriormente questa interpretazione dinamica. Nei membri con flusso di calore elevato, un ciclone inizialmente localizzato in prossimità dell’Islanda tende a traslare lungo la costa orientale della Groenlandia e a intensificarsi rapidamente, raggiungendo valori di pressione inferiori a 970 hPa. Questo approfondimento ciclonico, combinato con la contemporanea estensione di una dorsale subtropicale verso la Scandinavia, crea un pattern fortemente asimmetrico in grado di amplificare il gradiente meridionale di geopotenziale e di favorire la propagazione verso l’alto delle onde planetarie. Studi precedenti hanno mostrato che tali configurazioni, spesso associate a fasi di NAO negativa o a regimi di blocco scandinavo, sono particolarmente efficaci nel generare impulsi di flusso ondulatorio capaci di perturbare il vortice polare stratosferico (Baldwin e Dunkerton, 2001; Cohen et al., 2014).

Al contrario, nei membri caratterizzati da flusso di calore debole, il ciclone nord-atlantico segue una traiettoria più zonale o sud-orientale verso l’Europa continentale e si indebolisce progressivamente, senza che si sviluppi una cresta scandinava significativa. In questo scenario, la circolazione troposferica rimane più zonale, l’ampiezza delle onde planetarie è ridotta e la trasmissione di attività ondulatoria verso la stratosfera risulta limitata. Questa dicotomia sinottica tra i due insiemi di membri evidenzia come piccole differenze nella posizione e nell’intensità dei sistemi barici possano tradursi in risposte stratosferiche profondamente divergenti, un aspetto ampiamente documentato negli studi sulla prevedibilità sub-stagionale degli SSW (Tripathi et al., 2015; Domeisen et al., 2020).

Nel complesso, l’analisi mette in luce che l’incertezza associata all’evoluzione del vortice polare stratosferico non è distribuita in modo casuale, ma è strettamente legata a strutture troposferiche organizzate e riconoscibili, in particolare a un dipolo di pressione Groenlandia–Scandinavia che governa la traiettoria dei cicloni e la formazione di blocchi alle alte latitudini. Tale configurazione sinottica agisce come un vero e proprio modulatore del flusso di calore eddy e quindi della propagazione delle onde planetarie verso la stratosfera, fornendo un ponte dinamico diretto tra l’incertezza troposferica e la variabilità della risposta stratosferica durante la fase critica di onset della prevedibilità degli SSW.L’evoluzione congiunta del dipolo Scandinavia–Groenlandia (S–G) e dell’anticiclone degli Urali mette in luce un legame dinamico stretto tra configurazioni troposferiche a grande scala, attività ondulatoria verticale e risposta stratosferica, in piena coerenza con il quadro teorico del coupling troposfera–stratosfera. Il picco del dipolo S–G osservato nella rianalisi ERA-Interim il 5 febbraio, con un’intensità prossima a 52 hPa, rappresenta una fase chiave in cui il sistema atmosferico transita rapidamente da uno stato relativamente zonale a uno fortemente ondulato. La divergenza precoce tra i membri dell’ensemble a partire dal 3 febbraio riflette la sensibilità della previsione alla corretta rappresentazione dei due nodi del dipolo, ovvero l’approfondimento ciclonico sulla Groenlandia orientale e la contemporanea amplificazione di un promontorio anticiclonico sulla Scandinavia. Studi precedenti hanno mostrato che tali configurazioni dipolari nel settore euro-atlantico sono particolarmente efficienti nel modulare la traiettoria delle tempeste e nel forzare anomalie persistenti del flusso medio, con implicazioni dirette sulla generazione di onde planetarie ascendenti (Hoskins e Valdes, 1990; Woollings et al., 2010; Martius et al., 2009).

La relazione temporale ritardata tra il dipolo S–G e l’anticiclone degli Urali suggerisce un processo di propagazione e riorganizzazione del pattern ondulatorio stazionario, piuttosto che due precursori indipendenti. Questo comportamento è coerente con il concetto di downstream development delle onde di Rossby, per cui un’anomalia di vorticità potenziale generata a monte può propagarsi e amplificarsi a valle, favorendo la crescita di strutture anticicloniche quasi-stazionarie sull’Eurasia (Hoskins et al., 1983; Nakamura e Wallace, 1993). I membri dell’ensemble caratterizzati da flussi di calore deboli a 300 hPa, che non sviluppano né un dipolo S–G marcato né un anticiclone degli Urali, rappresentano invece uno scenario in cui la circolazione rimane più zonale e il trasferimento di attività ondulatoria verso la stratosfera risulta inefficace, limitando la capacità del sistema di perturbare il vortice polare.

L’analisi della vorticità potenziale sulla superficie isentropica di 320 K fornisce un’ulteriore chiave di lettura dinamica. Nei membri con flusso di calore elevato, la comparsa di una lingua di aria a bassa PV (<2 PVU) che si estende verso il polo nel settore atlantico a est della Groenlandia, seguita dal suo isolamento e ribaltamento nei giorni successivi, è indicativa di un wave breaking rossbiano di tipo anticiclonico. Questo tipo di evento è noto per la sua efficacia nel riorganizzare il flusso medio, poiché induce una redistribuzione irreversibile della PV, favorisce il mixing isentropico e altera in modo persistente il pattern delle onde stazionarie (McIntyre e Palmer, 1983; Polvani e Waugh, 2004; Waugh e Polvani, 2010). La coerenza spaziale e temporale tra wave breaking, sviluppo del dipolo S–G e incremento del flusso di calore a 300 hPa rafforza l’interpretazione secondo cui l’evento di rottura d’onda rappresenti il meccanismo dinamico che collega direttamente la circolazione troposferica all’intensificazione della forzante verso la stratosfera.

La relazione quasi lineare tra l’intensità del dipolo S–G e il flusso di calore previsto, con coefficienti di correlazione elevati sia nei forecast NCEP sia in quelli ECMWF, suggerisce l’esistenza di una soglia dinamica: solo oltre valori del dipolo dell’ordine di 40 hPa il sistema troposferico riesce a produrre un incremento significativo dell’attività ondulatoria verticale. Tuttavia, il fatto che non tutti i membri con un dipolo S–G intenso generino flussi di calore elevati indica che l’ampiezza del dipolo è una condizione necessaria ma non sufficiente. La presenza simultanea di un anticiclone degli Urali ben sviluppato sembra essere un ulteriore fattore discriminante, probabilmente perché contribuisce a rinforzare e mantenere il pattern ondulatorio a grande scala, prolungando nel tempo la convergenza del flusso di Eliassen–Palm nella stratosfera (Garfinkel et al., 2010; Cohen et al., 2014).

