Quanto bene comprendiamo la dinamica dei riscaldamenti stratosferici improvvisi?

Astratto

Da quando T. Matsuno ha condotto le sue simulazioni numeriche pionieristiche del riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW), non ci sono stati motivi significativi per dubitare che questo spettacolare fenomeno naturale sia essenzialmente di origine dinamica. Gli SSW coinvolgono un rapido aumento della temperatura nella stratosfera polare (fino a 50-70 K in pochi giorni), causato da una discesa adiabatica di masse d’aria nel cappuccio polare, che comprime l’aria e la riscalda. Questo processo è guidato da onde planetarie (principalmente di numero d’onda zonale 1 e 2), che propagano energia e momento dalla troposfera alla stratosfera, perturbando il vortice polare invernale – un forte vento occidentale circolare che circonda il polo.

Tuttavia, la modellazione teorica e l’uso di osservazioni satellitari (come quelle infrared per stimare la circolazione globale) stanno solo ora raggiungendo uno stadio in cui appaiono prospettive reali per comprendere gli SSW in dettaglio e prevederli con accuratezza ragionevole. L’articolo offre una discussione informale sui progressi recenti (fino al 1982), inclusi test su ipotesi di focalizzazione delle onde, e propone idee per lavori futuri, come un metodo per evitare risonanze spurie nei modelli numerici meccanicistici dove i moti troposferici sono prescritti a priori. In termini scientifici, queste risonanze spurie derivano da confini artificiali nei modelli, che possono amplificare artificialmente le onde; la proposta è di trattare i moti troposferici come forcing non lineare per preservare la “sintonizzazione” naturale del sistema.

1. Introduzione

Gli SSW sono eventi dinamici su larga scala che si estendono su diverse altezze scalari (scale heights, circa 7-10 km ciascuna nella stratosfera), richiedendo una discesa significativa di parcelle d’aria per spiegare gli aumenti di temperatura osservati. Simulazioni pionieristiche, come quelle di Matsuno (1971), hanno dimostrato che il riscaldamento è adiabatico, compatibile con un moto medio Euleriano ascendente (Mahlman, 1969), ma effetti diabatici (come il raffreddamento radiativo) sono esplorati in modelli più avanzati (Holton, 1976; Schoeberl e Strobel, 1980a).

Le onde planetarie (wavenumber 1 e 2) sono cruciali: queste sono perturbazioni su scala globale generate da topografia terrestre o instabilità troposferiche, che propagano verticalmente energia. La propagazione è governata dalla teoria di Charney-Drazin (1961): le onde possono salire solo se il vento zonale medio (u) è occidentale e moderato (0 < u < u_c, dove u_c è una velocità critica ~70 m/s).

Domande chiave poste dall’autore:

1. Perché le ampiezze delle onde planetarie diventano grandi?
2. Quali condizioni stratosferiche rendono rari i major warmings?
3. Fino a che punto la teoria lineare delle onde planetarie è applicabile?
4. Le onde 1 e 2 sono indipendenti o interagiscono non linearmente?
5. Ruolo della riflessione e risonanza delle onde?
6. Importanza delle linee critiche (dove u = c, con c velocità di fase dell’onda)?
7. Instabilità di shear?
8. Quali quantità monitorare per prevedere gli SSW?
9. Come modellare il coupling troposfera-stratosfera?

I progressi derivano da osservazioni satellitari, che permettono di calcolare il flusso Eliassen-Palm (EP flux, F), una misura conservabile della propagazione d’onda: F ∝ (flusso di momento eddy meridionale + flusso di calore eddy). La divergenza di F (∇·F) indica l’interazione onda-flusso medio, decelerando il vento zonale (Edmon et al., 1980). L’evento di febbraio 1979 è un caso studio: dominato da onda 2, ha mostrato focalizzazione delle onde nel cappuccio polare.

2. Perché Onda 2, e Perché Gennaio-Febbraio 1979? (Dinamica della Focalizzazione)

Gli SSW dominati da onda 2 sono rari perché le onde stazionarie richiedono ampiezze grandi e tilt di fase per propagarsi verso l’alto, ma la geometria sferica causa defocalizzazione: le onde tendono a propagarsi verso l’equatore (Hoskins e Karoly, 1981). La defocalizzazione è più forte per onda 2 (Matsuno, 1970).

Usando sezioni trasversali EP (grafici latitudine-altezza di F e ∇·F), le simulazioni mostrano che in stati climatologici, le onde 2 si defocalizzano vicino alla linea di vento zero subtropicale (Dunkerton et al., 1981). Per superare questo, servono condizioni speciali: nel 1979, un precursore onda 1 (fine gennaio) ha “precondizionato” lo stato zonale, restringendo il getto polare notturno e permettendo focalizzazione (Butchart et al., 1982).

Modelli come ECMWF hanno previsto con successo gli eventi del 1979, catturando la scissione del vortice. Suggerimento: usare mappe di vorticità potenziale isentropica per diagnostiche migliori, poiché rivelano mixing irreversibile.

3. Un Test dell’Ipotesi di Focalizzazione

Ipotesi: La focalizzazione del 1979 è dovuta a un getto stretto. Testata con modelli di equazioni primitive (Butchart et al., 1982): in stati climatologici, defocalizzazione e evoluzione lenta (~20 giorni); nello stato reale del 16 febbraio 1979, focalizzazione immediata e riscaldamento in ~10 giorni.

L’indice di rifrazione al quadrato (R²) guida la propagazione lineare: R² ∝ (gradiente di vorticità potenziale) / (u – c). I raggi d’onda si piegano verso regioni di R² positivo. Limiti: la teoria lineare fallisce alle linee critiche, dove si formano strati critici non lineari che riflettono le onde dopo breaking (Andrews e McIntyre, 1976). Nel 1979, gradienti deboli di vorticità in medie latitudini hanno favorito riflessione pre-breaking (Tung, 1979).

4. Il Precursore Onda 1

Il cambiamento pre-16 febbraio: L’onda 1 ha causato mixing quasi-orizzontale di vorticità potenziale in medie latitudini (es. cutoff dell’alta aleutiana, Fig. 3). Questo “sfuma” i gradienti in medie latitudini, affilandoli al bordo del getto e restringendolo (Fig. 5).

Interazione onda-flusso: La convergenza EP integrata nel tempo in medie latitudini decelera lì, accelerando poleward via forza di Coriolis sul flusso residuo (Eliassen, 1951; Palmer, 1981b). Per previsioni: monitorare gradienti di vorticità potenziale, velocità di fase, posizioni linee critiche e durata forcing troposferico. Le easterlies quasi-biennali possono facilitare gli SSW (Labitzke, 1982).

5. Risonanza?

Crescita ampiezza onda (domanda 1): Possibile via auto-sintonizzazione risonante (Plumb, 1981a,b), dove la crescita dell’onda sposta lo stato medio verso risonanza (feedback positivo). Applicabile a onde ultra-lunghe in cavità emisferica; defocalizzazione implica riflessione subtropicale via strati critici (Tung, 1979).

Versioni del coupling: 1 (cavità troposfera-stratosfera); 2 (troposfera indipendente, barotropica equivalente); 3 (cavità locali in Atlantico/Pacifico). Evidenza per 3: Anomalie troposferiche eccitano indipendentemente, con enhancement risonante.

6. Modelli Meccanicistici con Condizioni al Bordo Inferiore Realistiche: Una Suggerimento per la Domanda 9

La troposfera è in gran parte indipendente, ma le onde ultra-lunghe si accoppiano. Analogia con teoria acustica di Lighthill: Trattare moti troposferici come sorgente per onde ultra-lunghe, ignorando retroazione. Suggerimento: In modelli full-atmosphere, sostituire campi troposferici osservati (es. a 250 mb) moltiplicati per struttura barotropica equivalente nei termini non lineari come forcing. Proiettare su wavenumbers 1,2. Evita confini artificiali e risonanze spurie.

7. Instabilità di Shear (Aggiunta Sezione dall’Articolo)

L’autore scarta instabilità di shear (barotropiche o barocliniche) come cause principali, mancando simulazioni realistiche (O’Neill, 1980). Pattern di vorticità potenziale sono instabili su piccole scale, aiding mixing ma non sviluppi grandi (Killworth e McIntyre, 1982). Modelli troncati sovrastimano instabilità.

8. Osservazioni Conclusive e Suggerimenti per Lavori Futuri (Espansi)

La teoria lineare è potente se linearizzata su stati base realistici (es. medio temporale climatologico). Spiega rarità SSW: Configurazioni jet precise prevengono assorbimento sostenuto. Sfida: Definire stato base “fisico”; suggerimento: Usare approssimazioni quasi-geostrofiche per deformare contorni osservati di vorticità potenziale in cerchi, preservando aree.

Temi non affrontati: Effetti su bilancio infrared troposferico; confronti emisferici; ruolo linee critiche (minimo in mesosfera per calo densità). Suggerimenti: Testare modelli con forcing troposferico; investigare contributi storm tracks; esaminare instabilità rare; sviluppare tool osservazionali (velocità fase, mappe rotanti); implementare costruzioni stato base; modellare differenze emisferiche; usare dati FGGE 1979.

Aggiornamenti sulla Comprensione Attuale (dal 1982 al 2025)

Dal 1982, la comprensione degli SSW è avanzata enormemente grazie a modelli numerici più sofisticati (es. GCM ad alta risoluzione), osservazioni satellitari continue (es. GNSS radio occultation) e grandi ensemble di previsioni. Una revisione completa di Baldwin et al. (2021) riassume: Gli SSW sono ora definiti con precisione (Butler et al., 2015), distinguendo major (inversione vento zonale a 60°N, 10 hPa) da minor. La dinamica coinvolge propagazione verticale di onde planetarie, preconditioning del vortice (es. stretching o displacement), e coupling bidirezionale troposfera-stratosfera. Impatti superficiali: Gli SSW influenzano regimi meteorologici (es. NAO negativa, ondate di freddo in Europa/USA), oceani e uptake carbonio (Domeisen et al., 2020).

Modellazione: Previsioni sub-stagionali migliorate (fino a 2-4 settimane) con sistemi come ECMWF o GEFSv12, incorporando QBO e ENSO (Butler e Polvani, 2011). Risonanze e linee critiche sono confermate, con enfasi su breaking onde gravitazionali (Zhang et al., 2025).

Eventi recenti: Nell’inverno 2023/2024, due major SSW (16 gennaio e 4 marzo) – evento raro (una volta/decennio) – hanno causato anomalie calde in Cina meridionale e fredde in Fennoscandia, guidate da attività onda anomala e blocking (Lee et al., 2025; Zi et al., 2025 per Antartide). Nel 2024, SSW antartici record (luglio-agosto) legati a perdita ghiaccio marino, che favorisce blocking e propagazione onde (Zi et al., 2025).

Sfide attuali: Quantificare impatti su estremi meteorologici; integrare AI per previsioni; studiare interazioni con cambiamenti climatici (aumento frequenza SSW projected). Statistiche da grandi ensemble mostrano SSW simili in El Niño/La Niña, ma ridotti in QBO occidentale (Ineson et al., 2024). Per il 2024-2025 (La Niña + QBO occidentale), probabilità SSW ridotta, ma possibile (NOAA, 2024).

1. Introduzione (Espansa con Concetti Chiave)

Il riscaldamento stratosferico improvviso (Sudden Stratospheric Warming, SSW) rappresenta un esperimento naturale su larga scala che la natura ci offre periodicamente, tipicamente durante l’inverno emisferico boreale (da dicembre a marzo). Questo fenomeno coinvolge un rapido e drammatico aumento della temperatura nella stratosfera polare, spesso superiore a 50-70 K in pochi giorni, accompagnato da una disruption o inversione del vortice polare stratosferico – un sistema di venti occidentali forti che circonda il polo. In termini dinamici, gli SSW costituiscono uno dei test cruciali per validare la nostra comprensione della dinamica dell’atmosfera media (stratosfera e mesosfera, approssimativamente tra 10-50 km e oltre di altitudine) e, più in generale, dei processi atmosferici su scala globale. La dinamica atmosferica, qui intesa come l’interazione tra moti ondulatori, flussi medi e forcing esterni (come la topografia terrestre o le instabilità troposferiche), è un elemento essenziale per modellare la circolazione stratosferica complessiva. Ad esempio, gli SSW influenzano il trasporto meridionale di massa e calore, alterando il bilancio radiativo e il mixing di costituenti chimici come l’ozono. Di conseguenza, una migliore comprensione di questi eventi è vitale per prevedere gli effetti dell’inquinamento antropogenico sullo strato di ozono, inclusi i cambiamenti indotti da clorofluorocarburi (CFC) o gas serra, che possono amplificare o modificare la frequenza e l’intensità degli SSW in un contesto di cambiamento climatico.

I recenti progressi nella teoria dinamica – basati su approcci quasi-geostrofici e non lineari, come la teoria delle onde planetarie di Charney-Drazin (1961) – combinati con una copertura globale più uniforme resa possibile dalle osservazioni satellitari all’infrarosso (ad esempio, dai satelliti Nimbus o più moderni come Aura e Suomi NPP), hanno portato a metodi analitici più raffinati. Questi includono il calcolo del flusso Eliassen-Palm (EP flux), una quantità diagnostica che quantifica la propagazione verticale di energia e momento angolare dalle onde planetarie (wavenumber 1 e 2, ovvero perturbazioni su scala emisferica o sub-emisferica). La divergenza dell’EP flux (∇·F) descrive l’interazione tra onde e flusso zonale medio, decelerando il vento zonale e favorendo la discesa adiabatica di aria nel cappuccio polare. Tali avanzamenti hanno consentito confronti più illuminanti tra osservazioni e simulazioni numeriche, come quelle basate su modelli di circolazione generale (GCM) o modelli meccanicistici semplificati. Di conseguenza, la nostra comprensione degli SSW sta avanzando in modo significativo, con implicazioni che si estendono oltre la stratosfera: ad esempio, evidenze emergenti suggeriscono che la non linearità osservata negli SSW possa fornire insight su fenomeni apparentemente non correlati, come il comportamento non lineare delle depressioni troposferiche di media latitudine, dove instabilità barocliniche portano a ciclogenesi esplosiva (Hoskins, 1982). In termini matematici, questi processi coinvolgono equazioni primitive non lineari, dove termini come la vorticità potenziale (PV = (ζ + f)/σ, con ζ vorticità relativa, f parametro di Coriolis e σ stabilità statica) giocano un ruolo chiave nel tracking di mixing irreversibile.

In questo articolo non intendo fornire una rassegna esaustiva della letteratura sui riscaldamenti stratosferici (per la quale il lettore può consultare revisioni classiche come Quiroz et al., 1975; McInturff, 1978 e Schoeberl, 1978), bensì concentrarmi su alcuni sviluppi recenti con cui sono stato in contatto diretto, enfatizzando aspetti dinamici come la focalizzazione delle onde e le risonanze. Il campo evolve così rapidamente che una discussione informale è probabilmente la forma più appropriata al momento, integrando risultati da simulazioni numeriche e osservazioni. Parte del lavoro di cui discuterò le implicazioni (la maggior parte non mio) è stata presentata al simposio IAMAP sulla circolazione generale tenutosi all’Università di Reading nell’agosto 1981. Sono grato a numerosi colleghi per avermi permesso di fare riferimento ai risultati dei loro lavori in corso di pubblicazione o ancora in fase di elaborazione.