L’evoluzione al suolo dell’anticiclone degli Urali tra il 6 e l’8 febbraio chiarisce definitivamente questo legame: nei membri ad alto flusso di calore, l’anticiclone che si consolida sugli Urali è la prosecuzione spaziale e temporale della stessa struttura anticiclonica che nei giorni precedenti occupava la Scandinavia, uno dei nodi del dipolo S–G. Questo risultato è coerente con una visione unificata dei precursori, in cui il dipolo S–G, il wave breaking anticiclonico nel settore atlantico e l’amplificazione dell’anticiclone degli Urali costituiscono fasi successive di un unico processo dinamico. In tale contesto, la prevedibilità dell’SSW dipende in modo critico dalla capacità dei modelli di simulare correttamente non solo l’intensità, ma anche la struttura spaziale e l’evoluzione temporale del wave breaking e delle anomalie di PV associate, confermando quanto emerso in numerosi studi sulla natura fortemente non lineare e a soglia del coupling troposfera–stratosfera.

La Figura 7 sintetizza in modo quantitativo il “filo causale” che lega un assetto troposferico euro-atlantico favorevole (misurato dal dipolo Scandinavia–Groenlandia, S-G) all’intensificazione del wave driving verso la stratosfera (stimato tramite il flusso di calore eddy a 300 hPa, [v′T′]) e, contemporaneamente, alla costruzione di un pattern a valle sull’Eurasia (rappresentato dall’intensità dell’anticiclone degli Urali). I due pannelli mostrano la stessa relazione in due sistemi previsionali diversi: (a) gli ensemble NCEP e (b) gli ensemble ECMWF. Ogni punto corrisponde a un membro (o realizzazione) dell’ensemble; la coordinata orizzontale è il massimo del dipolo S-G nel 3–5 febbraio (in hPa), mentre la coordinata verticale è il massimo del flusso di calore [v′T′] nel 4–6 febbraio (in K m s⁻¹) calcolato e mediato sulla fascia 45–75°N. Il colore del punto codifica la massima intensità del “Ural high” nel 7–9 febbraio (scala in basso, in hPa), e il rombo rosso rappresenta il valore verificato in ERA-Interim, cioè dove si colloca l’atmosfera reale rispetto alla nube di scenari modellistici.

Dal punto di vista fisico, la scelta delle due variabili sugli assi non è casuale: il dipolo S-G in MSLP è un indicatore “integrato” dell’organizzazione sinottica nel settore Nord Atlantico–Europa (tra depressione su Groenlandia orientale e promontorio/alta pressione scandinava). Un dipolo intenso implica un gradiente di pressione e una curvatura del flusso tali da favorire una maggiore ondulazione del getto e una configurazione più bloccante/antizonale. Il flusso di calore eddy [v′T′] a 300 hPa, invece, è un proxy classico dell’attività d’onda troposferica con capacità di propagazione verticale: in media zonale, [v′T′] è proporzionale alla componente verticale del flusso di Eliassen–Palm e quindi alla quantità di attività ondulatoria che può “caricare” la stratosfera polare e contribuire alla decelerazione del vortice (il meccanismo di riferimento è l’interazione onda–flusso medio descritta nella teoria di Eliassen–Palm). In termini semplici ma rigorosi: a parità di vortice stratosferico, è la troposfera che decide quanta energia/attività d’onda riesce a iniettare verso l’alto nel periodo chiave.

Il risultato più evidente è la relazione positiva robusta tra S-G dipole e [v′T′] in entrambi i modelli: al crescere del dipolo, cresce in media anche il massimo flusso di calore previsto. Gli autori quantificano questa co-variazione con correlazioni elevate (circa 0,79 in NCEP e 0,75 in ECMWF), il che indica che una porzione significativa della variabilità del wave driving tra i membri d’ensemble è spiegata dall’assetto sinottico rappresentato dal dipolo. Questo è un punto importante per la prevedibilità: se la dispersione del vortice stratosferico “nasce” da dispersione nella troposfera, qui la si vede emergere in una diagnostica molto concreta e misurabile.

La nube di punti non è però semplicemente “lineare” nel senso ingenuo del termine: si osserva una soglia pratica attorno a ~40 hPa del dipolo S-G. Per valori inferiori, la maggior parte dei membri resta confinata su [v′T′] relativamente bassi, cioè su un regime di wave driving modesto. Quando il dipolo supera quella soglia, diventa molto più probabile che il sistema entri in un regime di [v′T′] elevato, con punti che popolano stabilmente la parte alta del grafico. Questa transizione è coerente con l’idea, ben nota nella dinamica dell’atmosfera extratropicale, che certi processi chiave (amplificazione delle onde planetarie, onset del wave breaking, blocchi) siano fenomeni “a soglia”, in cui piccoli cambiamenti nella posizione/intensità dei centri d’azione producono grandi differenze nell’ampiezza delle onde e nella loro capacità di propagare verso l’alto. In altri termini, il dipolo S-G non agisce come un semplice “regolatore lineare”, ma come una condizione abilitante: sotto una certa intensità non si costruisce un treno d’onda sufficientemente efficiente; sopra, il canale di propagazione e l’interazione con il getto diventano molto più favorevoli.

Il terzo elemento, codificato dal colore, aggiunge informazione determinante: non tutti i membri con dipolo S-G forte producono lo stesso [v′T′]. In particolare, nella zona di dipolo elevato (a destra), i punti associati ai massimi [v′T′] tendono a essere più scuri, cioè accompagnati da un Ural high più intenso. Questo suggerisce che l’ampiezza del dipolo S-G è sì un ingrediente chiave per aumentare la probabilità di wave driving, ma non è sufficiente a garantire i massimi valori di forcing: serve anche che il pattern a valle (Eurasia/Urali) si organizzi e si amplifichi in modo coerente, consolidando una struttura d’onda stazionaria più efficace e persistente. È un concetto molto “rossbiano”: la crescita a valle (downstream development) e l’interazione tra anomalie di PV ai livelli superiori e campo di pressione al suolo possono rafforzare una cresta eurasiatica, che a sua volta modula ulteriormente la guida del getto e la propagazione d’onda. In pratica, la figura segnala che i membri più “caldi” in termini di wave driving sono quelli in cui si realizza una concatenazione completa: dipolo S-G marcato nel settore Atlantico-Scandinavia, e contemporanea amplificazione del nodo eurasiatico (Ural high) che rende l’onda più strutturata e capace di sostenere un forcing verticale robusto.

Il rombo rosso (ERA-Interim) è collocato proprio nel cluster di dipolo alto e [v′T′] alto, e con colore coerente con un Ural high intenso: questo indica che l’atmosfera reale ha seguito la traiettoria “ad alta forzante”, cioè quella in cui la costruzione del dipolo S-G è stata sufficientemente forte da portare il sistema oltre la soglia e, allo stesso tempo, il pattern a valle sugli Urali si è amplificato. Dal punto di vista diagnostico-operativo, questo è uno dei messaggi più utili della figura: se, in previsione, vedi ensemble che non riescono a superare stabilmente ~40 hPa di dipolo S-G, è statisticamente meno probabile che producano un’impennata di [v′T′]; se invece lo superano, guardare la contemporanea risposta dell’Ural high aiuta a discriminare quali membri sono in grado di generare il forcing più efficace. In sintesi, la Figura 7 non è solo una correlazione: è una mappa dell’incertezza troposferica “rilevante” per la stratosfera, che mostra come l’organizzazione del pattern euro-atlantico (S-G) e la sua prosecuzione a valle (Urali) controllino l’intensità dell’attività d’onda troposferica e quindi la possibilità di una rapida transizione previsionale verso uno scenario di forte decelerazione del vortice.

La Figura 8 documenta in modo sinotticamente e dinamicamente molto robusto come l’evoluzione dell’anticiclone degli Urali tra il 6 e l’8 febbraio sia una conseguenza diretta dell’intensità dell’attività ondulatoria troposferica e della precedente riorganizzazione del pattern euro-atlantico, piuttosto che un precursore indipendente del riscaldamento stratosferico improvviso. I pannelli mostrano il campo di pressione al livello del mare (MSLP) per tre giornate consecutive, confrontando la rianalisi ERA-Interim, i membri d’ensemble con massimo flusso di calore eddy a 300 hPa (top 10%), quelli con minimo flusso di calore (bottom 10%) e infine la differenza tra i due insiemi, con l’area dell’Ural high evidenziata da un riquadro tratteggiato.

Nella rianalisi ERA-Interim emerge una chiara e progressiva amplificazione dell’anticiclone sull’Eurasia tra il 6 e l’8 febbraio, con valori di MSLP superiori a 1030–1040 hPa che si consolidano sugli Urali. Questa struttura non appare come un’anomalia isolata, ma come parte di un pattern ondulatorio a grande scala ben organizzato, coerente con una fase di forte amplificazione delle onde di Rossby extratropicali. Dal punto di vista dinamico, tale configurazione riflette un regime in cui la propagazione downstream delle onde, innescata nel settore atlantico, conduce alla crescita di una cresta anticiclonica quasi stazionaria sull’Eurasia, un comportamento ampiamente discusso nella letteratura sul blocking e sulla dinamica delle onde stazionarie (Hoskins et al., 1983; Nakamura e Wallace, 1993; Woollings et al., 2010).

I pannelli relativi ai membri d’ensemble con massimo flusso di calore mostrano un’evoluzione estremamente simile alla rianalisi, sia in termini di localizzazione geografica sia di intensità dell’anticiclone degli Urali. Già il 6 febbraio la cresta è ben definita, e nei giorni successivi si rafforza ulteriormente, indicando che questi membri riescono a simulare correttamente non solo l’incremento del wave driving verso la stratosfera, ma anche la risposta troposferica a valle. Questo è un punto chiave: l’elevato flusso di calore a 300 hPa, proxy della propagazione verticale delle onde planetarie, è associato a una riorganizzazione coerente del campo di vorticità potenziale ai livelli superiori, che favorisce la costruzione e il mantenimento di strutture anticicloniche persistenti al suolo. In termini di interazione onda–flusso medio, l’amplificazione dell’onda e il successivo wave breaking anticiclonico a monte contribuiscono a ridistribuire la PV, rafforzando la cresta a valle e rendendo il pattern meno mobile e più bloccante (McIntyre e Palmer, 1983; Polvani e Waugh, 2004).

Al contrario, nei membri con minimo flusso di calore il campo di MSLP rimane decisamente più zonale e privo di una struttura anticiclonica uralica ben definita. In questi scenari il gradiente di pressione è più debole, l’anticiclone sugli Urali è assente o marginale e la circolazione è dominata da sistemi più mobili. Questo indica che, in assenza di un forcing ondulatorio sufficiente e coerente, il sistema atmosferico non entra nel regime non lineare necessario per la costruzione di un’onda stazionaria di grande ampiezza. Di conseguenza, la troposfera non riesce a sostenere una propagazione efficace dell’attività ondulatoria né a rinforzare il coupling con la stratosfera.

I pannelli di differenza tra i membri ad alto e basso flusso di calore sintetizzano in modo molto efficace il segnale dinamico: emergono anomalie positive di pressione superiori a 20–25 hPa sugli Urali nei membri ad alto flusso di calore, accompagnate da anomalie negative nel settore groenlandese e nord-atlantico. Questa configurazione a larga scala è coerente con un pattern a numero d’onda basso, tipicamente wave-1, in cui un’anomalia ciclonica persistente a monte e una cresta anticiclonica a valle sono legate dalla stessa struttura d’onda di Rossby. Dal punto di vista della PV, ciò riflette la presenza di un’anomalia di PV negativa ai livelli superiori sull’Eurasia, associata alla cresta, che è dinamicamente connessa al precedente wave breaking anticiclonico nel settore atlantico. Tale concatenazione di eventi è un esempio classico di teleconnessione rossbiana, in cui la risposta a valle è parte integrante dello stesso processo dinamico che genera il forcing verso la stratosfera.

Un aspetto cruciale che emerge dalla figura è che l’anticiclone degli Urali osservato l’8 febbraio nei membri ad alto flusso di calore non è una nuova struttura indipendente, ma la prosecuzione spaziale e temporale dell’anticiclone scandinavo associato al dipolo Scandinavia–Groenlandia nei giorni precedenti. In altri termini, la figura mostra che il nodo scandinavo del dipolo S-G “migra” e si riorganizza verso est, diventando l’Ural high, confermando che i due precursori spesso trattati separatamente nella letteratura sono in realtà manifestazioni successive dello stesso pattern ondulatorio. Questo chiarisce perché l’Ural high risulti fortemente correlato agli SSW: non perché agisca come un forcing indipendente, ma perché è il prodotto di una sequenza dinamica che include wave breaking, amplificazione dell’onda stazionaria e aumento del flusso di calore verso la stratosfera.

Nel complesso, la Figura 8 fornisce una dimostrazione sinottica e dinamica che la prevedibilità dell’SSW dipende dalla capacità dei modelli di simulare correttamente la coerenza spazio-temporale del pattern ondulatorio euro-atlantico ed eurasiatico. Quando tale coerenza è presente, come nei membri ad alto flusso di calore e nella rianalisi, l’anticiclone degli Urali emerge come parte integrante del meccanismo di amplificazione delle onde planetarie e del coupling troposfera–stratosfera; quando è assente, la circolazione rimane troppo zonale e frammentata per innescare una risposta stratosferica significativa.

La Figura 9 presenta un composito delle anomalie di pressione al livello del mare (MSLP) costruito a partire da 49 eventi storici in cui il dipolo Scandinavia–Groenlandia (S-G) ha superato la soglia di 40 hPa, utilizzando la rianalisi ERA-Interim nel periodo gennaio 1979–marzo 2017. La sequenza temporale, che va da tre giorni prima dell’evento (D−3) a quattro giorni dopo (D+4), consente di seguire l’intero ciclo di vita sinottico di questi episodi, dalla fase di precondizionamento alla maturazione del dipolo fino alla sua riorganizzazione a valle. Le anomalie sono calcolate rispetto alla climatologia di riferimento e le aree puntinate indicano regioni in cui il segnale è statisticamente significativo al livello di confidenza del 95%, fornendo una forte evidenza che le strutture osservate rappresentano un comportamento ricorrente e dinamicamente coerente, e non una semplice media rumorosa.