Chiunque abbia seguito il lavoro osservativo e teorico sui major stratospheric warmings (definiti come eventi con inversione del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa, secondo criteri WMO) difficilmente può nutrire oggi dubbi sostanziali sulla natura essenzialmente dinamica del fenomeno. La sua enorme estensione verticale, che copre diverse scale di altezza (scale heights, H ≈ RT/g ≈ 7-10 km nella stratosfera, dove R è la costante dei gas, T la temperatura e g l’accelerazione gravitazionale), implica che il processo si sviluppa su altezze multiple, richiedendo meccanismi di propagazione verticale efficienti. La “improvvisità” degli SSW, con timescale di giorni rispetto alle scale temporali diabatiche (radiative cooling rates ~1-2 K/giorno nella stratosfera inferiore), rende evidente che è necessaria una discesa di parcelle d’aria indotta dinamicamente per spiegare gli aumenti di temperatura osservati, governata dal principio di conservazione dell’entropia in processi adiabatici (ΔT ≈ -g Δz / Cp, con Cp calore specifico).

La coerenza interna di questa interpretazione è stata verificata in modo convincente dai risultati di numerose simulazioni numeriche, a partire dal primo studio pionieristico di Matsuno (1971), che ha modellato l’SSW come risultato di amplificazione di onde planetarie stazionarie. Queste simulazioni meccanicistiche, volte a testare ipotesi specifiche (ad esempio, forcing troposferico prescritto), hanno riprodotto in modo qualitativamente convincente almeno la fase finale e “improvvisa” del processo, inclusa la scissione o lo spostamento del vortice polare (si vedano le rassegne di Quiroz et al., 1975 e Holton, 1975). Nelle simulazioni, non vi è alcun dubbio che i grandi aumenti di temperatura siano indotti in modo adiabatico, mediante la discesa di parcelle d’aria nel cappuccio polare (ad esempio Hsu, 1980; Dunkerton et al., 1981); il fatto che ciò sia compatibile con un moto medio euleriano ascendente è ormai ben noto, essendo stato Mahlman (1969) apparentemente il primo a sottolinearlo in questo contesto, riconciliando apparenti paradossi tra framework lagrangiano ed euleriano. Alcuni effetti derivanti dalla variazione delle scale temporali diabatiche nei modelli – ad esempio, incorporando raffreddamento radiativo più realistico – sono illustrati da studi come quelli di Holton (1976) e Schoeberl e Strobel (1980a), che mostrano come processi diabatici modulino ma non dominino la fase acuta.

Infine, il peso delle evidenze osservative e teoriche lascia poco spazio al dubbio che le onde planetarie di grande ampiezza – intese come perturbazioni su scala planetaria del vento zonale in stratosfera, in particolare quelle che coinvolgono i numeri d’onda armonici zonali 1 (asimmetria emisferica) e 2 (pattern a due lobi) – siano un ingrediente essenziale del processo e non semplicemente un fenomeno concomitante. Queste onde, generate da forcing troposferico (topografia, land-sea contrast o instabilità barocliniche), propagano energia verso l’alto solo in condizioni di vento zonale occidentale moderato (0 < u < u_c ≈ 70 m/s), come previsto dalla teoria lineare.

1. Come e perché le ampiezze delle onde planetarie diventano anomalosamente grandi? Questa domanda si concentra sui meccanismi che amplificano le perturbazioni su scala planetaria nella stratosfera, tipicamente generate da forcing troposferico come la topografia montuosa o contrasti termici land-sea, che propagano energia verticale secondo la teoria di Charney-Drazin (1961), dove la propagazione è limitata a venti zonali occidentali moderati (0 < u < u_c ≈ 70 m/s). L’amplificazione può derivare da feedback positivi non lineari, come l’auto-sintonizzazione risonante proposta da Plumb (1981), in cui la crescita dell’onda modifica lo stato zonale medio per favorire ulteriore propagazione, o da interazioni con linee critiche dove la velocità di fase dell’onda (c) eguaglia il vento zonale (u = c), portando a breaking delle onde e mixing irreversibile di vorticità potenziale (PV). Studi recenti, come quelli sul inverno 2023/2024 con attività planetaria wave senza precedenti, hanno mostrato che anomalie troposferiche persistenti, come blocking ad alta pressione, possono prolungare il forcing, amplificando le onde di numero 1 e 2 e portando a SSW multipli, con divergenza dell’EP flux (∇·F) che quantifica il trasferimento di momento angolare e decelera il vortice polare. Inoltre, ricerche sul SSW di marzo 2025 hanno evidenziato come tali amplificazioni terminino abruptamente il vortice polare boreale, con implicazioni per la previsione sub-stagionale.
2. Quando diventano grandi, per quali condizioni stratosferiche è probabile che si verifichi un major warming (e perché i major warming sono relativamente rari)? I major SSW, definiti dall’inversione del vento zonale medio a 60°N e 10 hPa (criteri WMO), richiedono un preconditioning del vortice polare, come un restringimento del getto per focalizzare le onde verso il polo, contrastando la defocalizzazione geometrica su sfera (Hoskins e Karoly, 1981). La rarità deriva dalla necessità di configurazioni precise: un vento zonale troppo forte impedisce la propagazione, mentre uno troppo debole causa assorbimento prematuro; inoltre, fasi della QBO (Quasi-Biennial Oscillation) orientale riducono la probabilità. Analisi recenti sul inverno 2023/2024, con due major SSW il 16 gennaio e 4 marzo, hanno collegato la rarità a interazioni con ENSO e blocking troposferico, che estendono la durata degli eventi e influenzano il mixing chimico stratosferico. Studi sul SSW antartico del 2019 e anomalie coerenti del vortice polare sud hanno identificato trend in eventi minori (2010, 2019), usando metriche di coerenza per catturare peculiarità dinamiche.
3. Fino a che punto possiamo utilizzare la teoria lineare delle onde planetarie per descrivere la struttura delle onde? E in particolare, La teoria lineare, basata su approssimazioni quasi-geostrofiche e l’indice di rifrazione al quadrato (R² ∝ (β – ∂²u/∂y² – f² ∂(1/N² ∂u/∂z)/∂z) / (u – c), con β effetto beta, N frequenza di Brunt-Väisälä), è valida per ampiezze moderate e spiega la propagazione verticale, ma fallisce vicino a linee critiche o durante breaking, richiedendo approcci non lineari come la teoria trasformata lagrangiana (Andrews e McIntyre, 1976). Ricerche moderne sul SSW del 2024 in India hanno dimostrato che la teoria lineare cattura la fase iniziale di propagazione, ma sottostima gli effetti non lineari durante cold waves prolungate legate a SSW.
4. fino a che punto possiamo considerare i principali numeri d’onda zonali, 1 e 2, come agenti indipendentemente l’uno dall’altro? In altre parole, quanto possiamo spiegare senza dover invocare interazioni non lineari tra diversi numeri d’onda zonali? Le onde 1 (displacement-type) e 2 (split-type) possono essere trattate indipendentemente in regimi lineari, ma interazioni non lineari, come generazione di armoniche o coupling triadico, diventano cruciali durante amplificazioni, spiegando transizioni da onda 1 a onda 2 come nel 1979. Studi sul inverno 2023/2024 hanno mostrato interazioni dominanti, con onda 2 amplificata da precursori onda 1, portando a due major SSW e impatti su processing chimico.
5. I fenomeni di riflessione e risonanza delle onde sono importanti o no (ad esempio per la domanda 1)? La riflessione alle linee critiche o subtropicali può creare cavità risonanti, amplificando ampiezze via feedback (Tung, 1979), rilevante per domanda 1; risonanze locali in settori Atlantico/Pacifico sono supportate da evidenze. Ricerche recenti sul SSW meridionale del 2025 hanno confermato il ruolo della riflessione in eventi che disrupt la circolazione, simile al 2019.
6. Le “linee critiche” sono importanti o no (ad esempio per la domanda 2 o per la domanda 5)? Le linee critiche (u = c) sono siti di assorbimento non lineare e riflessione parziale, influenzando preconditioning per SSW (domanda 2) e risonanza (domanda 5); formano strati critici con mixing PV. Analisi sul SSW antartico del 2025 hanno evidenziato linee critiche in eventi di warming che engulf il vortice polare sud.
7. Le instabilità di shear sono coinvolte in qualche fase e sono rilevanti per la domanda 1? Instabilità barocliniche o barotropiche possono contribuire a mixing locale ma non dominano l’amplificazione iniziale (domanda 1), come mostrato in modelli (O’Neill, 1980); sovrastimate in truncati. Studi sul vortice polare del 2025 indicano instabilità secondarie post-SSW.
8. Quali grandezze dovremmo monitorare per poter prevedere i warming? Monitorare EP flux, divergenza ∇·F, gradienti PV isentropici, posizione linee critiche, fase velocità, e anomalie troposferiche come blocking; tool come mappe PV rotanti. Previsioni per 2023/2024 hanno usato questi per anticipare due SSW.
9. Fino a che punto, e in che senso, la troposfera si comporta indipendentemente dalla stratosfera (ad esempio ai fini della domanda 1) e come dovremmo rappresentare il coupling troposfera-stratosfera nei modelli meccanicistici? La troposfera è in gran parte indipendente per scale brevi, ma coupled per ultra-lunghe; rappresentare come forcing non lineare (Lighthill analogy). Modelli moderni per SSW 2025 incorporano nudging troposferico per isolare downward control.

Negli ultimi anni ci siamo avvicinati considerevolmente alla risposta ad alcune di queste domande, grazie a progressi in modellazione numerica ad alta risoluzione e dati satellitari avanzati come GNSS-RO, che forniscono profili di temperatura globali con precisione ~1 K. Una ragione fondamentale è l’impatto dei dati provenienti dai radiometri infrarossi a bordo di satelliti, inclusi quelli da missioni come Aura e Suomi NPP, che hanno esteso le analisi oltre il 1979. In particolare, la copertura globale fornita dai satelliti ha permesso di ottenere stime molto più affidabili della circolazione stratosferica su base giornaliera, rendendo possibile per la prima volta un dialogo stretto e continuo tra teoria e osservazione, con validazione di ipotesi come la focalizzazione delle onde.

Le osservazioni non stanno fornendo solo un’idea molto più chiara di come, ad esempio, i profili di vento zonale medio euleriano cambino di giorno in giorno, ma anche una certa comprensione (Butchart et al., 1982; Chapman e Miles, 1981; Kanzawa, 1980; Kanzawa e Hirota, 1981; O’Neill e Youngblut, 1982; Palmer, 1981a,b; Simmons, 1982b) di quelle grandezze più difficili da stimare che la teoria ci dice essere centrali nella dinamica, come illustrato in revisioni recenti (Baldwin et al., 2021). Tra queste vi sono i gradienti di vorticità potenziale isentropica (∂PV/∂y, conservata in flussi adiabatici) e i relativi indici di rifrazione delle onde planetarie (R²), che guidano i raggi d’onda verso regioni di propagazione favorevole, nonché la convergenza del flusso d’onda di Eliassen-Palm (F = (0, -ρ v’ u’ + f ρ v’ θ’/∂θ/∂z, ρ u’ w’), con primati indicanti eddy), la cui divergenza ∇·F = -D(u)/Dt misura l’accelerazione zonale indotta dalle onde (Edmon et al., 1980).

Naturalmente siamo stati scientificamente fortunati: i fenomeni essenziali presentano davvero le profonde scale verticali già sottolineate (coprono 3-5 scale heights, ~20-50 km), il che li rende ben visibili ai radiometri satellitari, con risoluzione verticale ~1-2 km. Se non fosse così, il quadro che sta emergendo difficilmente potrebbe mostrare il grado di autoconsistenza dinamica che sembra avere, come confermato da ensemble di GCM che riproducono variabilità interannuale.

C’è stato almeno un altro colpo di fortuna scientifica: la natura ha deciso di offrire ai satelliti e agli osservatori del FGGE (First GARP Global Experiment) una sequenza di eventi particolarmente significativa tra gennaio e febbraio 1979, con un precursore onda 1 che ha preconditionato per l’SSW onda 2. Come argomenterò ora, quella sequenza – che culmina nel major warming dominato dall’onda 2 di febbraio 1979 – contiene alcuni indizi particolarmente importanti sulla dinamica del fenomeno, paralleli a eventi recenti come i SSW multipli del 2023/2024, che hanno fornito dati per validare modelli di coupling downward e impatti su weather troposferico.

2. Perché onda 2, e perché proprio gennaio-febbraio 1979?

Ci si potrebbe chiedere perché dovremmo essere particolarmente interessati all’onda 2, quando molti dei warming osservati nell’ultimo decennio sembrano essere stati dominati, in misura maggiore o minore, dall’onda 1. Ritengo che sia proprio la relativa rarità dei warming dominati dall’onda 2 a renderli eccezionalmente interessanti, come evidenziato da revisioni storiche che indicano una frequenza inferiore per eventi split-type (onda 2) rispetto a displacement-type (onda 1), con solo una manciata di casi ben documentati negli ultimi 50 anni, inclusi quelli del 1979 e più recentemente nel 2018 e nel 2023/2024. In certi aspetti rappresentano il test più severo della nostra comprensione, soprattutto per quanto riguarda la domanda 2 della mia lista, poiché richiedono configurazioni dinamiche precise per superare la naturale tendenza alla defocalizzazione geometrica. Sembra infatti molto probabile che, per ottenere un major warming, le onde planetarie stazionarie non debbano soltanto raggiungere ampiezze elevate e presentare inclinazioni di fase del tipo solitamente associato alla propagazione dal basso – indicative di trasferimento di energia verticale dalla troposfera – ma debbano anche essere focalizzate in modo insolito verso il cappuccio polare ad alta latitudine, diciamo oltre i 60° di latitudine, dove la perturbazione può causare una rapida decelerazione del vortice polare. La piccola massa e il piccolo momento d’inerzia di quella regione offrono alle onde la migliore possibilità di provocare effetti drammatici, come osservato nell’evento del febbraio 1979, dove l’onda 2 ha portato a una scissione del vortice con aumenti termici estremi.

Sia le osservazioni sia la teoria suggeriscono che, sebbene le onde stazionarie 1 e 2 possano spesso propagarsi senza difficoltà dalla troposfera verso la stratosfera invernale, esse mostrano anche una tendenza generale a propagarsi verso l’equatore, allontanandosi dal cappuccio polare – proprio come ci si potrebbe aspettare considerando la geometria sferica della Terra, che induce una dispersione dei raggi d’onda su percorsi curvi. Per esempio, se si iniziasse a propagare un’onda orizzontalmente lungo un cerchio di latitudine ad alte latitudini, questa tenderebbe a deviare tangenzialmente, seguendo un percorso simile a un cerchio massimo (Hoskins e Karoly, 1981), un concetto confermato da studi di ray-tracing che mostrano una maggiore propensione all’equatore per onde di numero zonale più alto. La conseguente tendenza delle onde a evitare il cappuccio polare ad alta latitudine e a propagarsi verso le aree molto più vaste disponibili altrove può essere chiamata, in mancanza di un termine migliore, “defocalizzazione”. È probabilmente una delle ragioni per cui i major warming non accadono più spesso, specialmente nell’emisfero sud, dove la frequenza è stimata in un evento minore ogni 33-50 anni e uno maggiore ogni 67 anni basandosi su dati dal 1957 al 2023, con modelli che prevedono un ulteriore calo sotto riscaldamento globale a causa di un vortice polare più forte e stabile. La defocalizzazione tende a essere più pronunciata per l’onda 2 che per l’onda 1, come inizialmente scoperto da Matsuno (1970) e confermato da studi successivi, più recentemente dai calcoli di tracciamento dei raggi di Karoly e Hoskins (1982) riportati altrove in questo numero, e supportato da analisi moderne su eventi come il warming antartico del 2019, dove la propagazione d’onda è limitata da un vortice più simmetrico e meno perturbato rispetto all’emisfero nord.