Nei pannelli D−3 e D−2 emerge una fase iniziale in cui il segnale è ancora relativamente debole ma già organizzato: si osserva un’anomalia di pressione negativa che tende a strutturarsi tra la Groenlandia e il Nord Atlantico subpolare, accompagnata da un’anomalia positiva che inizia a svilupparsi sull’Eurasia settentrionale e sull’area scandinava. Questa configurazione riflette una prima amplificazione del flusso ondulato alle medie e alte latitudini, con il getto polare che inizia a mostrare una curvatura meridiana crescente. Dal punto di vista dinamico, questa fase è coerente con l’amplificazione iniziale di onde di Rossby a grande scala, spesso favorita dall’interazione tra cicloni atlantici in approfondimento e il flusso medio, un processo ben documentato nella letteratura sulla dinamica extratropicale invernale.

Avvicinandosi a D−1 e soprattutto a D0, il pattern si intensifica e si compatta in modo molto chiaro: l’anomalia ciclonica sulla Groenlandia e sul Nord Atlantico diventa più profonda e spazialmente coerente, mentre l’anomalia anticiclonica sulla Scandinavia e sull’Eurasia occidentale si rafforza e si espande. È in questa fase che il dipolo S-G raggiunge la massima intensità, superando la soglia di 40 hPa utilizzata per la selezione degli eventi. La disposizione delle anomalie mostra una struttura tipica a numero d’onda basso, riconducibile a una configurazione dominata da wave-1 emisferica, con un forte gradiente di pressione tra Atlantico settentrionale e continente eurasiatico. Questa struttura è particolarmente efficiente nel favorire un intenso trasporto meridiano e un aumento del flusso di calore eddy in alta troposfera, cioè un rafforzamento del flusso di Eliassen–Palm diretto verso l’alto, che rappresenta il principale meccanismo di trasferimento dell’attività ondulatoria dalla troposfera alla stratosfera.

Nei giorni successivi all’evento (D+1 fino a D+4) il composito mostra una chiara evoluzione a valle del pattern. L’anomalia anticiclonica tende a spostarsi progressivamente verso est, estendendosi sull’Eurasia centrale e orientale, in una configurazione coerente con lo sviluppo e il consolidamento dell’anticiclone degli Urali. Parallelamente, l’anomalia ciclonica a ovest persiste ma tende a perdere simmetria e a riorganizzarsi. Questo comportamento è un esempio classico di downstream development delle onde di Rossby: l’energia dell’onda amplificata nel settore euro-atlantico si propaga verso est, inducendo la crescita di una cresta anticiclonica quasi stazionaria sull’Eurasia. Tale processo è ben noto negli studi sulle teleconnessioni rossbiane e sui regimi di blocco, ed è cruciale per comprendere come un forcing inizialmente localizzato possa produrre effetti su scala continentale.

La distribuzione delle aree statisticamente significative segue in modo molto coerente questa evoluzione temporale, indicando che la sequenza osservata è robusta dal punto di vista climatico. In particolare, la persistenza del segnale anticiclonico sull’Eurasia nei giorni successivi all’evento suggerisce che i forti dipoli S-G non siano semplici configurazioni transitorie, ma parte di un regime dinamico più ampio, caratterizzato da una circolazione fortemente ondulata e da una maggiore probabilità di blocchi alle alte latitudini. Questo regime è noto per essere strettamente collegato al coupling troposfera–stratosfera, poiché la combinazione di un’anomalia ciclonica profonda a monte e di una cresta anticiclonica persistente a valle favorisce sia la propagazione verticale delle onde planetarie sia la successiva riorganizzazione del vortice polare stratosferico.

Nel complesso, la Figura 9 fornisce una dimostrazione climatologica che eventi di forte dipolo Scandinavia–Groenlandia seguono una sequenza temporale ben definita e ricorrente: una fase di precondizionamento con crescente ondulazione del flusso, una fase di massima amplificazione del dipolo associata a un’intensa attività ondulatoria troposferica, e una fase di sviluppo a valle che conduce alla formazione di un anticiclone uralico persistente. Questa sequenza rafforza l’interpretazione secondo cui il dipolo S-G rappresenta un nodo chiave nella catena dinamica che collega la variabilità sinottica euro-atlantica ai processi di trasferimento di momento e calore verso la stratosfera e, in ultima analisi, alla modulazione del vortice polare.

3.3. Dipoli storici S-G e dinamica dell’indebolimento del vortice polare stratosferico

L’analisi dei casi storici di dipolo S-G durante l’inverno esteso (novembre–marzo) prende in esame tutti quegli eventi in cui l’intensità del gradiente di pressione supera i 40 hPa, una soglia paragonabile all’evento del 2018 e rappresentativa del 99° percentile della climatologia ERA-Interim per il periodo 1979–2017. Tale valore identifica configurazioni sinottiche estreme, potenzialmente in grado di forzare una risposta dinamica significativa della stratosfera polare. La scelta della soglia risulta robusta rispetto alla stagionalità, poiché la media giornaliera e la deviazione standard del dipolo S-G mostrano variazioni molto limitate nel corso dell’inverno esteso, consentendo di confrontare eventi che si verificano in mesi differenti senza introdurre bias temporali. Parallelamente, viene considerato il ruolo dell’anticiclone degli Urali, al fine di distinguere se l’origine dell’intensificazione dell’attività ondulatoria verticale sia imputabile prevalentemente alla configurazione dipolare groenlandese-scandinava o a un forcing continentale più orientale.

Seguendo l’impostazione di Charlton e Polvani (2007), che tengono conto delle scale temporali radiative della stratosfera, gli eventi vengono separati utilizzando una finestra di 20 giorni, così da evitare sovrapposizioni dinamiche e garantire l’indipendenza statistica dei casi. In questo modo si ottiene un campione di 49 eventi, con un massimo assoluto del dipolo pari a 56 hPa registrato il 15 marzo 2015, indicativo di un forcing troposferico eccezionalmente intenso. Le composizioni temporali delle anomalie di pressione al livello medio del mare mostrano una configurazione ricorrente caratterizzata dalla risalita di un ciclone lungo la Groenlandia orientale verso l’Artico, accompagnata dalla presenza persistente di un anticiclone sulla Scandinavia. Quest’ultimo tende a mantenersi per diversi giorni, con episodi di amplificazione transitoria associati al passaggio del ciclone, suggerendo un’interazione costruttiva tra forzante baroclina atlantica e risposta anticiclonica alle alte latitudini europee.

Dopo il picco del dipolo S-G, il campo anomalo evolve verso una configurazione assimilabile al regime di blocco scandinavo atlantico, come definito nella letteratura sui regimi di circolazione euro-atlantici. Questa struttura è coerente con i pattern precursori di episodi di vortice polare debole descritti in studi precedenti, nei quali la persistenza del blocco favorisce un’efficiente propagazione verso l’alto delle onde planetarie. In effetti, l’analisi dinamica mostra che tali eventi sono frequentemente associati a wave breaking anticiclonico sull’Atlantico settentrionale e sull’Europa nord-occidentale, identificabile attraverso l’inversione del gradiente meridionale di vorticità potenziale sulla superficie isentropica a 315 K. Questo tipo di rottura d’onda è noto per essere particolarmente efficace nel trasferire momento e calore verso la stratosfera, incrementando il flusso di Eliassen-Palm e favorendo la decelerazione del getto polare stratosferico.

I compositi dei flussi di calore meridionali [v′T′] tra 45° e 75°N e delle altezze geopotenziali della calotta polare tra 60° e 90°N, calcolati nei 30 giorni precedenti e successivi al massimo del dipolo, evidenziano la presenza di un impulso ondulatorio verticale ben definito. Tale impulso precede di circa 10–15 giorni un aumento significativo delle altezze geopotenziali polari in stratosfera, segnale di un indebolimento del vortice polare e di una tendenza negativa del NAM stratosferico. È importante sottolineare che questo segnale rappresenta un indebolimento relativo del vortice piuttosto che l’instaurarsi sistematico di un vortice climatologicamente debole: in diversi casi l’effetto principale consiste in una temporanea riduzione del tasso di intensificazione di uno SPV inizialmente forte, o in una sua parziale erosione dinamica senza necessariamente sfociare in un evento di warming maggiore. L’evoluzione osservata nel 2018 risulta qualitativamente coerente con questi compositi, pur distinguendosi per una maggiore ampiezza del segnale dinamico e termico, a conferma del fatto che l’evento si colloca all’estremo superiore della distribuzione storica dei dipoli S-G.Per valutare se i dipoli S-G storicamente più intensi siano sistematicamente associati a un rafforzamento dell’anticiclone degli Urali, viene analizzata la variazione dell’alta uralica con un ritardo temporale di tre giorni rispetto al massimo del dipolo, in analogia con quanto osservato nel 2018. L’analisi statistica non evidenzia alcuna tendenza significativa né verso un rafforzamento né verso un indebolimento dell’anticiclone, come indicato da una variazione media prossima allo zero (μ ≈ 0,3 hPa) e da un’elevata dispersione (σ ≈ 10,3 hPa), segno di una risposta altamente variabile e non sistematica. La suddivisione dei compositi in base ai casi di rafforzamento o indebolimento dell’alta uralica non modifica in modo sostanziale la struttura dei campi medi: anche quando l’anticiclone degli Urali tende a indebolirsi dopo il picco del dipolo, si osservano comunque flussi di calore verticali intensificati e un successivo indebolimento del vortice polare stratosferico. Questo risultato indica che il meccanismo chiave non risiede nell’evoluzione dell’alta uralica in sé, ma nella rottura d’onda associata al dipolo S-G, che agisce come principale forzante della propagazione verticale delle onde planetarie. In tale contesto, l’anticiclone degli Urali osservato nel 2018 appare più coerentemente interpretabile come una risposta troposferica alla precedente riorganizzazione della circolazione piuttosto che come la causa primaria dell’aumentata attività ondulatoria.

L’analisi viene quindi estesa al legame tra i dipoli S-G intensi e i major sudden stratospheric warmings (SSW) di metà inverno osservati prima del 2018. Su 23 eventi documentati in letteratura, otto mostrano una chiara analogia evolutiva con il caso del 2018, essendo stati preceduti da un dipolo S-G superiore a 40 hPa entro i 15 giorni antecedenti l’inizio del riscaldamento stratosferico. Considerando il numero totale di giorni che precedono tali eventi e assumendo l’indipendenza statistica, questa frequenza risulta più che doppia rispetto a quanto atteso climatologicamente, dato che valori superiori a 40 hPa, prossimi al 99° percentile, dovrebbero verificarsi solo sporadicamente. Ciò suggerisce che un dipolo S-G fortemente amplificato rappresenti un precursore dinamico rilevante, capace di predisporre il sistema stratosferico a un marcato disturbo del vortice polare.

Sebbene l’evento del febbraio 2018 sia stato caratterizzato da una scissione del vortice, la maggior parte dei major SSW associati a un forte dipolo S-G rientra nella tipologia di displacement, evidenziando come questo pattern non imponga un’evoluzione stratosferica univoca ma agisca piuttosto come amplificatore di una struttura ondulatoria planetaria già esistente. Includendo il 2018, una larga frazione di questi eventi mostra una propagazione discendente del segnale stratosferico verso la troposfera, con una percentuale superiore alla media climatologica, in linea con studi che indicano impatti troposferici più marcati quando i SSW sono preceduti da un’intensa attività ondulatoria troposferica.

Ulteriori evidenze provengono dall’analisi dei flussi di calore troposferici, che mostrano come una quota significativa degli eventi di dipolo S-G sia associata a valori anormalmente elevati di [v′T′] a 500 hPa entro pochi giorni dal picco del dipolo. Il superamento di soglie pari a una o due deviazioni standard rispetto alla climatologia indica che il dipolo S-G contribuisce in modo sostanziale all’aumento del flusso ondulatorio zonal-mean in troposfera, rafforzando il collegamento dinamico tra circolazione troposferica e risposta stratosferica e sottolineando il ruolo del dipolo come elemento chiave nel trasferimento di energia e momento verso l’alta atmosfera.

La Figura 10 mostra i compositi temporali del campo di vorticità potenziale (PV) sulla superficie isentropica a 315 K, centrati sul picco del dipolo S-G (D0) e distribuiti in una finestra temporale che va da tre giorni prima (D−3) a quattro giorni dopo (D+4). La scelta della superficie a 315 K è dinamicamente rilevante perché in inverno essa intercetta la regione di transizione tra alta troposfera e bassa stratosfera (UTLS), dove il getto polare e la tropopausa dinamica giocano un ruolo cruciale nella propagazione e nel breaking delle onde di Rossby. In questo contesto, la PV si comporta come una quantità quasi conservativa lungo il flusso isentropico, rendendola uno strumento diagnostico particolarmente efficace per individuare processi non lineari quali lo wave breaking.

I colori rappresentano l’intensità della PV, con valori elevati (circa 4–6 PVU) associati ad aria di origine stratosferica, più stabile e ricca di vorticità potenziale, e valori bassi (inferiori a 2 PVU) tipici di aria troposferica. La linea nera spessa evidenzia l’isolinea di 2 PVU, comunemente utilizzata come proxy della tropopausa dinamica. In condizioni quasi lineari, tale contorno tende a seguire un andamento relativamente regolare e zonale; al contrario, forti ondulazioni, stiramenti e inversioni del gradiente meridionale di PV indicano che il flusso ha superato la soglia di stabilità ed è entrato in un regime di rottura d’onda.