Per quantificare fenomeni come focalizzazione e defocalizzazione è importante, in pratica, utilizzare una misura conservativa della propagazione d’onda, come dimostrato in simulazioni recenti che incorporano diagnostiche avanzate per tracciare l’attività ondulatoria durante fasi di preconditioning. L’uso, ad esempio, dei flussi eddy di geopotenziale come misura della propagazione tende a oscurare il problema: essi sono fortemente influenzati dall’intensità locale dei venti occidentali medi in un modo che non ha nulla a che fare con la focalizzazione (Eliassen e Palm, 1961; Bretherton e Garrett, 1968), e possono mascherare la vera interazione onda-flusso medio. Qualcosa di simile accade con misure di ampiezza d’onda come l’altezza geopotenziale eddy, che in un getto polare notturno stretto tende a essere approssimativamente proporzionale alla velocità locale del getto (Simmons, 1974, Eq. 10), rappresentando la velocità con cui le parcelle d’aria si muovono attraverso un dato pattern di linee di corrente o di spostamento latitudinale (cfr. Edmon et al., 1980, §2d). Pertanto, l’ispezione delle magnitudini di tali quantità in una sezione trasversale latitudine-altezza può dirci poco più di dove si trova il getto, come osservato in casi come l’inverno 2023/2024, dove anomalie troposferiche hanno amplificato onde multiple prima di due major SSW. Sono anche molto ingannevoli come indicatori di tempi di propagazione verticale, specialmente in eventi riflettenti dove le onde rimbalzano tra troposfera e stratosfera.

I flussi eddy di geopotenziale indicano certamente la direzione della velocità di gruppo delle onde planetarie in un piano meridionale, nella misura in cui il concetto di velocità di gruppo è valido – questione che toccherò nella sezione 3, e supportata da studi che distinguono tra eventi assorbenti (con propagazione downward tipica) e riflettenti (con amplificazione troposferica localizzata, come nel primo SSW del gennaio 2024, legato a un’onda 3 record, e nel secondo del marzo 2024, con aumento di onde 1 e 2). Ma le loro magnitudini possono essere fuorvianti come guida per stabilire se le onde stiano convergendo o meno verso una data altezza e latitudine, un aspetto critico per spiegare la rarità di warming onda 2-dominati.

È quindi fortunato che esista un’altra misura del flusso d’onda che è altrettanto buona per indicare la direzione della velocità di gruppo (quando il concetto è applicabile), ma che è anche più facile da calcolare a partire dalle osservazioni ed è una vera misura conservativa del flusso di attività d’onda attraverso un profilo arbitrario di vento zonale, come utilizzato in diagnostiche moderne per eventi come il warming di marzo 2025, che ha terminato abruptamente il vortice polare boreale con disturbi di grande ampiezza e spostamento del vortice. Vale a dire, non presenta divergenza a meno che le onde non stiano crescendo transitoriamente nel punto in questione o non vi siano dissipazioni o altre deviazioni dal moto conservativo, rendendola ideale per quantificare il preconditioning stratosferico. Si tratta del cosiddetto flusso d’onda di Eliassen-Palm, F, che ha dimostrato la sua utilità in analisi di coupling stratosfera-troposfera durante SSW multipli, come quelli del 2023/2024, dove precursor troposferici hanno innescato amplificazioni ondulatorie. Esso possiede numerose altre proprietà utili, alcune delle quali menzionerò più avanti, inclusa la capacità di rivelare interazioni onda-flusso in emisferi con forcing ondulatorio diverso, come nel sud dove la debolezza del forcing planetario spiega la rarità degli SSW. La sua componente orizzontale è proporzionale al negativo del flusso meridionale eddy di momento verso nord, mentre la componente verticale è proporzionale al flusso meridionale eddy di calore, catturando il trasferimento di momento angolare che decelera il vortice. Per una rassegna recente si veda la sezione 2 dell’articolo di Edmon et al. (1980). Esempi dell’uso del flusso EP per descrivere le onde planetarie stratosferiche sono stati forniti da Butchart et al. (1982), Dunkerton et al. (1981), Kanzawa e Hirota (1981), O’Neill e Youngblut (1982), Palmer (1981a,b) e Sato (1980). Ho usato il termine “sezione trasversale Eliassen-Palm” per riferirmi alle sezioni latitudine-altezza che mostrano sia F sia la sua divergenza, un approccio che ha illuminato dinamiche in eventi recenti come il warming antartico del 2024, dove il preconditioning e la perdita di ghiaccio marino hanno facilitato la propagazione ondulatoria e la tempistica degli SSW.

Le due sezioni trasversali Eliassen-Palm mostrate nelle Figure 1a e 1b offrono un’illustrazione eccellente della defocalizzazione dell’onda 2 in condizioni tipiche o climatologiche, un fenomeno che spiega la tendenza delle perturbazioni planetarie a disperdersi verso latitudini più basse invece di concentrarsi sul polo, rendendo gli eventi di warming dominati da questa onda particolarmente rari e dipendenti da configurazioni stratosferiche specifiche. La Figura 1a è tratta da Dunkerton et al. (1981; si veda per ulteriori dettagli), mentre la Figura 1b proviene da un lavoro inedito di C.-P. F. Hsu (comunicazione personale). Entrambe sono state ottenute da una coppia di simulazioni numeriche di warming utilizzando la modifica di Hsu (1980) al modello semi-spettrale sviluppato da Holton (1976), in cui l’onda 2 era forzata a un confine inferiore artificiale sostanzialmente allo stesso modo di Matsuno (1971), un approccio che ha influenzato numerose analisi successive per testare ipotesi su propagazione verticale e interazioni onda-flusso. (Fino a che punto questa procedura sia valida emergerà più avanti, quando affronteremo la domanda 9 della lista.) Le Figure 1a e 1b rappresentano una fase iniziale delle simulazioni, prima che lo stato medio sia cambiato in modo significativo, catturando il momento in cui le onde iniziano a interagire con il flusso zonale senza alterazioni sostanziali dovute a feedback non lineari. Entrambe le simulazioni sono partite esattamente dallo stesso stato iniziale: uno stato zonale-simmetrico vicino al tipo di media zonale climatologica spesso usato in questo genere di studi modellistici, con un ampio getto polare notturno che si fonde dolcemente nei venti occidentali ancora più ampi della mesosfera (Hsu, 1980, Fig. 1a), riflettendo configurazioni osservate in inverni boreali tipici dove il vortice polare rimane stabile per lunghi periodi.

La convergenza di F mostrata dai valori negativi delle contorni è attribuibile principalmente al transitorio: indica semplicemente dove le onde stanno arrivando, un processo che viene rallentato dalla vicinanza di una linea di vento zero subtropicale, dove le perturbazioni tendono a essere assorbite o riflesse, limitando la loro penetrazione verso il polo e contribuendo alla rarità di warming estremi. Sezioni analoghe per tempi precedenti nelle simulazioni mostrano le onde emergere dal confine inferiore e poi curvare verso l’equatore, un comportamento coerente con osservazioni satellitari che evidenziano come le onde planetarie di numero 2 siano più suscettibili a questa dispersione geometrica rispetto a quelle di numero 1, come confermato in analisi di eventi reali come il warming del gennaio 2021, dove cicloni bomba nel Pacifico settentrionale hanno modulato il flusso Eliassen-Palm per favorire una propagazione anomala. (Mostrano anche chiaramente come le onde accelerino quando entrano in venti occidentali leggermente più forti e viceversa, esattamente come suggerito dai tempi di propagazione dei raggi mostrati nella Figura 7 di Karoly e Hoskins, 1982, pagina 119 di questo stesso numero.) L’espressione “curvare verso l’equatore” si riferisce naturalmente a come le cose appaiono nella sezione meridionale, illustrando la traiettoria meridionale delle onde che, in assenza di preconditioning, evitano il cappuccio polare e dissipano energia in regioni subtropicali.

La differenza tra le due simulazioni è dovuta esclusivamente a condizioni al contorno inferiore diverse, un setup sperimentale che ha permesso di isolare l’effetto del forcing iniziale sulla propagazione. Lo scopo della modifica era tentare di convincere le onde a focalizzarsi verso il cappuccio polare semplicemente imponendo che F puntasse verso il polo già al confine, simulando anomalie troposferiche persistenti come blocchi ad alta pressione che possono alterare la direzione del flusso ondulatorio. Questo è stato fatto imponendo un forcing al contorno con un’inclinazione di fase sud-est/nord-ovest, un esperimento suggerito da O’Neill e Taylor (1979), e ripreso in studi più recenti per testare sensibilità in modelli ad alta risoluzione. È impressionante vedere quanto facilmente l’effetto di defocalizzazione riesca a frustrare questo tentativo, un risultato che riecheggia osservazioni durante il warming del 2019, dove attività ondulatorie quasi-16 giorni e quasi-10 giorni hanno mostrato componenti di propagazione sia polare che equatoriale, con la defocalizzazione dominante in assenza di instabilità mesosferiche. Lo stesso fenomeno sembra implicito nei risultati teorici e osservativi mostrati nelle Figure 5b e 6b di Matsuno (1970) e nella Figura 1 di Hirota e Sato (1969). Sopra i 20 km le onde sembrano quasi non accorgersi della differenza e curvare verso l’equatore in ogni caso, evidenziando la robustezza della geometria sferica nel dettare traiettorie ondulatorie. In effetti l’evoluzione successiva delle due simulazioni a partire dallo stadio mostrato nella Figura 1 è stata sorprendentemente simile, anche per quanto riguarda la tempistica delle varie fasi di evoluzione del flusso medio descritte da Dunkerton et al. (op. cit.), un pattern replicato in simulazioni del warming del febbraio 1979 che hanno fornito descrizioni schematiche dell’evoluzione tridimensionale del vortice polare e del moto dell’aria attraverso di esso. Risultati essenzialmente simili sono stati ottenuti in modo indipendente da Butchart et al. (1982), utilizzando un diverso modello numerico, e estesi a contesti climatici moderni dove cambiamenti nel forcing radiativo influenzano la distribuzione simmetrica del flusso Eliassen-Palm a 100 hPa, senza differenze apparenti tra anni con e senza warming.

Risultati di questo tipo vanno ad aggiungersi al crescente corpo di evidenze che suggeriscono come, indipendentemente da ciò che sta facendo la troposfera, le condizioni nella stratosfera debbano essere preparate in qualche modo speciale prima che possa aver luogo un major warming (Butchart et al., 1982; Dunkerton et al., 1981; Kanzawa, 1980; Labitzke, 1981; Palmer, 1981b; Quiroz et al., 1975, §2b), specialmente un warming dominato dall’onda 2, come osservato negli eventi multipli dell’inverno 2023/2024, dove blocchi troposferici hanno prolungato la durata dei warming influenzando la dinamica stratosferica. È necessario qualcosa che riesca a superare l’effetto di defocalizzazione e a guidare le onde planetarie verso l’alto nel cappuccio polare, come instabilità a medie e alte latitudini che facilitano propagazione polare, simili a quelle diagnosticate durante warming che influenzano onde quasi-2 giorni. Per l’onda 2 ci aspettiamo che i requisiti siano più stringenti che per l’onda 1, data la maggiore pronuncia della defocalizzazione. Qualunque siano questi requisiti, è chiaro che erano ampiamente soddisfatti poco prima del major warming intorno al 20 febbraio 1979, un evento che ha dimostrato l’esistenza di ampiezze planetarie di numero 1 precedenti con evoluzione successiva, come dettagliato in revisioni storiche. La Figura 3b di Palmer (1981a) mostra una forte focalizzazione dell’onda 2 dal basso il 19 febbraio: la direzione di F era inclinata decisamente verso il polo, una situazione esattamente opposta a quella mostrata nella nostra Figura 1a, e parallela a configurazioni osservate in warming recenti come quello del marzo 2025, che ha terminato abruptamente il vortice polare boreale.

Questo è già motivo sufficiente per prestare particolare attenzione al caso del febbraio 1979, un benchmark per modelli che prevedono warming con approcci innovativi come previsioni video basate su eventi del 2018, 2019 e 2021, capaci di anticipare instabilità fino a 20 giorni in anticipo. Ma ci sono ragioni ulteriori. Senza questo caso avremmo significativamente meno evidenze su quali possano essere effettivamente i requisiti per la focalizzazione, specialmente in contesti di monitoraggio a lungo termine dal 1980 basato su reanalisi verificate da radiosonde. La maggior parte dei warming osservati sembra coinvolgere non solo onde planetarie di ampiezza molto grande, ma anche più componenti d’onda contemporaneamente, come nei warming antartici del luglio e agosto 2024, dove due eventi consecutivi hanno mostrato aumenti termici rapidi di 17 gradi con propagazione downward. È possibile che la semplice presenza di un’onda di grande ampiezza aiuti a focalizzarne un’altra, modulando il flusso Eliassen-Palm e influenzando impatti superficiali limitati, come nel gennaio 2021. Se questo tipo di interazione non lineare onda-onda in stratosfera fosse un ingrediente essenziale del processo di warming, la sua indagine approfondita mediante sperimentazione numerica sarebbe un compito davvero arduo, richiedendo considerazioni su climatologie tridimensionali del flusso di attività ondulatoria Eliassen-Palm legate al flusso di calore eddy. La forza di tali interazioni dipenderebbe probabilmente da ogni sorta di variabili, inclusi i dettagli dello stato base scelto, e il numero di possibilità da esplorare prima di poter rivendicare una comprensione completa sarebbe enorme, come evidenziato in prospettive osservative su otto warming boreali maggiori tra 2007 e 2019 che enfatizzano il coupling verticale. È qui che il febbraio 1979 ha fornito un indizio di importanza primaria nella storia investigativa scientifica. Come spiegherò, si tratta di un esempio particolarmente chiaro in cui la focalizzazione dell’onda 2 sembra improbabile che sia dipesa in modo cruciale dalla presenza di altre componenti d’onda. Si tratta di un elemento di prova molto diretto che riguarda la domanda 4 della mia lista.

Questa evidenza è rafforzata e il suo valore è accresciuto dal fatto che, sotto molti altri aspetti, gli eventi di gennaio e febbraio 1979 seguono uno schema non dissimile da quello di altri major warming, in particolare quelli del 1967-68 e del 1970-71, come confermato da analisi storiche che identificano pattern ricorrenti di amplificazione ondulatoria e inversioni del vortice polare, con somiglianze evidenti in eventi più recenti come il warming del gennaio 2021, dove un reversal dei venti occidentali ha innescato anomalie superficiali persistenti. La Figura 2, adattata da Labitzke (1981), mostra ad esempio l’andamento temporale osservato delle ampiezze delle onde e del contrasto latitudinale di temperatura nel cappuccio polare a 30 mb durante gennaio e febbraio 1979, evidenziando gradienti termici estremi che riecheggiano quelli documentati in warming storici dal 1969 al 1974, dove aumenti locali superavano i 60 gradi in strati superiori. La curva superiore (a) rappresenta la differenza di temperatura media zonale tra il polo nord e 60°N, mentre le curve inferiori (b) indicano le ampiezze in altezza geopotenziale delle onde 1 e 2 a 60°N, metriche che permettono di tracciare l’evoluzione dinamica e confrontarla con variabilità interannuale. Queste curve possono essere confrontate con una serie sostanzialmente analoga per gli anni 1964-81 riprodotta nell’articolo di Labitzke (1982, Fig. 1, pagina 127 di questo stesso numero), e ulteriormente validate da monitoraggi a lungo termine che coprono dal 1980 al 2023, basati su reanalisi verificate da radiosonde per catturare trend in frequenza e intensità degli SSW. Si veda anche la rassegna di Schoeberl (1978), che classifica pattern evolutivi in base a propagazione ondulatoria e impatti sul bilancio termico.

Nel caso in esame, l’evoluzione temporale delle ampiezze delle onde segue più o meno quello che Schoeberl definisce schema di “tipo A”: un piccolo impulso di onda 2 (in questo caso a metà gennaio) è seguito da un grande picco di onda 1 e, infine, da un altro impulso di onda 2 di intensità variabile, grosso modo in coincidenza con il principale aumento di temperatura, un pattern che si ripete in warming artici con indebolimento del vortice e rafforzamento delle onde planetarie, come osservato in 41 inverni recenti dove tali dinamiche hanno aumentato la frequenza degli SSW. Anche la tempistica esatta del principale aumento di temperatura e dell’impulso finale di onda 2 è piuttosto variabile, influenzata da fattori come la fase della Quasi-Biennial Oscillation o anomalie troposferiche persistenti. Il caso attuale appare estremo soprattutto per un aspetto: il ritardo insolitamente lungo, di circa quattro settimane, tra l’impulso finale di onda 2 e il suo predecessore di onda 1, un intervallo circa doppio rispetto a quanto osservato in altri casi, e simile a ritardi documentati in eventi del 2023/2024 con due major SSW, dove precursor come un record di onda 3 troposferica hanno modulato la sequenza temporale.

Le osservazioni troposferiche dello stesso periodo (ad esempio Fig. 4 di Quiroz, 1979 o Fig. 3 di Labitzke, 1981) suggeriscono, come sottolineano Dunkerton et al., che il warming è avvenuto in ritardo semplicemente perché non era disponibile prima un forcing di onda 2 dalla troposfera, un meccanismo che riecheggia classificazioni basate su preconditioning, dove SSW sono distinti in tipi displacement o split in funzione di pattern precursori. Qualunque sia la ragione del ritardo, una delle sue conseguenze è stata che l’impulso finale di onda 2 e il warming stesso si sono verificati con una quantità di onda 1 presente relativamente modesta, un aspetto che sottolinea la variabilità nella coesistenza di componenti ondulatorie. È difficile evitare l’impressione che, per ottenere un major warming di questo tipo generale, non sia indispensabile avere contemporaneamente onde 1 e 2 entrambe presenti, come supportato da studi sulla predicibilità che identificano eventi con reversal eustero-occidentale indipendenti da interazioni simultanee.

Qual era allora il ruolo del gigantesco picco di onda 1 di fine gennaio, che aveva prodotto soltanto un warming minor? Quanto detto sopra suggerisce che il suo effetto essenziale possa essere stato solo quello di precondizionare lo stato base in modo che successivamente fosse in grado di focalizzare l’onda 2, un processo che coinvolge restringimento del getto e focalizzazione energetica, simile a preconditioning osservati in SSW antartici del 2024, dove perdite di ghiaccio marino hanno influenzato la tempistica e l’intensità. L’idea che effetti di questo tipo possano essere importanti è stata recentemente sottolineata da diversi autori (Butchart et al., 1982; Dunkerton et al., 1981; Kanzawa, 1980; Labitzke, 1981; Palmer, 1981b), e estesa a trend climatici dove warming finali stratosferici anticipati contribuiscono a estati più calde in Antartide interiore. È certamente un dato osservativo, evidente anche da un esame sommario delle carte sinottiche stratosferiche di gennaio-febbraio 1979, che lo stato base dopo il grande evento di onda 1 fosse molto diverso da quello precedente: in seguito il getto polare notturno era molto più stretto, alterando la propagazione verticale e favorendo interazioni con onde successive. Le implicazioni dinamiche di ciò meritano un ulteriore approfondimento e le riprenderò nelle prossime due sezioni.

Non sto ovviamente affermando che le interazioni onda-onda siano state del tutto irrilevanti. Sarebbe ingenuo pensarlo, e sappiamo già dagli esperimenti di modellazione che possono essere importanti almeno per ottenere correttamente i dettagli (ad esempio Butchart et al., 1982; Hsu, 1981; Lordi et al., 1980), come dimostrato in analisi dettagliate di due major SSW durante l’inverno 2023/2024, che enfatizzano il ruolo di warmings stratosferici alti in dinamiche invernali attive. Tuttavia, appare ora molto probabile che esistano casi reali in cui l’interazione onda-onda non sia l’effetto dinamicamente più fondamentale e che sia quindi sensato cercare prima di tutto di sviluppare una comprensione davvero solida di tali casi, integrando osservazioni storiche con modellazioni moderne per prevedere variabilità futura.

Ho tenuto in serbo fino a questo momento un altro sviluppo recente degno di nota, che riguarda ancora una volta gli eventi stratosferici di gennaio-febbraio 1979 e che, tra l’altro, rimuove ogni eventuale dubbio residuo sulla natura essenzialmente dinamica di quegli eventi, confermata da simulazioni che replicano reversal e splitting del vortice. I principali eventi di gennaio e febbraio sono stati previsti con successo e in notevole dettaglio da un modello numerico in fase di sviluppo presso l’European Centre for Medium Range Weather Forecasts (ECMWF) (Simmons, 1982b), un avanzamento che ha influenzato approcci predittivi attuali per SSW con skill fino a 10-15 giorni. L’evento di gennaio è apparso ben simulato a partire dal 16 gennaio fino al picco principale di onda 1 nella Figura 2 dieci giorni dopo, e l’evento di febbraio almeno dal 13 febbraio fino alla scissione del vortice intorno al 20 febbraio, catturando aspetti come la propagazione downward e impatti superficiali.

Si tratta della prima previsione realmente riuscita di un vero sudden warming di cui io abbia notizia, un milestone che ha aperto la strada a tool operativi per monitorare SSW sotto cambiamenti climatici. Il modello era una versione sperimentale del modello di previsione ad alta risoluzione allora in uso operativo all’ECMWF. Esso utilizzava un sistema di coordinate verticali ibrido (sigma, p) con livello superiore a p=10 mb, invece del livello superiore a 25 mb (σ=0,025) del modello operativo, permettendo una migliore risoluzione stratosferica. Il modello operativo a coordinate sigma riuscì comunque a catturare alcuni aspetti degli eventi in stratosfera, inclusa la scissione del vortice a 50 mb (Bengtsson et al., 1982), un risultato che sottolinea la robustezza dei modelli nel riprodurre dinamiche non lineari.

L’esistenza di simulazioni di questo tipo implica, tra l’altro, nuove opportunità per estrarre diagnostiche dinamicamente rilevanti che mettono sotto pressione i dati osservativi reali, come dimostrato in studi recenti che utilizzano modelli ad alta risoluzione per simulare eventi di warming multipli e validare osservazioni satellitari su scale globali. Una simulazione realistica e ad alta risoluzione può fornire “dati” più coerenti dinamicamente rispetto alle osservazioni grezze, permettendo analisi dettagliate di processi come la propagazione ondulatoria e il preconditioning stratosferico, che sono cruciali per comprendere variazioni a lungo termine negli eventi artici, dove indebolimenti del vortice polare e rafforzamenti delle onde planetarie hanno aumentato la frequenza dei warming negli ultimi decenni. Un esempio importante sarebbero le mappe giornaliere della vorticità potenziale di Ertel su superfici isentropiche, che rivelano pattern di mixing irreversibile durante fasi di disruption del vortice, come osservato in eventi complessi dove dinamiche ondulatorie multiple interagiscono per alterare la circolazione stratosferica. La disponibilità di tali mappe aprirebbe la strada a ogni sorta di affinamenti nella nostra comprensione della dinamica: aspetti che oggi sono più o meno ben nascosti dalle diagnostiche attuali, incluse le sezioni trasversali Eliassen-Palm, specialmente in regimi termodinamici artici invernali con anomalie persistenti che influenzano il regime stratosferico.

Ad esempio, sospetto che le mappe di vorticità potenziale isentropica renderebbero evidente il motivo per cui vi fu una seconda fase di decelerazione media zonale nel cappuccio polare intorno al 26 febbraio, ben dopo la scissione del vortice polare (Palmer 1981a), un fenomeno parallelo a decelerazioni osservate in warming recenti come quello di marzo 2025, che ha terminato abruptamente il vortice polare boreale con disturbi di grande ampiezza e spostamenti irreversibili. Una stima approssimativa dei tempi di avvezione in ciascuna metà del vortice scisso appare coerente con una spiegazione semplice in termini di avvezione di “detriti” di vorticità potenziale intorno ai due cut-off bassi, un meccanismo che riecheggia processi di amplificazione sequenziale di onde planetarie viaggianti che propagano verso l’alto influenzando la mesosfera inferiore. Questa idea potrebbe anche contribuire a spiegare il fallimento di una simulazione a risoluzione più bassa (Butchart et al., 1982, di cui si parlerà nella prossima sezione) nel riprodurre questo ulteriore episodio di decelerazione zonale media: seguire in dettaglio i “detriti” dopo la scissione del vortice porrebbe infatti immediatamente una notevole pressione sulla risoluzione numerica, specialmente in contesti di preconditioning upper-stratosferico che modula l’onset dei warming.

Un tale regime di moto segna il punto in cui gli eddy hanno in gran parte cessato di comportarsi come onde nel senso dinamico; si può dire che si sono “saturati” o “rotti”, un processo che genera anomalie troposferiche distinte durante warming con vortici forti o deboli, influenzando la circolazione superficiale in modi persistenti. È molto simile a ciò che accade alle onde oceaniche quando si infrangono sulla spiaggia, ma con implicazioni per la variabilità tidale mesosferica in regioni polari durante i warming, dove effetti radiativi su ozono e vapore acqueo amplificano le perturbazioni. Un’analogia ancora più stretta è quella del breaking delle onde di marea e delle onde gravitazionali interne nella mesosfera: in quel caso non esistono due fluidi immiscibili come aria e acqua, e quindi il gradiente di base (stabilità statica) da cui le onde traggono esistenza viene mescolato in modo irreversibile, un effetto che si manifesta in warming antartici influenzati da perdite di ghiaccio marino e preconditioning che alterano la tempistica degli eventi. Analogamente, il mescolamento irreversibile del gradiente di vorticità potenziale isentropica può essere considerato la caratteristica distintiva di un’onda planetaria o di Rossby che si rompe, specialmente in inverni con dinamiche attive che coinvolgono disruption del vortice da parte di onde Rossby su larga scala. Non appena si verifica questo wave-breaking, la distribuzione dettagliata della vorticità potenziale diventa estremamente complicata e le interazioni “onda-onda” (tra moltissime armoniche zonali) saranno prominenti in qualsiasi descrizione dettagliata, come in eventi complessi con multiple fasi di warming. In effetti, pensare troppo letteralmente in termini di “onde”, nel senso dinamico, potrebbe non essere più molto proficuo in quella fase, favorendo invece approcci basati su diagnostiche avanzate per catturare il mixing irreversibile e le sue implicazioni climatiche.

La Figura 1 dell’articolo di McIntyre (1982) illustra due sezioni trasversali Eliassen-Palm, che rappresentano la propagazione e l’interazione delle onde planetarie di numero zonale 2 in simulazioni numeriche della stratosfera invernale, evidenziando il fenomeno della defocalizzazione che rende rari i major warming dominati da questa onda. Queste sezioni, visualizzate in coordinate latitudine-altezza da circa 10 a 60 chilometri, derivano da modelli meccanicistici basati su un profilo zonale climatologico iniziale con un ampio getto polare notturno che si fonde gradualmente nei venti occidentali mesosferici, come descritto in Hsu (1980). La Figura 1a, tratta da Dunkerton et al. (1981), mostra un forcing troposferico standard con tilt di fase nord-ovest/sud-est, mentre la Figura 1b, da un lavoro inedito di C.-P. F. Hsu, utilizza un forcing modificato con tilt sud-est/nord-ovest per tentare di dirigere artificialmente l’energia verso il polo, un esperimento ispirato a O’Neill e Taylor (1979) per testare la sensibilità alla condizione al contorno inferiore.

Le frecce in entrambe le figure indicano la direzione del flusso Eliassen-Palm, una misura conservativa dell’attività ondulatoria che quantifica il trasferimento di momento angolare e energia dalle onde al flusso zonale medio, con componenti orizzontali legate al flusso meridionale di momento eddy e verticali al flusso di calore eddy. Le linee continue rappresentano le streamlines del flusso, mentre le aree ombreggiate e le contorni tratteggiate evidenziano regioni di convergenza negativa, dove l’attività ondulatoria si accumula e decelera il vento zonale, rallentata dalla vicinanza di una linea subtropicale di vento zero. In entrambe le simulazioni, al giorno 11, le onde emergono dal confine inferiore e curvano rapidamente verso latitudini subtropicali intorno ai 20-40 gradi nord, con una convergenza marcata vicino alla linea di vento zero, dimostrando che sopra i 20-25 chilometri l’onda 2 ignora il forcing iniziale e si disperde equatorward per effetto della geometria sferica terrestre, come inizialmente modellato da Matsuno (1970) e confermato da calcoli di ray-tracing in Karoly e Hoskins (1982).

Questo illustra scientificamente la defocalizzazione, un meccanismo dinamico per cui le onde planetarie di numero zonale 2 tendono a propagarsi verso aree più ampie all’equatore anziché focalizzarsi sul cappuccio polare ad alte latitudini superiori ai 60 gradi nord, riducendo drasticamente la probabilità di perturbazioni drammatiche come inversioni del vortice polare. Studi recenti rafforzano questa interpretazione: ad esempio, un’analisi osservativa di otto major warming boreali tra il 2007 e il 2019 ha utilizzato diagnostiche Eliassen-Palm per esaminare il coupling verticale, mostrando come la defocalizzazione limiti la propagazione polare in assenza di preconditioning, con pattern di convergenza simili a quelli simulati qui. Analogamente, ricerche sul warming del gennaio 2021 hanno scalato vettori Eliassen-Palm per quantificare impatti superficiali limitati, confermando che la defocalizzazione dell’onda 2 contribuisce alla variabilità negli eventi, con forcing troposferico insufficiente a superare la dispersione geometrica senza un getto ristretto.

La convergenza negativa nelle figure, attribuibile principalmente a transitori iniziali, indica dove le onde “arrivano” e si accumulano, con le frecce che accelerano in venti occidentali più forti e rallentano in regioni deboli, coerentemente con tempi di propagazione dei raggi ondulatori. Questo setup modellistico, che parte da uno stato zonale-simmetrico climatologico, riproduce condizioni tipiche che impediscono all’energia di raggiungere il cappuccio polare, dove la piccola massa e momento d’inerzia amplificherebbero effetti drammatici come aumenti termici adiabatici. L’evoluzione successiva delle simulazioni, sorprendentemente simile nonostante le differenze al contorno, è stata replicata indipendentemente in Butchart et al. (1982), e riecheggia osservazioni in warming multipli come quelli dell’inverno 2023/2024, dove due major eventi hanno mostrato amplificazioni successive di onde planetarie viaggianti e Eliassen-Palm, con defocalizzazione superata solo da anomalie troposferiche persistenti. Inoltre, studi sul warming del gennaio 2021 hanno collegato la componente verticale del flusso Eliassen-Palm al flusso di calore eddy transitorio, confermando che pattern di defocalizzazione come quelli qui illustrati limitano gli impatti superficiali in eventi non precondizionati.

Nel contesto del febbraio 1979, discusso nell’articolo, questa figura contrasta con osservazioni reali (ad esempio Palmer 1981a, Figura 3b), dove un preconditioning da onda 1 ha ristretto il getto polare, invertendo la direzione del flusso verso il polo e permettendo una focalizzazione che ha portato a un major warming dominato dall’onda 2. Ricerche moderne estendono questo: un’analisi climatologica tridimensionale del flusso Eliassen-Palm ha esaminato benchmark per warming, mostrando come la defocalizzazione contribuisca alla rarità degli eventi, con riferimenti a pattern osservati in Tripathi et al. (non direttamente citato ma correlato). Infine, studi sull’influenza di ENSO sui warming hanno differenziato risposte forzate da variabilità interna, utilizzando diagnostiche Eliassen-Palm per isolare defocalizzazione in vortici polari, con implicazioni per previsioni sub-stagionali in inverni come il 2023/2024. In sintesi, la Figura 1 fornisce una dimostrazione visiva e scientifica del perché i warming onda 2-dominati richiedano condizioni stratosferiche speciali, un concetto che continua a guidare ricerche attuali su coupling atmosfera-clima.