Nei pannelli precedenti il picco del dipolo (D−3 e D−2) si osserva già una marcata deformazione del contorno a 2 PVU sul settore Atlantico–Europa settentrionale. Il bordo del “reservoir” di alta PV polare non è più compatto, ma mostra un allungamento verso sud e sud-est, segnale di un’onda di Rossby in fase di amplificazione. Questa configurazione riflette un forte strain orizzontale indotto dal getto e una crescente interazione tra flusso medio e perturbazioni planetarie. Avvicinandosi a D−1 e soprattutto a D0, la struttura evolve in modo chiaramente non lineare: la lingua di PV elevata si assottiglia, si incurva e tende a ripiegarsi su se stessa, producendo un’inversione locale del gradiente meridionale di PV. Questo è il segnale canonico del wave breaking anticiclonico, in cui la curvatura del flusso è tale da favorire la formazione di creste persistenti alle alte latitudini e il mixing irreversibile di aria stratosferica e troposferica lungo la tropopausa dinamica.

Nei giorni successivi al picco (D+1 fino a D+4) il campo di PV conserva tracce evidenti di questa riorganizzazione: il contorno di 2 PVU rimane fortemente ondulato e frammentato in filamenti e strutture allungate, indicativi di un’intensa attività di mixing isentropico. Questa persistenza è coerente con un regime di circolazione ad alta ampiezza, spesso associato a blocchi scandinavi o euro-atlantici, che alterano la waveguide del getto e modulano in modo efficace la propagazione verticale delle onde planetarie. Dal punto di vista dinamico, il wave breaking anticiclonico tende a depositare momento verso latitudini più elevate, favorendo un indebolimento del flusso zonale medio e creando condizioni favorevoli a un aumento del flusso di Eliassen-Palm diretto verso la stratosfera.

In sintesi, la Figura 10 fornisce una prova dinamica diretta che i forti dipoli S-G sono associati a episodi di rottura d’onda anticiclonica sul settore Atlantico-europeo. La deformazione e l’inversione del gradiente di PV sulla superficie a 315 K non sono semplici anomalie geometriche, ma la manifestazione di un regime non lineare del getto che facilita il trasferimento di energia e momento dalle onde troposferiche alla stratosfera. Questo processo spiega perché tali configurazioni siano frequentemente seguite, a distanza di alcuni giorni, da un aumento dell’attività ondulatoria verticale e da segnali di indebolimento del vortice polare stratosferico.

La Figura 11 rappresenta un composito verticale–temporale della risposta accoppiata troposfera–stratosfera associata agli eventi di dipolo Scandinavia–Groenlandia (S-G) più intensi, definiti dal superamento della soglia di 40 hPa. Il riferimento temporale è il giorno in cui tale soglia viene superata (lag 0, indicato dalla linea verticale grigia), mentre l’asse orizzontale mostra l’evoluzione da 30 giorni prima a 30 giorni dopo l’evento. L’asse verticale è espresso in coordinate di pressione, consentendo di seguire la propagazione dei segnali dalla troposfera (1000–300 hPa) alla stratosfera (100–10 hPa). Le anomalie sono standardizzate rispetto alla climatologia ERA-Interim 1979–2017 e smussate con un filtro gaussiano a 1σ; nel pannello (b) esse sono ulteriormente espresse come deviazioni dalla media della finestra di 61 giorni, in modo da evidenziare la tendenza relativa associata all’evento. I contorni neri indicano le regioni statisticamente significative ai livelli di confidenza del 90% (linea continua) e 95% (linea tratteggiata).

Il pannello (a) mostra il flusso di calore meridionale eddy [v′T′] mediato tra 45° e 75°N, una grandezza chiave nella dinamica delle onde planetarie poiché è direttamente proporzionale al flusso verticale di Eliassen–Palm e quindi al trasferimento di momento e calore dalle onde al flusso medio. Anomalie positive di [v′T′] indicano un’intensificazione dell’attività ondulatoria che tende a propagarsi verso l’alto. In prossimità di lag 0 emerge un impulso ben definito e statisticamente robusto di [v′T′], che si estende dalla troposfera superiore verso la bassa stratosfera (circa 100–50 hPa). Questa struttura verticale coerente indica che i forti dipoli S-G sono associati a un episodio di wave pulse, ovvero a una fase di propagazione verticale efficiente delle onde planetarie, favorita da una configurazione del getto e della waveguide compatibile con il breaking anticiclonico discusso nelle figure precedenti. La presenza di anomalie significative nella regione UTLS è particolarmente rilevante, poiché è in questa fascia che le onde interagiscono più efficacemente con il vortice polare stratosferico, inducendo convergenza del flusso di EP e decelerazione del vento zonale medio.

Il pannello (b) mostra l’anomalia del geopotenziale medio sulla calotta polare 60°–90°N, che costituisce un indicatore diretto dello stato del vortice polare stratosferico: valori positivi di geopotenziale in stratosfera corrispondono a un vortice più debole e a una tendenza negativa del NAM stratosferico. La sequenza temporale evidenzia che, dopo il picco del dipolo (lag 0), il segnale di geopotenziale positivo si intensifica progressivamente nella stratosfera, raggiungendo la massima ampiezza e significatività circa 10–15 giorni dopo. Questo ritardo temporale è coerente con i tempi dinamici tipici della risposta del vortice polare a un forcing d’onda anomalo, e riflette il processo di assorbimento delle onde planetarie e il conseguente riscaldamento dinamico per subsidenza sulle alte latitudini. Il fatto che il segnale sia più marcato nella stratosfera rispetto alla troposfera indica che la risposta principale avviene attraverso il canale stratosferico, piuttosto che come semplice riflesso diretto della circolazione troposferica.

Nel loro insieme, i due pannelli delineano una sequenza causale dinamicamente coerente: i forti dipoli S-G sono associati a un’intensificazione dell’attività ondulatoria troposferica, diagnosticata dall’aumento di [v′T′], che si propaga verticalmente verso la stratosfera e precede di circa una-due settimane un indebolimento del vortice polare, evidenziato dall’aumento del geopotenziale sulla calotta polare. È importante sottolineare che il composito descrive un indebolimento relativo del vortice, non necessariamente un major sudden stratospheric warming in ogni singolo caso; in molti eventi il segnale si manifesta come una riduzione temporanea dell’intensità del vortice o del suo tasso di rafforzamento stagionale. Tuttavia, la coerenza spaziale, verticale e temporale tra impulso di flusso di calore eddy e successiva risposta del geopotenziale polare fornisce una chiara evidenza statistica del ruolo dei dipoli S-G come configurazioni troposferiche particolarmente efficienti nel modulare il coupling onda–flusso medio e nel predisporre la stratosfera a uno stato di maggiore vulnerabilità dinamica.