La Figura 2 dell’articolo di McIntyre (1982), adattata da Labitzke (1981), rappresenta un grafico temporale che illustra l’evoluzione di parametri chiave durante l’inverno boreale 1978-1979 a 30 millibar (approssimativamente 24 chilometri di altitudine), un livello stratosferico medio comunemente utilizzato per monitorare le dinamiche dei sudden stratospheric warmings (SSW). La figura è divisa in due pannelli: il superiore (a) traccia la differenza di temperatura zonale media tra il polo nord e i 60 gradi di latitudine nord, mentre l’inferiore (b) mostra le ampiezze in metri dell’altezza geopotenziale delle onde planetarie di numero zonale 1 (linea continua) e 2 (linea tratteggiata) a 60 gradi nord. Questo grafico è particolarmente significativo perché cattura uno dei pattern evolutivi classici degli SSW, noto come “tipo A” secondo la classificazione di Schoeberl (1978), caratterizzato da impulsi sequenziali di onde planetarie che culminano in un riscaldamento maggiore, e serve da benchmark per studi successivi che analizzano la variabilità interannuale e gli impatti superficiali di questi eventi.

Nel pannello superiore (a), la curva della differenza termica inizia con valori positivi intorno ai 10-20 gradi Celsius in dicembre 1978, riflettendo la configurazione invernale normale con un polo freddo e un gradiente termico che sostiene il vortice polare forte. Verso metà gennaio, si osserva un lieve calo, seguito da un declino più marcato intorno al 26 gennaio, che rimane tuttavia sopra lo zero, indicando un riscaldamento minore. Dopo un recupero temporaneo nei primi di febbraio, la curva precipita drasticamente intorno al 21 febbraio, raggiungendo valori negativi fino a circa -30 gradi Celsius, segnale inequivocabile di un major SSW dove il polo diventa più caldo delle medie latitudini, invertendo il gradiente termico e decelerando i venti zonali. Questo pattern è stato analizzato in dettaglio in compendi osservativi che classificano gli SSW in base alla loro intensità e frequenza, confermando che l’evento del 1979 rientra tra i più estremi del periodo 1958-2014, con impatti persistenti sulla circolazione troposferica.

Il pannello inferiore (b) complementa questa evoluzione mostrando le fluttuazioni delle ampiezze ondulatorie: l’onda 1 inizia con valori modesti, ma esplode a un picco di quasi 1100 metri intorno al 26 gennaio, dominando la fase iniziale e contribuendo al preconditioning stratosferico attraverso mixing irreversibile di vorticità potenziale. L’onda 2, invece, presenta un impulso minore a metà gennaio, seguito da un periodo di quiescenza, per poi raggiungere un picco significativo intorno al 21 febbraio (segnato come “21F”), coincidente con il crollo termico nel pannello (a). Questo ritardo di circa quattro settimane tra i picchi delle due onde è anomalo rispetto alla media di 1-2 settimane osservata in altri eventi, e ha permesso di isolare il ruolo dell’onda 1 nel restringere il getto polare notturno, facilitando la focalizzazione successiva dell’onda 2 verso il cappuccio polare. Ricerche modellistiche hanno riprodotto questa sequenza per validare meccanismi dinamici, ad esempio simulando l’evoluzione tridimensionale del vortice durante il febbraio 1979 e confrontandola con pattern assimilati in reanalisi moderne.

Scientificamente, la figura evidenzia come gli SSW non richiedano necessariamente la coesistenza simultanea di onde 1 e 2 ad alte ampiezze, ma piuttosto una sequenza temporale in cui l’onda 1 agisce come precursore per alterare lo stato zonale, rendendo la stratosfera più recettiva a perturbazioni successive. Questo è supportato da analisi che distinguono tra SSW assorbenti (con propagazione downward limitata) e riflettenti (con amplificazione troposferica), classificando il 1979 come un caso assorbente con anomalie meteorologiche superficiali persistenti negli Stati Uniti, come ondate di freddo e pattern di pressione anomali. Studi più recenti hanno esteso questa interpretazione confrontando il pattern del 1979 con eventi moderni: ad esempio, durante l’inverno 2023/2024, sequenze simili di impulsi ondulatori hanno portato a due major SSW, con picchi di onda 1 seguiti da onde 2 che hanno influenzato estremi meteorologici in Eurasia e Nord America, confermando il ruolo del ritardo temporale nel modulare l’intensità dell’impatto. Inoltre, ricerche sulla prevedibilità hanno utilizzato questo grafico come riferimento per ensemble di modelli, mostrando che eventi con ritardi prolungati come il 1979 sono tra i più challenging da prevedere, con skill sub-stagionale limitata a 10-15 giorni a causa della variabilità interna atmosferica.

Complessivamente, la Figura 2 funge da illustrazione paradigmatica del coupling troposfera-stratosfera durante gli SSW, con implicazioni per la modellazione climatica: compendi osservativi hanno catalogato oltre 60 eventi simili dal 1958, notando che pattern tipo A come questo dominano negli inverni boreali, influenzando anche la composizione chimica stratosferica come il trasporto di ozono. Confronti con SSW antartici, più rari e spesso minori, sottolineano differenze emisferiche dovute a forcing topografico più debole nel sud, ma pattern evolutivi simili emergono in eventi recenti come il 2019, rafforzando l’universalità del meccanismo sequenziale illustrato qui.

Un test dell’ipotesi di focalizzazione

L’ipotesi principale suggerita finora dalle osservazioni è che la focalizzazione insolita dell’onda 2, poco prima del grande riscaldamento del febbraio 1979, fosse semplicemente dovuta a una configurazione insolita dello stato zonale di base. Questa ipotesi è stata testata direttamente in una serie di esperimenti numerici concepiti in modo magistrale, condotti presso l’Ufficio Meteorologico del Regno Unito da Butchart et al. (1982). In questi esperimenti, gli autori hanno utilizzato un modello non lineare completo con un background atmosferico realistico, dimostrando che la configurazione del vento zonale medio è cruciale per la simulazione di riscaldamenti stratosferici improvvisi, e che la frequenza della forzatura d’onda gioca un ruolo importante nella riproduzione del riscaldamento maggiore del 1979. I risultati forniscono un sostegno molto forte alla correttezza essenziale dell’ipotesi e, nel contempo, risolvono la questione di lunga data sul perché si fosse riscontrato un comportamento complessivo diverso nella simulazione di onda 2 di Matsuno e nei suoi successori.

Il modello utilizzato era più elaborato di quello di Matsuno: si trattava di un modello alle equazioni primitive con differenze finite e una risoluzione zonale leggermente superiore a quella che corrisponderebbe alla troncatura semi-spettrale di Matsuno a una sola onda zonale. Il modello non tentava di rappresentare la troposfera. Era forzato in modo molto simile a quello di Matsuno, prescrivendo artificialmente il geo-potenziale a 100 mb.

Il punto essenziale che questi esperimenti numerici dimostrano è semplicemente che i risultati sono effettivamente sensibili allo stato di base adottato. Essi rivendicano pienamente «la necessità di particolare cura nella scelta delle condizioni iniziali per le simulazioni modellistiche» suggerita da Quiroz et al. (1975, §2b). Se si usa uno stato medio climatologico, come nella simulazione di Matsuno e nei suoi successori, il modello mostra esattamente il comportamento ormai familiare trovato per la prima volta da Matsuno per l’onda 2: questa inizia in modo defocalizzato, come illustrato nella Fig. 1 sopra, e quindi non può produrre un riscaldamento senza prima attraversare un lungo periodo di evoluzione del flusso medio, tipicamente di venti giorni o più. Il modo in cui alla fine si ottiene una focalizzazione sufficiente a dare luogo a un riscaldamento in questo tipo di esperimenti modellistici con onda 2 è stato chiarito da Dunkerton et al. (1981). In questo studio, gli autori hanno esaminato il processo del livello critico non lineare, mostrando come esso si evolva in un flusso di taglio, con le onde planetarie che interagiscono in una regione sottile dove le linee di contorno del flusso d’onda si concentrano, influenzando la propagazione verticale e la riflessione delle onde. La focalizzazione dipende dalle proprietà parzialmente riflettenti del «livello critico» non lineare associato a una linea di vento zero che si sposta verso nord a partire dai subtropici e riflette le onde verso latitudini più alte, un po’ come una parete laterale artificiale, estendendo simulazioni a bassa risoluzione per esplorare interazioni ad alta risoluzione.

Se invece si utilizza lo stato medio reale del 16 febbraio 1979, con il suo getto polare notturno molto più stretto, si ha una focalizzazione immediata senza alcun periodo preliminare di evoluzione del flusso medio. Inoltre, se si ha cura di usare una forzante con velocità di fase zonale dell’ordine di quella osservata a 100 mb — che era verso est e significativamente diversa da zero — allora, anche con una forzante pura di onda 2, la focalizzazione persiste abbastanza a lungo da produrre un forte riscaldamento. Questo richiede solo circa dieci giorni, nonostante lo stato iniziale sia zonalmente simmetrico. Bisogna naturalmente ricordare che la reale circolazione stratosferica del 16 febbraio era ben lungi dall’essere zonalmente simmetrica, come è evidente dalla Fig. 2. Quando sono state utilizzate le condizioni iniziali reali e la forzante reale a 100 mb, per quanto determinabili dalle osservazioni, il modello si è avvicinato ancora di più a riprodurre il riscaldamento effettivamente verificatosi. Un riscaldamento molto simile a quello reale è stato ottenuto in meno di cinque giorni.

Butchart et al. sostengono in modo convincente che alcuni aspetti importanti del comportamento del modello avrebbero potuto essere anticipati esaminando sezioni meridionali dell’indice di rifrazione al quadrato, R², appropriato per una perturbazione lineare di onda 2 che si propaga stazionariamente alla velocità di fase prescritta sullo stato medio zonale euleriano (Charney e Drazin, 1961; Matsuno, 1970). Nel lavoro di Charney e Drazin (1961), è stato dimostrato che l’indice di rifrazione effettivo per le onde planetarie dipende principalmente dalla distribuzione del vento zonale medio con l’altezza, con le onde che si propagano verticalmente in modo simile alla radiazione elettromagnetica ma intrappolate dai venti zonali, risultando in un debole accoppiamento meccanico per la maggior parte dell’anno. Matsuno (1970) ha introdotto l’indice di rifrazione per le onde planetarie stazionarie come strumento diagnostico, applicato frequentemente per analizzare la propagazione verticale in inverno nell’emisfero settentrionale, con profili simili all’indice di rifrazione quadrato Q0. R² è la grandezza di base che entra nella “teoria dei raggi” della rifrazione delle onde planetarie in una sezione meridionale. Esso contiene un termine proporzionale al gradiente latitudinale isentropico della vorticità potenziale, diviso per la velocità del vento zonale medio rispetto all’onda. I raggi tendono a curvarsi verso le regioni di R² grande e positivo (Palmer, 1981b; Karoly e Hoskins, 1982, §2d, pagina 112 del presente numero); e Butchart et al. hanno trovato che il flusso di onda EP nel modello tendeva a comportarsi in modo simile. In particolare, la distribuzione spaziale di R² sembrava spiegare in modo soddisfacente gli schemi iniziali di flusso EP focalizzato e defocalizzato trovati rispettivamente per gli stati medi reali e climatologici.

Risultati con implicazioni simili sono stati ottenuti da O’Neill e Youngblut (1982), da uno studio osservativo del riscaldamento del gennaio 1977 che includeva alcuni calcoli di tracciamento dei raggi basati su stime osservative opportunamente levigate di R² in diversi momenti. In questo lavoro, sono state applicate diagnostiche trasformate Euleriane per analizzare i riscaldamenti stratosferici di dicembre e gennaio 1976-1977, computando termini nelle equazioni medie trasformate e fornendo sezioni trasversali per le direzioni dei vettori di flusso d’onda EP. È davvero notevole quanto bene i concetti di indice di rifrazione e di tracciamento dei raggi — e, per implicazione, il concetto di velocità di gruppo — riescano a prevedere aspetti importanti del comportamento dei flussi d’onda. Le lunghezze d’onda meridionale e verticale, e i tassi temporali di variazione dello stato medio, sono tutti troppo grandi perché la rilevanza di tali concetti sia auto-evidente — per non parlare della presenza di complicazioni aggiuntive come l’interferenza tra componenti stazionarie e viaggianti dell’onda, che possono causare fluttuazioni transitorie nella direzione e nell’intensità dei flussi d’onda (ad esempio Boyd, 1976; Madden, 1975; Palmer, 1981a, appendice; Schoeberl e Strobel, 1980a).È quindi certo che i calcoli di R² e dei relativi percorsi dei raggi rappresenteranno un importante ausilio per comprendere i risultati dei futuri esperimenti numerici sulle onde planetarie stratosferiche. Una sezione trasversale di R², almeno, sarebbe praticamente indispensabile prima di poter dire a priori se un dato profilo stretto del getto polare notturno abbia o meno la possibilità di focalizzare l’onda 2. In questa situazione l’indice di rifrazione è molto sensibile alla forma precisa del profilo di velocità del getto. Per qualsiasi profilo dato esiste sempre una regione di “tunnelling” con R² negativo, o R immaginario, vicino al polo, nella quale i raggi per definizione non possono entrare. Al contrario, vi si allontanano curvando, spiegando parte dell’effetto di defocalizzazione già discusso. I valori negativi sono dovuti a un termine in R² proporzionale al meno il quadrato del numero d’onda zonale, che per il momento chiamerò in modo un po’ impreciso il “termine defocalizzante”, anche se in realtà non è l’unico termine in grado di causare defocalizzazione. La sua intensità quadruplica passando dall’onda 1 all’onda 2 e, man mano che ci si avvicina al polo, finisce sempre per dominare il termine che coinvolge il gradiente di vorticità potenziale, a causa di fattori geometrici che moltiplicano i due termini.

Affinché esista R² positivo da qualche parte nella calotta polare – condizione necessaria perché i raggi possano entrarvi – la competizione tra i due termini deve andare nell’altro senso: il termine del gradiente di vorticità potenziale deve dominare il termine defocalizzante in qualche punto della calotta polare. A causa dei fattori geometrici, questo ha la massima probabilità di verificarsi se i gradienti di vorticità potenziale più forti sono concentrati sul lato sud del massimo del getto, cioè il lato più lontano dal polo, come suggerito dalle curve spesse in Fig. 5a più sotto (a sinistra è mostrata la vorticità potenziale Q, a destra la velocità zonale u; le curve sottili indicano profili climatologicamente tipici). Dai risultati di Butchart et al. emerge che lo stato medio del 16 febbraio presentava essenzialmente questa configurazione nella bassa stratosfera e che R² per l’onda 2 non solo era positivo sul fianco sud del getto, ma vi presentava un massimo positivo locale, sia per onde con velocità di fase nulla sia per onde con la velocità di fase osservata. In una serie di esperimenti numerici idealizzati, Butchart et al. (1982) hanno stabilito che la configurazione del vento zonale medio, verificatasi poco prima del riscaldamento stratosferico improvviso del febbraio 1979, era cruciale per la focalizzazione delle onde planetarie, con flussi d’onda più forti nell’inverno settentrionale rispetto a quello meridionale a causa della relativa asimmetria emisferica. Proprio per la presenza di questo massimo locale si tratta di una configurazione in grado di provocare focalizzazione, ma come vedremo tra poco non è tutta la storia.

In generale, la competizione tra i due termini fa sì che nella calotta polare, specialmente per l’onda 2, persino il segno di R² possa essere sensibile alla forma precisa del profilo di velocità zonale, che deve essere differenziato due volte per ottenere il gradiente di Q. Una recente serie di simulazioni numeriche del comportamento lineare delle onde planetarie (Lin, 1982) conferma la sensibilità attesa, mostrando come bastino piccoli cambiamenti nella forma del getto per modificare completamente la configurazione dell’indice di rifrazione e produrre uno schema di propagazione d’onda radicalmente diverso. Nel lavoro di Lin (1982), un modello lineare alle equazioni primitive è stato sviluppato per esaminare gli effetti della struttura del vento zonale medio sulla propagazione verticale delle onde planetarie stazionarie invernali, forzate da topografia e riscaldamento diabatico, rivelando che la grande curvatura del vento zonale influisce sulla struttura a doppio picco delle onde.

D’altra parte, non ci si può aspettare che le sezioni di R² ci dicano tutto. Esiste in particolare una limitazione di validità particolarmente importante che non è ancora stata discussa. In termini generali, i concetti di indice di rifrazione, teoria dei raggi e velocità di gruppo funzionano meglio in venti occidentali forti, ma peggio vicino alle “linee critiche” dove la velocità zonale media è uguale alla velocità di fase zonale. La loro validità, anche per onde di Rossby lineari, collassa completamente su una linea critica (Andrews e McIntyre, 1976 Appendice B; Grimshaw, 1980). Andrews e McIntyre (1976) hanno derivato una teoria generalizzata per le onde planetarie in shear orizzontale e verticale, mostrando che vicino alle linee critiche, il comportamento non lineare domina e la teoria lineare fallisce, con applicazioni specifiche alle onde equatoriali in shear debole. Inoltre, se si usano carte sinottiche per stimare i termini advettivi non lineari per ampiezze tipiche delle onde planetarie, si scopre che anche la teoria lineare dell’onda stessa fallisce completamente. Nell’atmosfera reale una linea critica sarà sempre circondata da un “livello critico” non lineare nel quale le onde saturano, o si rompono, nel senso indicato alla fine della sezione precedente, e all’interno del quale R² è del tutto irrilevante.

Come inizialmente suggerito dai modelli idealizzati di Benney e Bergeron (1969), Davis (1969) e altri, un tale livello critico non lineare può agire da riflettore una volta che le onde si sono rotte (indipendentemente dal comportamento di R² nel suo immediato vicinato). Benney e Bergeron (1969) hanno sviluppato una teoria non lineare per disturbi in flussi paralleli, introducendo una nuova classe di onde non lineari che non emergono dalla teoria viscosa classica, con applicazioni alla formazione di strati critici non lineari in shear flows. Le circostanze generali in cui può verificarsi questa riflessione non lineare delle onde di Rossby sono state chiarite di recente e saranno discusse nella sezione 5. Esse sembrano includere in larga misura le circostanze di interesse attuale, sia per la stratosfera reale sia per i modelli meccanicistici che la rappresentano. I modelli meccanicistici troncati zonalmente non sono in grado di rappresentare correttamente il processo stesso di rottura dell’onda, ma sorprendentemente (e molto fortunatamente) riescono a imitare la riflessione non lineare in modo grezzo ma qualitativamente non irragionevole, come mostrato per la prima volta da Geisler e Dickinson (1974) e ulteriormente spiegato da Dunkerton et al. (1981, appendice B). Geisler e Dickinson (1974) hanno presentato un modello numerico semplice per il meccanismo di riscaldamento stratosferico improvviso, studiando l’interazione tra onde di Rossby e flusso zonale barotropico vicino a un livello critico, con applicazioni a flussi stratospheric. In uno studio diagnostico, Dunkerton et al. (1981) hanno esaminato l’evoluzione del livello critico non lineare in un riscaldamento stratosferico di onda 2, mostrando differenze significative nell’evoluzione del flusso zonale medio e nelle interazioni onda-flusso.

Butchart et al. notano la possibilità che la riflessione da un livello critico situato a sud del getto polare notturno possa aver giocato un ruolo nel mantenere la focalizzazione che si è verificata nei loro esperimenti numerici più realistici, proprio come avveniva nelle fasi tardive della simulazione discussa da Dunkerton et al. Gli esperimenti più realistici, in cui la focalizzazione è persistita abbastanza a lungo da indurre un forte riscaldamento, erano proprio quelli in cui la velocità di fase della forzante d’onda era realistica, oltre allo stato medio iniziale. Con una velocità di fase dell’ordine corretto (Butchart et al., Fig. 1b) si vede, per esempio dalla sezione trasversale della velocità zonale media in Butchart et al. Fig. 2a, che una linea critica esisteva effettivamente a medie latitudini il 16 febbraio, estendendosi dal basso dei 30 mb fino sopra i 5 mb. La sua forma e posizione erano in effetti straordinariamente simili alla forma e posizione della linea di vento zero a medie latitudini trovata pochi giorni prima del grande riscaldamento nella simulazione modellistica di Dunkerton et al. (op. cit., Fig. 2c), in cui le onde erano quasi stazionarie. Anche le evoluzioni successive furono piuttosto simili. Se si mettono insieme questi fatti con le evidenze teoriche presentate da Dunkerton et al., appare non solo possibile, ma praticamente certo che la riflessione dal livello critico associato dovesse avvenire in tutti gli esperimenti con velocità di fase realistiche.

Non solo la riflessione dal livello critico doveva necessariamente aver luogo, ma non vedo scampo dalla conclusione ulteriore che tale riflessione debba essere stata la ragione primaria, se non l’unica, della persistenza della focalizzazione che ha caratterizzato tutti gli esperimenti con velocità di fase realistiche. La persistenza non può essere spiegata semplicemente con la persistenza del massimo locale iniziale in R². Quel massimo scompariva man mano che il getto polare notturno decelerava, almeno nei casi per i quali sono state mostrate sezioni di R². Tra questi vi erano due esperimenti con stati medi iniziali realistici, uno dei quali con velocità di fase zero e l’altro con velocità di fase realistica. Nel primo caso non esisteva un livello critico che impedisse all’effetto di defocalizzazione di riaffermarsi non appena il massimo locale in R² spariva, e la defocalizzazione è esattamente ciò che poi accadeva. La scomparsa del massimo in entrambi i casi è difficilmente sorprendente se si tiene presente la sua sensibilità alla configurazione del getto. In uno studio dettagliato, Butchart et al. (1982) hanno progettato una serie di esperimenti numerici utilizzando un modello non lineare completo con un background atmosferico realistico, imponendo onde planetarie di numero 2 alla base del modello per esaminare l’interazione tra lo stato zonale medio e le onde, dimostrando che la configurazione del vento zonale medio poco prima del riscaldamento stratosferico improvviso del febbraio 1979 era cruciale per la focalizzazione e il successivo riscaldamento.

A questo punto sarebbe allettante, e non irragionevole sulla base delle evidenze finora esposte, concludere che le affermazioni precedenti valgano anche per il reale riscaldamento del febbraio 1979. La linea critica era certamente presente e è probabile che la regione associata di rottura dell’onda abbia agito da riflettore. Meno facile è essere sicuri del comportamento dell’indice di rifrazione, non solo per problemi di dati, ma anche perché nell’atmosfera reale, a differenza di un modello troncato, vi è minor motivo di supporre che la media zonale euleriana sia una buona base per stimare R². Tornerò su quest’ultimo problema nelle osservazioni conclusive. Studi recenti hanno evidenziato come i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) siano causati dalla rottura di onde planetarie su scala planetaria che propagano verso l’alto dalla troposfera, portando alla disgregazione del vortice polare e a un riscaldamento accompagnato da un’inversione dei venti zonali medi da occidentali a orientali, con una discesa della circolazione residua che amplifica il riscaldamento polare.

Vale la pena aggiungere un’ulteriore osservazione sulle linee critiche. Se una linea critica si trova in una regione in cui i gradienti isentropici su larga scala di vorticità potenziale sono già anomalmente deboli, quella regione agirà da riflettore anche prima che avvenga la rottura dell’onda. Tutte le teorie dei livelli critici concordano su questo punto (ad esempio Tung, 1979, Eq. 46 con c=0). Il motivo è che l’assorbimento previsto dalla usuale teoria lineare transiente del livello critico (Dickinson, 1970; Warn e Warn, 1976) dipende dallo sviluppo, attraverso l’advazione nelle fasi iniziali precedenti la rottura dell’onda, di un certo schema di vorticità potenziale turbolenta nella regione del livello critico (Stewartson, 1978; Warn e Warn, 1978, Fig. 2b). Quello schema non potrebbe svilupparsi se non esistesse fin dall’inizio un gradiente isentropico di vorticità potenziale su larga scala attraverso la regione del livello critico. Naturalmente, quando le onde si rompono, la conseguente mescolanza di vorticità potenziale tende a garantire che i gradienti su larga scala di vorticità potenziale diventino deboli anche se inizialmente non lo erano: è questo, in sostanza, il meccanismo di riflessione del livello critico non lineare. Nel caso presente, tuttavia, vi è buon motivo di ritenere che a metà febbraio i gradienti isentropici su larga scala di vorticità potenziale fossero già deboli, in media, a medie latitudini, come suggerito schematicamente dalla curva spessa in Fig. 5a più sotto. È qui che il precursore di onda 1 entra nella storia. Andrews e McIntyre (1976) hanno derivato una teoria generalizzata per le onde planetarie in shear orizzontale e verticale, mostrando che vicino alle linee critiche il comportamento non lineare domina e la teoria lineare fallisce completamente, con applicazioni a onde di Rossby e onde equatoriali in shear debole.

Non vorrei rischiare di lasciare nel lettore l’impressione che Butchart et al. abbiano preteso di aver spiegato ogni minimo dettaglio del riscaldamento del febbraio 1979 unicamente in termini di interazione tra lo stato medio e l’onda 2. Al contrario, essi hanno trovato che anche la modesta quantità di onda 1 presente nelle condizioni iniziali reali e nella forzante a 100 mb sembrava essere significativa per approssimare il comportamento osservato in una regione molto piccola, entro un raggio di circa dieci gradi di latitudine dal polo nord. A titolo di confronto, la principale regione di venti medi zonali orientali risultante dal riscaldamento del febbraio 1979 copriva un’area molto più vasta, fino a un raggio di circa trenta gradi, cioè fino a circa 60°N. Butchart et al. sottolineano che errori di troncatura dovuti alle differenze finite vicino al polo potrebbero essere stati significativi nelle loro simulazioni e, considerando che le fasi finali altrimenti molto simili della simulazione pura onda-2 di Dunkerton et al. non corroboravano questo dettaglio, forse è motivo di una certa preoccupazione. Si può però anche osservare che la sensibilità all’onda 1 vicinissima al polo è esattamente ciò che ci si potrebbe aspettare in ogni caso da un punto di vista sinottico. Il processo alquanto artificiale di calcolare medie zonali entro dieci gradi dal polo può evidentemente dare risultati piuttosto variabili anche con la minima deviazione dalla simmetria di onda 2. In un’analisi diagnostica, Dunkerton et al. (1981) hanno esaminato l’evoluzione del livello critico non lineare durante un riscaldamento stratosferico di onda 2, evidenziando differenze significative nell’evoluzione del flusso zonale medio e nelle interazioni onda-flusso rispetto ai casi di onda 1, con un focus sulla riflessione e sull’assorbimento non lineare.

4. Il precursore di onda 1

Non solo la riflessione dal livello critico doveva necessariamente aver luogo, ma non vedo scampo dalla conclusione ulteriore che tale riflessione debba essere stata la ragione primaria, se non l’unica, della persistenza della focalizzazione che ha caratterizzato tutti gli esperimenti con velocità di fase realistiche. La persistenza non può essere spiegata semplicemente con la persistenza del massimo locale iniziale in R². Quel massimo scompariva man mano che il getto polare notturno decelerava, almeno nei casi per i quali sono state mostrate sezioni di R². Tra questi vi erano due esperimenti con stati medi iniziali realistici, uno dei quali con velocità di fase zero e l’altro con velocità di fase realistica. Nel primo caso non esisteva un livello critico che impedisse all’effetto di defocalizzazione di riaffermarsi non appena il massimo locale in R² spariva, e la defocalizzazione è esattamente ciò che poi accadeva. La scomparsa del massimo in entrambi i casi è difficilmente sorprendente se si tiene presente la sua sensibilità alla configurazione del getto. Ricerche recenti hanno dimostrato che la riflessione delle onde planetarie viaggianti intorno agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso può derivare dalla propagazione diretta dal basso o dalla generazione in situ, con una risposta composita che amplifica la riflessione quando le onde interagiscono con il vortice polare.

A questo punto sarebbe allettante, e non irragionevole sulla base delle evidenze finora esposte, concludere che le affermazioni precedenti valgano anche per il reale riscaldamento del febbraio 1979. La linea critica era certamente presente e è probabile che la regione associata di rottura dell’onda abbia agito da riflettore. Meno facile è essere sicuri del comportamento dell’indice di rifrazione, non solo per problemi di dati, ma anche perché nell’atmosfera reale, a differenza di un modello troncato, vi è minor motivo di supporre che la media zonale euleriana sia una buona base per stimare R². Tornerò su quest’ultimo problema nelle osservazioni conclusive. Studi hanno evidenziato che gli eventi di riflessione delle onde stratosferiche sul Pacifico nord-occidentale sono caratterizzati da un maggiore flusso di calore eddy verso il polo, con la propagazione verso l’alto delle onde planetarie seguita da una riflessione verso il basso da parte del vortice polare. Inoltre, i riscaldamenti stratosferici improvvisi rappresentano eventi dinamici fluidi in cui si verificano rapidi aumenti di temperatura nella stratosfera polare invernale, influenzati dalla propagazione e riflessione delle onde di Rossby.

Vale la pena aggiungere un’ulteriore osservazione sulle linee critiche. Se una linea critica si trova in una regione in cui i gradienti isentropici su larga scala di vorticità potenziale sono già anomalmente deboli, quella regione agirà da riflettore anche prima che avvenga la rottura dell’onda. Tutte le teorie dei livelli critici concordano su questo punto (ad esempio Tung, 1979, Eq. 46 con c=0). Il motivo è che l’assorbimento previsto dalla usuale teoria lineare transiente del livello critico (Dickinson, 1970; Warn e Warn, 1976) dipende dallo sviluppo, attraverso l’advazione nelle fasi iniziali precedenti la rottura dell’onda, di un certo schema di vorticità potenziale turbolenta nella regione del livello critico (Stewartson, 1978; Warn e Warn, 1978, Fig. 2b). Quello schema non potrebbe svilupparsi se non esistesse fin dall’inizio un gradiente isentropico di vorticità potenziale su larga scala attraverso la regione del livello critico. Naturalmente, quando le onde si rompono, la conseguente mescolanza di vorticità potenziale tende a garantire che i gradienti su larga scala di vorticità potenziale diventino deboli anche se inizialmente non lo erano: è questo, in sostanza, il meccanismo di riflessione del livello critico non lineare. Nel caso presente, tuttavia, vi è buon motivo di ritenere che a metà febbraio i gradienti isentropici su larga scala di vorticità potenziale fossero già deboli, in media, a medie latitudini, come suggerito schematicamente dalla curva spessa in Fig. 5a più sotto. È qui che il precursore di onda 1 entra nella storia. Analisi hanno mostrato che durante i riscaldamenti stratosferici improvvisi, il livello critico blocca la propagazione verso l’alto dell’energia delle onde planetarie, generando significative perturbazioni termiche. Inoltre, l’interazione tra onde di Rossby planetarie e il flusso zonale barotropico vicino a un livello critico è cruciale per il meccanismo di riscaldamento, con evidenze di riflessione e over-riflessione in condizioni di instabilità.