La Tabella 1 fornisce una sintesi quantitativa del legame statistico tra i major sudden stratospheric warmings (SSW)osservati nel periodo 1979–2017 e l’intensità del dipolo Scandinavia–Groenlandia (S-G) nella fase immediatamente precedente all’evento stratosferico. Per ciascun SSW, identificato secondo la classificazione di Karpechko et al. (2017), viene riportato il valore massimo dell’indice S-G registrato nei 15 giorni antecedenti la data di inizio del warming, utilizzando i campi di rianalisi ERA-Interim. Questo intervallo temporale è scelto per catturare il forcing troposferico più direttamente rilevante per la dinamica stratosferica, coerentemente con i tempi tipici di propagazione e risposta del vortice polare a un impulso di attività d’onda.

L’indice S-G misura il gradiente di pressione su larga scala tra il settore groenlandese e quello scandinavo e può essere interpretato come un proxy dell’ampiezza della cresta ondulatoria alle alte latitudini euro-atlantiche. Valori elevati dell’indice indicano una configurazione troposferica fortemente amplificata, tipicamente associata a blocchi persistenti e a condizioni favorevoli alla generazione e propagazione verso l’alto di onde planetarie. I valori evidenziati in grassetto nella tabella corrispondono a picchi superiori a circa 40 hPa, soglia che rappresenta un’estremità della distribuzione climatologica invernale (circa il 99° percentile), e identificano quindi eventi di dipolo S-G eccezionalmente intensi.

L’insieme dei dati mostra che solo una frazione dei major SSW è preceduta da un dipolo S-G così amplificato: su 23 eventi complessivi, otto presentano un picco superiore alla soglia nei 15 giorni precedenti. Questa frequenza è significativamente maggiore di quanto ci si attenderebbe per puro caso, dato il carattere estremamente raro di valori così elevati dell’indice, e suggerisce che un dipolo S-G intenso costituisca un precursore dinamico rilevante, sebbene non necessario, per lo sviluppo di alcuni SSW. Il massimo valore riportato, pari a 48 hPa prima del SSW di marzo 1981, rappresenta l’evento più estremo del periodo considerato, mentre l’evento del febbraio 2018, discusso altrove nello studio, risulta ancora più intenso, collocandosi oltre l’intervallo storico sintetizzato in tabella.

È altrettanto importante notare che molti SSW si verificano in assenza di un forte segnale S-G, con valori dell’indice inferiori a 20–30 hPa o addirittura prossimi allo zero. Questo aspetto indica che il dipolo S-G non è una condizione necessaria per l’innesco di un major SSW, ma piuttosto uno dei possibili pattern troposferici in grado di amplificare l’attività ondulatoria e di facilitare il trasferimento di momento ed energia verso la stratosfera. In termini dinamici, la tabella supporta l’interpretazione secondo cui il dipolo S-G agisce come un meccanismo di pre-condizionamento del vortice polare, aumentando la probabilità che un vortice già vulnerabile subisca un disturbo marcato, senza però determinare in modo univoco il tipo di evoluzione stratosferica successiva (displacement o split).

4. Discussione

Questo studio fornisce un’interpretazione dinamica coerente e generalizzabile del motivo per cui l’indebolimento del vortice polare stratosferico (SPV) e l’SSW del febbraio 2018 siano diventati prevedibili in modo improvviso e con un orizzonte temporale molto limitato. Il risultato centrale è che l’innesco dell’evento non risiede in un lento e progressivo precondizionamento stratosferico, ma in un trigger troposferico transiente e altamente non lineare, identificato in un episodio di anticyclonic Rossby wave breaking (AWB) nel settore nord-atlantico, strettamente legato alla traiettoria e all’intensità eccezionale di un ciclone sulla Groenlandia orientale e alla contemporanea costruzione di una cresta anticiclonica sulla Scandinavia. Questo quadro è pienamente coerente con la teoria classica dell’interazione onda–flusso medio (Matsuno, 1971; Andrews, Holton & Leovy, 1987), secondo cui impulsi intensi di attività ondulatoria troposferica possono produrre una rapida convergenza del flusso di Eliassen–Palm in stratosfera, decelerando il vento zonale polare e innescando un riscaldamento dinamico.

La definizione del dipolo Scandinavia–Groenlandia (S–G) come indice diagnostico basato sulla pressione al livello del mare consente di formalizzare questo meccanismo in modo quantitativo e operativo. Il fatto che, nel 2018, l’intensità del nodo groenlandese e l’ampiezza complessiva del dipolo superino il 99° percentile della distribuzione dei mesi invernali estesi dal 1979 al 2017 evidenzia la natura eccezionale dell’evento, ma al tempo stesso fornisce una chiave interpretativa robusta: quando il sistema atmosferico entra in una regione di fase raramente occupata, piccole differenze nella previsione della traiettoria ciclonica o della struttura del campo di pressione possono produrre esiti radicalmente diversi in termini di wave driving stratosferico. Questo è in linea con studi che mostrano come la prevedibilità degli SSW sia spesso dominata da eventi sinottici chiave piuttosto che da segnali medi a lungo termine (Coy et al., 2009; Tripathi et al., 2015, 2016).

L’analisi dei casi storici rafforza ulteriormente questa interpretazione. La presenza, nelle rianalisi, di altri eventi caratterizzati da dipoli S–G di intensità comparabile e la loro associazione sistematica con wave breaking anticiclonico nel settore atlantico indicano che il caso del 2018 non rappresenta un’anomalia isolata, ma l’espressione di un meccanismo ricorrente di indebolimento del vortice. In questi casi, l’AWB favorisce un’anomala amplificazione dell’attività ondulatoria verticale, diagnosticabile attraverso flussi di calore eddy elevati e EP-flux ascendenti, e conduce entro circa 10 giorni a una risposta stratosferica marcata, con un rapido spostamento verso una fase negativa del NAM stratosferico. Questo risultato si inserisce in un filone di letteratura che evidenzia il ruolo dei processi di wave breaking e della riorganizzazione della vorticità potenziale in alta troposfera nel modulare la propagazione delle onde planetarie e la loro efficacia nel forzare la stratosfera (Martius et al., 2009; Woollings et al., 2010; O’Neill et al., 2017).

Un punto particolarmente rilevante riguarda il ruolo dell’alta pressione sugli Urali. Studi precedenti, basati su analisi composite e mediate temporalmente, avevano identificato l’Ural high come un importante precursore troposferico degli SSW, in grado di proiettarsi sulle onde stazionarie climatologiche e amplificare il forcing planetario (Kolstad & Charlton-Perez, 2011; Garfinkel et al., 2010; Peings, 2019; White et al., 2019). I risultati qui presentati suggeriscono una lettura più sfumata e dinamicamente consistente: nel caso del 2018, l’alta degli Urali appare come una risposta secondaria all’episodio di wave breaking nord-atlantico, piuttosto che come il driver primario dell’SSW. La sequenza temporale è cruciale: la divergenza tra i membri previsionali che conducono a un vortice debole e quelli che mantengono un vortice forte, insieme all’inizio dell’aumento del flusso ondulatorio verticale, si manifesta intorno al 5 febbraio, mentre l’amplificazione dell’alta uralica avviene solo alcuni giorni dopo, intorno all’8 febbraio. Questo sfasamento temporale supporta l’ipotesi che l’Ural high sia in parte il risultato della riorganizzazione del flusso indotta dal wave breaking e dall’aumentato wave driving, e che la sua persistenza ne abbia favorito l’emergere nelle analisi composite precedenti, le quali tendono a enfatizzare strutture stazionarie o a lunga durata a scapito di trigger transitori ma dinamicamente decisivi.