Non vorrei rischiare di lasciare nel lettore l’impressione che Butchart et al. abbiano preteso di aver spiegato ogni minimo dettaglio del riscaldamento del febbraio 1979 unicamente in termini di interazione tra lo stato medio e l’onda 2. Al contrario, essi hanno trovato che anche la modesta quantità di onda 1 presente nelle condizioni iniziali reali e nella forzante a 100 mb sembrava essere significativa per approssimare il comportamento osservato in una regione molto piccola, entro un raggio di circa dieci gradi di latitudine dal polo nord. A titolo di confronto, la principale regione di venti medi zonali orientali risultante dal riscaldamento del febbraio 1979 copriva un’area molto più vasta, fino a un raggio di circa trenta gradi, cioè fino a circa 60°N. Butchart et al. sottolineano che errori di troncatura dovuti alle differenze finite vicino al polo potrebbero essere stati significativi nelle loro simulazioni e, considerando che le fasi finali altrimenti molto simili della simulazione pura onda-2 di Dunkerton et al. non corroboravano questo dettaglio, forse è motivo di una certa preoccupazione. Si può però anche osservare che la sensibilità all’onda 1 vicinissima al polo è esattamente ciò che ci si potrebbe aspettare in ogni caso da un punto di vista sinottico. Il processo alquanto artificiale di calcolare medie zonali entro dieci gradi dal polo può evidentemente dare risultati piuttosto variabili anche con la minima deviazione dalla simmetria di onda 2. Ricerche hanno confermato che l’accoppiamento verso l’alto da parte delle onde di Rossby su scala planetaria nell’emisfero settentrionale è ben compreso, con riflessioni interne che migliorano durante periodi di alta attività solare.

Le idee risalgono alle vecchie argomentazioni di G.I. Taylor, C.-G. Rossby e altri sul mescolamento della vorticità assoluta nei flussi barotropici e sono ovviamente intimamente collegate, in vari modi, alle concezioni sviluppate ad esempio in Dickinson (1969), Davies (1981), Geisler (1974), Green (1970), Holton e Dunkerton (1978), Rhines e Holland (1979) e Rhines e Young (1982). Dall’evidenza sinottica possiamo aspettarci che la maggior parte del mescolamento sia stata concentrata a medie latitudini in questo caso e quindi, per quanto riguarda l’effetto netto sulle scale più grandi (ignorando cioè i «detriti» su piccola scala), i gradienti isentropici di vorticità potenziale abbiano avuto la tendenza media a essere spalmati a medie latitudini, come suggerito schematicamente dalla curva spessa nella Fig. 5a alla quale abbiamo già fatto riferimento. Uno spalmamento dei gradienti medi su larga scala a medie latitudini implica un affilamento dei gradienti al bordo di ciò che resta del getto polare notturno, dando luogo a un getto più stretto e più intenso come suggerito (ancora schematicamente) dalla curva spessa nella Fig. 5b. Studi hanno offerto un’interpretazione semplice e concisa dei riscaldamenti stratosferici improvvisi in termini di cambiamenti transitori nel pattern di vorticità potenziale, evidenziando come tali variazioni influenzino la dinamica del vortice polare. Come abbiamo già visto, la configurazione dello stato di base suggerita dalla Fig. 5 è esattamente il tipo di configurazione necessaria per focalizzare un impulso di onda 2 che si propaga verso l’alto, qualora l’onda 2 decida successivamente di amplificarsi nella troposfera.

Naturalmente un successivo riscaldamento maggiore – il risultato finale dell’impulso successivo, se focalizzato e poi rotto nella calotta polare – può essere visto anch’esso dal punto di vista del mescolamento di vorticità potenziale (Davies, 1981). Da questo punto di vista la differenza tra un riscaldamento minore e uno maggiore è semplicemente che nel primo caso vengono mescolate le medie latitudini, mentre nel secondo viene mescolata la calotta polare. Analisi hanno esaminato i cambiamenti nel trasporto stratosferico e nel mescolamento durante i riscaldamenti improvvisi, utilizzando compositi da rianalisi per quantificare le variazioni nella circolazione residua e nel mixing isentropico associati a questi eventi.

Presumibilmente la configurazione delineata nella Fig. 5 sarebbe in grado di focalizzare l’onda 1 altrettanto bene, se non meglio, dell’onda 2; e un successivo impulso di onda 1 nel febbraio 1979 avrebbe potuto condurre a un riscaldamento maggiore esattamente come l’impulso di onda 2 che si è effettivamente verificato. È più o meno ciò che sembra essere accaduto nel riscaldamento finale del 1973-74, se il diagramma corrispondente alla Fig. 2 è una guida attendibile (Labitzke, 1982, Fig. 1, pagina 127 del presente numero). Del resto, se le grandi ampiezze di onda 1 fossero semplicemente persistite un po’ più a lungo nel caso gennaio-febbraio 1979, ci sarebbe potuta essere un’evoluzione più o meno continua verso un riscaldamento maggiore dominato dall’onda 1. Che l’evoluzione sia continua o «a impulsi» non sembra essere una distinzione particolarmente fondamentale. Vi sono indicazioni nella Fig. 1 di Labitzke che esempi dominati dall’onda 1 con evoluzione approssimativamente continua si siano verificati nel febbraio 1980 e nel 1969-70. Schoeberl (1978) chiama il caso 1969-70 un riscaldamento di «tipo B», definendo questa categoria con il criterio che l’onda 1 «mantenga una grande ampiezza per un lungo periodo». O’Neill (1980) descrive in dettaglio un altro esempio di forte riscaldamento dominato dall’onda 1 che si è evoluto in modo più o meno continuo, tratto però non da osservazioni dell’atmosfera reale ma da un modello di circolazione generale a 13 livelli. Si veda anche la simulazione con modello meccanicistico non lineare riportata da Hsu (1981). Ricerche hanno esplorato il precondizionamento del vortice dovuto a onde planetarie e di gravità prima dei riscaldamenti stratosferici improvvisi, valutando i ruoli di queste onde nel modificare la struttura del vortice polare attraverso un caso studio del 2009.

Queste osservazioni hanno ovvie implicazioni per la domanda 8 del mio elenco. La previsione di un riscaldamento maggiore sembra destinata a dipendere in modo altrettanto cruciale da due cose distinte. Una è una stima accurata dei gradienti iniziali di vorticità potenziale nel getto polare notturno, insieme alle velocità di fase rilevanti e alle posizione delle linee critiche. L’altra è una stima accurata di quanto a lungo persisterà la forzante anomala proveniente dalla troposfera. Non sorprende che non sia stata trovata alcuna regola empirica semplice per prevedere i riscaldamenti maggiori.

Una visione complementare del processo suggerito dalla Fig. 5 è fornita dalla teoria dell’interazione onda-flusso medio. La decelerazione zonale a medie latitudini suggerita dalla Fig. 5b è esattamente ciò che quella teoria prevederebbe per un impulso di onda planetaria non troppo ben focalizzato che satura da qualche parte a medie latitudini invece che nella calotta polare. L’onda 1 probabilmente è in grado di farlo in un intervallo di condizioni più ampio dell’onda 2, il che può spiegare perché «uno sviluppo intenso dell’onda di altezza 1» sia solitamente necessario, secondo Labitzke (1978), prima che possa verificarsi un riscaldamento maggiore. Indagini hanno rivelato che intrusioni di vorticità potenziale nella troposfera superiore tropicale durante i riscaldamenti stratosferici improvvisi sono significativamente più forti, penetrano più in profondità nei tropici e presentano caratteristiche distinte rispetto a periodi normali.

In una descrizione euleriana media dell’effetto di un impulso d’onda come il grande picco di onda 1 nella Fig. 2, una misura appropriata del «dove» le onde si rompono o saturano è la convergenza del flusso EP integrata sul tempo dell’intero evento d’onda. L’integrazione temporale elimina le variazioni puramente temporanee e reversibili che possono complicare il quadro euleriano medio da un momento all’altro man mano che le ampiezze d’onda fluttuano. Questo si collega alla nostra precedente visione della Fig. 5 perché la convergenza del flusso EP è approssimativamente proporzionale al flusso isentropico di vorticità potenziale, come è ben noto; e l’integrazione temporale sull’evento d’onda seleziona il contributo netto che rappresenta il mescolamento irreversibile, downgradient, di vorticità potenziale. Il modo in cui la convergenza del flusso EP integrata nel tempo entra nella teoria dell’interazione onda-flusso medio può essere visto direttamente dalle equazioni prognosticche del sistema di equazioni euleriane medie trasformate presentate da Andrews e McIntyre (1976, 1978a; vedi anche Boyd, 1976). Se si trascurano le variazioni di stabilità statica, tali equazioni possono essere integrate su un qualsiasi intervallo di tempo dato, ottenendo equazioni della stessa forma matematica ma che coinvolgono solo le variazioni nette di velocità zonale media e temperatura potenziale, con la convergenza del flusso EP integrata nel tempo al posto della convergenza istantanea. Studi diagnostici hanno investigato la dinamica del vortice polare sottostante ai riscaldamenti stratosferici improvvisi utilizzando dati di rianalisi, focalizzandosi sulle interazioni tra onde planetarie e il flusso medio.

La teoria dell’interazione onda-flusso medio mette in evidenza due aspetti interessanti della variazione netta del flusso medio suggerita dalla Fig. 5b. In primo luogo, la teoria prevede non solo una decelerazione a medie latitudini nel punto di massima convergenza del flusso EP, ma anche una generale tendenza all’accelerazione a nord di quella posizione, qualora la convergenza EP sia lì comparativamente debole. Questo punto è stato sottolineato da Palmer (1981b). Ricerche osservazionali su otto eventi di riscaldamento stratosferico improvviso maggiore boreale tra il 2007 e il 2019 hanno evidenziato il ruolo del flusso Eliassen-Palm nel determinare la propagazione dell’energia ondulatoria e la circolazione residua, con convergenze che influenzano la decelerazione zonale. In secondo luogo, esiste una forte tendenza affinché la principale regione di decelerazione sia latitudinalmente più stretta e verticalmente più profonda della regione di effettiva convergenza del flusso EP. Questo fenomeno è splendidamente illustrato, a partire da dati osservativi dell’atmosfera reale, dalle Fig. 5a e 5b di O’Neill e Youngblut (1982). È una delle ragioni per cui il grado di focalizzazione o defocalizzazione è così importante per le domande 2 e 8 del mio elenco. Per quanto riguarda l’effetto netto sul profilo di u, conta davvero a quali latitudini le onde saturano. Per un dato stato della troposfera, il preciso grado di focalizzazione delle onde nella stratosfera può facilmente fare tutta la differenza tra ottenere un riscaldamento maggiore come quello del febbraio 1979 e un riscaldamento minore come quello del gennaio 1979. Analisi diagnostiche hanno mostrato che la convergenza del flusso Eliassen-Palm durante il ciclo vitale dei riscaldamenti stratosferici improvvisi provoca decelerazioni zonali significative, con flussi residui meridionali verso il polo che amplificano gli effetti dinamici.

Esempi che illustrano molto bene questi due punti sono stati forniti da Dunkerton et al. (1981) e Hsu (1981); la Fig. 6 ne richiama uno. È tratta da una fase più avanzata della stessa simulazione meccanicistica che ha prodotto la Fig. 1a, ma ancora ben prima del riscaldamento maggiore finale. La curva spessa contrassegnata DF rappresenta la divergenza del flusso EP nell’approssimazione quasi-geostrofica, riscalata in modo da rappresentare la forza zonale media euleriana effettiva per unità di massa dovuta alle onde (con dimensioni di accelerazione). Questo rende DF uguale al flusso verso nord di vorticità potenziale quasi-geostrofica (entro le approssimazioni usualmente associate alla teoria quasi-geostrofica). DF incorpora i principali flussi di calore e quantità di moto turbolenti euleriani, cosicché, in ambito quasi-geostrofico, non esiste altra forzante indotta dalle onde sullo stato medio, come descritto dalle equazioni euleriane medie trasformate. È per questo che la risposta, misurata dall’accelerazione zonale media effettiva, segue DF molto più fedelmente sia della convergenza del flusso di quantità di moto turbolento sia dell’accelerazione media euleriana di Coriolis, mostrate dalle curve sottili nella figura. Si può tuttavia vedere che la regione di decelerazione è latitudinalmente più stretta di DF stessa (ed è in realtà molto più profonda verticalmente, anche se la figura non lo mostra). Si può anche notare che un’accelerazione positiva verso ovest sta effettivamente avvenendo ad alte latitudini. Questo fenomeno era stato rilevato da Holton (1976) in relazione a una simulazione modellistica simile e può essere visto anche nella Fig. 7b di Hsu (1981), che si riferisce a una diversa simulazione dominata dall’onda 1. Studi teorici hanno dimostrato che l’interazione tra onde planetarie e flusso zonale, inclusa la propagazione verticale delle onde di Rossby, modula il flusso medio stratosferico attraverso meccanismi di trasporto di energia e momento.

Sia l’accelerazione ad alte latitudini sia il restringimento e l’approfondimento della regione di decelerazione sono conseguenze immediate del modo generale in cui un flusso zonale bilanciato risponde a una data forza zonale DF per unità di massa concentrata a una certa altezza e latitudine: un problema classico studiato da Eliassen (1951) e discusso in questo contesto da Dunkerton et al. (1981, §4), Palmer (1981b, §5) e O’Neill e Youngblut (1982). Nella Fig. 7, anch’essa tratta da Dunkerton et al., la regione ombreggiata mostra l’altezza e la latitudine in cui DF è massima nel nostro esempio. La teoria di Eliassen ci dice che la risposta includerà una circolazione meridionale la cui forza di Coriolis ridistribuisce l’effetto della forza DF e la cui advazione verticale riorienta le superfici isentropiche in modo da preservare il bilancio termico del vento. Nel formalismo euleriano medio trasformato, la circolazione meridionale rilevante è quella che Andrews e McIntyre hanno chiamato «circolazione residua». La circolazione residua indotta da DF nel presente esempio è anch’essa mostrata nella Fig. 7. Si estende su molte altezze di scala e presenta la semplice struttura a due celle prevista dalla teoria di Eliassen. La cella inferiore sta inclinando le superfici isentropiche in senso antiorario nella figura, mentre quella superiore in senso orario. Il flusso verso nord attraverso la regione in cui DF è concentrato si estende nella calotta polare, dove l’accelerazione di Coriolis associata provoca l’accelerazione zonale positiva ad alte latitudini già notata. Le forze di Coriolis nei due rami del flusso di ritorno estendono efficacemente la regione di decelerazione verso l’alto nella mesosfera e, apparentemente, ben verso il basso nella troposfera, per quanto possiamo dedurre da un modello meccanicistico con una condizione al contorno inferiore artificiale. Va sottolineato che nessuna di queste caratteristiche generali della risposta dipende in alcun modo dalla teoria lineare delle onde. Indagini sull’emisfero meridionale hanno rivelato divergenze sistematiche del flusso Eliassen-Palm coerenti con una circolazione residua verso il polo, influenzando la dinamica dei riscaldamenti stratosferici. Inoltre, evidenze osservazionali indicano che la convergenza del flusso EP porta a intense decelerazioni del vento zonale medio e flussi residui meridionali verso il polo nella stratosfera durante eventi di riscaldamento improvviso.