Nel complesso, questo lavoro contribuisce a chiarire un aspetto centrale della prevedibilità subseasonale: la difficoltà nel prevedere alcuni SSW non deriva tanto da una scarsa rappresentazione della dinamica stratosferica, quanto dalla limitata capacità dei modelli di catturare eventi troposferici rari, intensi e di breve durata, come specifiche traiettorie cicloniche e episodi di wave breaking anticiclonico. Una volta che tali eventi vengono correttamente simulati, la risposta stratosferica appare fortemente vincolata dalla dinamica e diventa rapidamente prevedibile. Questa conclusione è coerente con il quadro emergente della letteratura, secondo cui la prevedibilità degli SSW è intrinsecamente intermittente e dipende dall’attivazione di pochi ma cruciali gradi di libertà del sistema atmosferico, localizzati principalmente nella troposfera extratropicale nord-atlantica.

I risultati presentati si distinguono in modo sostanziale rispetto a gran parte della letteratura precedente sull’origine e sulla prevedibilità degli SSW perché adottano una prospettiva dichiaratamente bottom-up, concentrandosi sulla risposta della stratosfera a specifici eventi troposferici piuttosto che sull’identificazione di pattern medi antecedenti agli eventi stratosferici già osservati. Questo approccio consente di isolare un trigger transiente ben definito, legato a episodi di wave breaking rossbyano anticiclonico nel settore nord-atlantico, che difficilmente emergerebbe da analisi top-downbasate su compositi temporali medi. Tali compositi, pur essendo utili per individuare segnali persistenti come il blocking scandinavo o uralico, tendono infatti a smussare o addirittura a occultare strutture sinottiche intense ma di breve durata, che possono avere un’efficacia sproporzionata nel modulare la propagazione verticale dell’attività ondulatoria e nel forzare una rapida risposta stratosferica. In questo senso, il presente lavoro contribuisce a chiarire il meccanismo fisico attraverso cui forme di blocking troposferico persistente, già identificate come precursori degli SSW (Martius et al., 2009; Kolstad & Charlton-Perez, 2011; Cohen & Jones, 2011), possono essere attivate o amplificate da eventi transitori ben localizzati, producendo cambiamenti improvvisi nella circolazione stratosferica.

Un ulteriore elemento di novità risiede nel fatto che il meccanismo identificato non è limitato ai soli SSW maggiori, ma appare rilevante per una gamma più ampia di variabilità del vortice polare stratosferico. Anche il semplice indebolimento di un vortice climatologicamente forte verso uno stato medio risulta associato a configurazioni troposferiche analoghe, suggerendo che il dipolo Scandinavia–Groenlandia (S–G) rappresenti un precursore dinamico generale dei cambiamenti di regime del SPV su scala subseasonale. Questo amplia significativamente il campo di applicazione dei risultati, poiché una parte consistente della variabilità stratosferica invernale non culmina necessariamente in un SSW maggiore, ma può comunque esercitare un’influenza rilevante sulla circolazione troposferica successiva. In tale contesto, il monitoraggio operativo del dipolo S–G emerge come uno strumento potenzialmente utile non solo per anticipare SSW imminenti, ma anche per diagnosticare fasi di maggiore vulnerabilità del vortice e per identificare qualitativamente le principali fonti di incertezza nelle previsioni stratosferiche a estensione temporale.

Il caso del 2018 evidenzia chiaramente come l’intensità del dipolo S–G non sia stata adeguatamente prevista ai tempi di anticipo più lunghi, principalmente a causa dell’incertezza nella traiettoria e nell’intensità di un ciclone atlantico. Questo aspetto si inserisce in un quadro più ampio di limitazioni modellistiche ben documentate. Studi come quello di Frame et al. (2015) mostrano che l’intensità dei cicloni extratropicali tende a essere sistematicamente sottostimata con l’aumentare del lead time fino a circa 10–15 giorni, riducendo la probabilità che i modelli generino configurazioni bariche sufficientemente estreme da produrre un forte wave breaking e un conseguente indebolimento del vortice. Analogamente, bias nella rappresentazione della vorticità potenziale alla tropopausa e nella struttura delle onde di Rossby, evidenziati da Gray et al. (2014) e Saffin et al. (2017), possono limitare la capacità dei modelli di simulare correttamente l’interazione tra ciclogenesi, wave breaking e propagazione verticale dell’attività ondulatoria. Tali limiti strutturali sono coerenti con l’idea di un limite deterministico alla prevedibilità degli SSW, proposta da Karpechko (2018) e Taguchi (2018), in cui la sensibilità a eventi troposferici rari e intensi riduce drasticamente l’orizzonte temporale utile della previsione.

La dinamica che porta alla formazione di dipoli S–G intensi appare inoltre strettamente connessa allo stato medio della circolazione emisferica. In particolare, la presenza di una storm track atlantica spostata verso nord, tipicamente associata a una fase positiva del NAM/NAO, favorisce la genesi di cicloni alle alte latitudini e quindi la probabilità di configurazioni bariche favorevoli al wave breaking anticiclonico. Tale assetto è spesso preceduto da un vortice polare stratosferico forte e compatto (Baldwin & Dunkerton, 2001), e numerosi studi mostrano che gli SSW sono frequentemente anticipati da periodi di rafforzamento del SPV (Charlton & Polvani, 2007). Questo comportamento suggerisce l’esistenza di un accoppiamento bidirezionale tra stratosfera e troposfera, in cui il vortice non solo risponde alla forzante ondulatoria, ma contribuisce anche a modulare le condizioni troposferiche che possono, a loro volta, portare al suo indebolimento, configurando un sistema dinamico assimilabile a un oscillatore autosostenuto.

In una prospettiva climatica, diversi lavori hanno indicato che il cambiamento climatico potrebbe favorire, durante l’inverno, uno spostamento verso nord della storm track nord-atlantica (Lorenz & DeWeaver, 2007; Tamarin & Kaspi, 2017). Un simile spostamento potrebbe aumentare la frequenza di configurazioni favorevoli alla formazione di dipoli S–G intensi e quindi di episodi di wave breaking e di indebolimento del vortice stratosferico. Tuttavia, la presenza di bias strutturali nei modelli climatici, in particolare nella simulazione delle storm track, della PV alla tropopausa e della dinamica delle onde di Rossby, potrebbe limitare la capacità di rappresentare correttamente questa fonte di variabilità subseasonale. Ciò implica che una parte della risposta futura del sistema stratosfera–troposfera potrebbe rimanere sottostimata o mal caratterizzata, con conseguenze dirette sulla previsione degli estremi invernali alle medie latitudini.

http://10.1029/2019JD030940