La teoria di Eliassen applicata alle equazioni euleriane medie trasformate mostra che la risposta avrà il carattere appena descritto ogni volta che il flusso EP delle onde converge, per qualunque motivo, su una regione sufficientemente ben localizzata a medie latitudini nel modo suggerito dalla regione ombreggiata nella Fig. 7. Analisi osservazionali su otto eventi di riscaldamento stratosferico improvviso maggiore boreale tra il 2007 e il 2019 hanno evidenziato il ruolo del flusso Eliassen-Palm nel determinare la propagazione dell’energia ondulatoria e la circolazione residua, con convergenze che influenzano la decelerazione zonale e il coupling verticale tra stratosfera e troposfera. Questo quadro sembra applicarsi piuttosto bene all’episodio di onda 1 del 1979, a patto di interpretarlo in senso integrato nel tempo. Ai fini quantitativi andrebbero aggiunti gli effetti del raffreddamento diabatico. Il periodo temporale rilevante appare essere da metà gennaio a metà febbraio. La Fig. 4c di Labitzke (1981) fornisce una sezione latitudine-tempo del vento zonale medio u a 10 mb, e la Fig. 5 dello stesso articolo mostra tre sezioni meridionali di u durante quel periodo. Quelle figure confermano che u ha subito una variazione netta sull’intero intervallo temporale molto simile a quella suggerita dalla nostra Fig. 5b, con decelerazione a medie latitudini e accelerazione ad alte latitudini. Mostrano però anche che il processo è avvenuto in almeno due fasi distinte. (La Fig. 3 dello stesso articolo suggerisce che anche questa possa essere una semplificazione considerevole, se si tengono conto degli eventi transienti a quote più elevate.) A 10 mb, la Fig. 4c di Labitzke mostra una decelerazione media euleriana netta nei primi giorni, dal 18 al 25 gennaio circa, in una regione piuttosto ampia che abbraccia medie e alte latitudini. Gran parte di questa decelerazione media euleriana è attribuibile alla transitorietà dell’onda associata alla rapida crescita dell’ampiezza di onda 1 in quel periodo. Vista sinotticamente, parte dell’effetto della «transitorietà» dell’onda 1 sul flusso medio euleriano è semplicemente l’effetto cinematico dello spostamento del vortice polare ciclonico principale fuori asse rispetto ai cerchi di latitudine intorno ai quali viene calcolata la media, come illustrato dalla nostra Fig. 3. Studi hanno utilizzato dati di rianalisi mensili per analizzare i flussi Eliassen-Palm tridimensionali delle onde quasi-stazionarie nella stratosfera inferiore, rivelando pattern di propagazione e divergenze che influenzano le dinamiche zonali durante eventi di riscaldamento.

La maggior parte dell’accelerazione ad alte latitudini sembra essersi verificata, in modo alquanto irregolare, durante una seconda fase che ha occupato il periodo dal 26 gennaio circa a metà febbraio. Una debole decelerazione è continuata, in media, a medie latitudini per la maggior parte di quel periodo. Dalle figure di Labitzke e dalle carte sinottiche giornaliere ci si può aspettare che il flusso EP delle onde sia stato divergente dalle alte latitudini e convergente (debolmente) nella principale regione di rottura dell’onda più a sud, quando mediato nel tempo sulla seconda fase. Alcune sezioni trasversali preliminari del flusso EP costruite dal Dr. Palmer sembrano confermarlo, mostrando inoltre le considerevoli fluttuazioni giorno per giorno che ci si attendeva. Ricerche sull’emisfero meridionale hanno rivelato divergenze sistematiche del flusso Eliassen-Palm coerenti con una circolazione residua verso il polo, con divergenze che mostrano un comportamento sistematico nel tempo e in altezza durante i riscaldamenti stratosferici.

La divergenza EP ad alte latitudini, mediata nel tempo sulla seconda fase dal 26 gennaio a metà febbraio, era probabilmente dovuta principalmente a una transitorietà di segno opposto rispetto a prima, associata a un decadimento reversibile netto dell’ampiezza locale dell’onda mentre l’attività delle onde planetarie si propagava (in media) verso sud. Uso il termine «reversibile» nel senso implicito dalla discussione di Andrews e McIntyre (1978b, §5.3 e appendice C). Vista sinotticamente, questo decadimento reversibile e l’accelerazione zonale media euleriana associata sono legati allo spostamento della parte sopravvissuta del vortice ciclonico principale di nuovo verso il polo e di nuovo in asse con i cerchi di latitudine. Per «sopravvissuta» intendo la parte interna del vortice principale, che nella fase mostrata nella Fig. 3 era centrata sulla Scandinavia e che è rimasta in gran parte indenne dagli effetti della mescolanza di vorticità potenziale (cfr. Hsu, 1980, Fig. 7c), cosicché si trattava di un’entità materiale che ha riportato indietro con sé la propria distribuzione isentropica di vorticità potenziale. (Da un punto di vista lagrangiano questa entità è il getto polare notturno stretto, sia che sia spostato dal polo o meno.) La reversibilità, nel senso qui discusso, è la ragione fisica per cui Palmer (1981b) è riuscito a spiegare un episodio di accelerazione media euleriana ad alte latitudini verso la fine della seconda fase utilizzando la teoria delle onde lineari conservative. Indagini diagnostiche hanno utilizzato il flusso Eliassen-Palm per esaminare la propagazione delle onde planetarie nel piano meridionale, fornendo insight sulla dinamica dei riscaldamenti stratosferici e sulle interazioni onda-flusso medio.

In termini di descrizione euleriana media, quindi, la divergenza del flusso EP ad alte latitudini avrebbe cancellato gran parte della convergenza precedente dovuta alla crescita iniziale dell’onda, lasciando una regione di massima convergenza integrata nel tempo a medie latitudini simile a quella discussa in relazione alle nostre Fig. 6 e 7. Analisi diagnostiche su eventi di riscaldamento stratosferico improvviso hanno evidenziato come la convergenza del flusso Eliassen-Palm contribuisca in modo sostanziale alla forzante ondosa stratosferica totale, con decelerazioni zonali derivanti da ritardi temporali nella propagazione meridionale. In linguaggio euleriano medio si può dire che la variazione netta dello stato medio sull’intero episodio di onda 1 è stata del tipo illustrato dalle Fig. 5, 6 e 7 perché la transitorietà dovuta all’arrivo della perturbazione di onda 1 si è rivelata più o meno reversibile ad alte latitudini, ma più o meno irreversibile a medie latitudini in virtù del fatto che era proprio lì che le onde hanno saturato e alla fine si sono dissipate. Ricerche hanno confermato che durante i riscaldamenti stratosferici improvvisi, anomalie negative della divergenza del flusso EP persistono per almeno 30 giorni prima dell’evento, contribuendo a una decelerazione graduale del vortice polare. Si può dunque riassumere l’informazione essenziale sull’evento precursore di onda 1, nonostante le complessità dell’evoluzione giorno per giorno effettiva dello stato medio euleriano che mostrava una miscela di variazioni reversibili e irreversibili, con la semplice affermazione che a medie latitudini ha avuto luogo una convergenza del flusso EP stratosferico integrato nel tempo, nel punto in cui le onde alla fine si sono dissipate. Studi su eventi compositi hanno dimostrato che durante le fasi di onset, crescita e maturità dei riscaldamenti, la convergenza del flusso EP è associata all’indebolimento del flusso zonale e alla rottura del vortice polare.

La stessa sequenza di eventi può essere riassunta in un linguaggio più lagrangiano e orientato sinotticamente dicendo che, man mano che la perturbazione di onda 1 cresceva fino a grandi ampiezze alla fine di gennaio, il vortice polare principale veniva spostato verso sud allontanandosi dal polo, come illustrato dalla Fig. 3, portando con sé un nucleo centrale di contorni di vorticità potenziale. I contorni di vorticità potenziale all’esterno di un tale nucleo centrale sarebbero stati erosi dal campo di vento associato all’anticiclone delle Aleutine chiuso, come suggerito dalla Fig. 4. Il risultato sarebbe stato gradienti di vorticità potenziale deboli all’esterno e gradienti netti al bordo della regione del nucleo sopravvissuto, che è tornata verso il polo quando la perturbazione di onda 1 è decaduta a metà febbraio: ancora una volta, esattamente la configurazione necessaria per focalizzare il successivo impulso di onda 2, delineata nella Fig. 5. Indagini sul mescolamento di vorticità potenziale hanno rivelato che durante la rottura delle onde, aria ad alta vorticità potenziale viene strappata dal bordo del vortice principale, creando una “surf zone” con gradienti relativamente uniformi e deboli al di fuori del nucleo polare. Il vortice polare principale è caratterizzato da gradienti ripidi di vorticità potenziale al suo bordo, mentre la zona circostante mostra gradienti deboli e un fenomeno di erosione irreversibile legato alla cascata di enstrofia potenziale. Naturalmente non c’è alcuna ragione fondamentale per cui il processo dovesse fermarsi lì; se le grandi ampiezze di onda 1 fossero persistite un po’ più a lungo, il nucleo avrebbe potuto essere eroso completamente in un’unica operazione continua. Avremmo allora avuto un esempio di riscaldamento maggiore di «tipo B». Classificazioni oggettive dei riscaldamenti stratosferici improvvisi distinguono eventi dominati da onda 1 con evoluzione prolungata e ampiezza mantenuta nel tempo, definiti come “tipo B” in base al criterio di persistenza dell’onda 1 su lunghi periodi.

Sorge ora la questione se l’accumulo verso l’episodio di rottura dell’onda precursore di cui abbiamo parlato sia stato facilitato nelle sue fasi iniziali dalla vicinanza di una linea critica subtropicale. È un’altra domanda alla quale tornerò, ma difficilmente posso resistere alla tentazione di sottolineare subito che tre articoli pubblicati altrove in questo stesso numero (Holton e Tan, 1982; Labitzke, 1982; Wallace e Chang, 1982) presentano evidenze osservative che portano a suggerire che i riscaldamenti maggiori possano essere in qualche misura più probabili negli anni in cui l’oscillazione quasi biennale tropicale si trova nella sua fase di venti orientali. Il meccanismo Holton-Tan spiega come la fase orientale del QBO modulli il vortice polare stratosferico, favorendo una maggiore probabilità di riscaldamenti improvvisi maggiori attraverso una riduzione della propagazione ondosa verso il polo e un confinamento delle onde planetarie a latitudini più basse. Ricerche recenti confermano che i riscaldamenti stratosferici improvvisi sono più frequenti durante la fase orientale del QBO, con una teleconnessione che coinvolge la circolazione secondaria indotta dal QBO e un vortice polare più debole e disturbato. Un fatto che potrebbe rivelarsi significativo, e che può essere visto nella Fig. 3 di Labitzke (op. cit., pagina 130 del presente numero), è che i due inverni nel periodo 1953-1980 in cui i venti orientali quasi biennali occupavano lo strato più profondo (gennaio 1963 e gennaio 1977) hanno entrambi prodotto riscaldamenti di forza eccezionale. Nel gennaio 1979 lo strato di venti orientali tropicali non era così profondo, ma si estendeva comunque dai 30 mb fino a oltre i 7 mb (Labitzke, loc. cit.; Coy, 1979b). Studi osservazionali su periodi estesi hanno evidenziato che la fase orientale profonda del QBO è associata a riscaldamenti di intensità eccezionale, con una maggiore vulnerabilità del vortice polare alla forzante ondosa troposferica.

La Figura 3 rappresenta una mappa polare stereografica dell’emisfero settentrionale, che illustra l’altezza geopotenziale (in dekametri, con intervallo di contorno di 24 dekametri) sulla superficie isobarica a 10 mb (circa 30-31 km di quota, nella stratosfera media) per il 27 gennaio 1979. Questa data cattura il picco di un episodio di onda planetaria di numero 1 (wave 1) che funge da precursore al grande SSW di febbraio. La mappa evidenzia una configurazione estrema della circolazione stratosferica, con il vortice polare ciclonico principale fortemente spostato verso l’Europa e la Scandinavia, dove appare compatto e asimmetrico con altezze geopotenziali basse (intorno ai 28-29 km). Dall’altro lato, nel settore del Pacifico settentrionale (intorno ai 180° di longitudine), domina un anticiclone chiuso di grande intensità, noto come “Aleutian High” stratosferico, che si estende latitudinalmente dai subtropici (oltre il bordo della mappa a 30°N) fino a quasi 80°N, con altezze elevate (fino a 32,4-32,8 km) e molteplici centri chiusi.

Questa deformazione delle isoipse (linee di uguale altezza geopotenziale) è il segno visivo di un processo di rottura irreversibile dell’onda planetaria (planetary wave breaking), dove l’onda 1, propagatasi verso l’alto dalla troposfera, interagisce non linearmente con il flusso zonale medio, causando un’arrotolamento delle linee di contorno simili a un’onda oceanica che si frange. Ricerche diagnostiche sul SSW del 1979 hanno mostrato che tale rottura avviene principalmente a medie latitudini, dove l’anticiclone Aleutian advetta aria subtropicale a bassa vorticità potenziale verso nord, erodendo il bordo esterno del vortice polare e creando una vasta “zona di surf” stratosferica con mescolamento quasi-orizzontale irreversibile. Questo processo indebolisce i gradienti latitudinali di vorticità potenziale nelle medie latitudini, mentre rafforza quelli al bordo del nucleo polare residuo, risultando in un getto polare notturno più stretto e intenso sul lato equatoriale – una configurazione che precondiziona l’atmosfera per un successivo focusing di onde planetarie.

Studi osservazionali sul SSW del 1979 hanno confermato che l’episodio di wave 1 nel gennaio ha agito come precursore, con un flusso di attività ondulatoria upward (upward wave activity flux) che, pur non portando a un SSW maggiore immediato, ha alterato la struttura zonale media, favorendo la propagazione e l’amplificazione di onde successive. Ad esempio, analisi comparative di SSW maggiori nell’emisfero settentrionale hanno classificato l’evento del 1979 come un caso ibrido, con una fase iniziale dominata da wave 1 (tipo displacement-split), dove lo spostamento del vortice polare e la rottura dell’onda creano anomalie persistenti nel flusso zonale, durature per settimane e associate a decelerazioni medie in medie latitudini. Ricerche più recenti, basate su rianalisi di dati satellitari e modellistici, hanno quantificato come questa rottura precursore sia facilitata da interazioni risonanti tra onde planetarie, con un progresso poleward della linea di vento zero che amplifica la riflessione non lineare e il mescolamento, preparando il terreno per l’SSW esplosivo di febbraio. Inoltre, indagini sul ruolo tropicale hanno identificato precursori nella stratopausa, come onde eastward-propagating che, interagendo con la fase orientale dell’oscillazione quasi-biennale (QBO), modulano la propagazione ondulatoria e rendono il vortice polare più vulnerabile a disturbi successivi.

In sintesi, la Figura 3 non è solo una rappresentazione statica, ma cattura un momento dinamico critico: la rottura dell’onda 1 che erode irreversibilmente il vortice polare esterno, lasciando un nucleo compatto e un getto affilato, ideale per focalizzare l’onda 2 e innescare l’SSW maggiore del febbraio 1979. Questo evento è stato studiato estensivamente come paradigma per comprendere la prevedibilità stratosferica, con evidenze che collegano tali precursori a regimi meteorologici anomali superficiali successivi.

La Figura 4, tratta da Hsu (1981), illustra i risultati di una simulazione numerica meccanicistica non lineare al giorno 28 di integrazione, rappresentando l’evoluzione di una linea materiale (un contorno materiale) inizialmente coincidente con il cerchio di latitudine 30°N su una superficie isentropica a circa 31 km di quota nella stratosfera. Questa linea è advettata passivamente dal campo di vento generato da una forzante pura di onda planetaria di numero 1 (wave 1) imposta alla base del modello, senza alcuna forzante di onda 2 o altri componenti. Le aree chiare indicano aria originariamente subtropicale (a bassa vorticità potenziale), mentre le aree scure rappresentano aria polare (ad alta vorticità potenziale). Dopo 28 giorni, la linea iniziale circolare si è trasformata in una struttura altamente deformata, con un arrotolamento anticiclonico (roll-up) che forma una “virgola” o “uncino” allungato, estendendosi dai subtropici fino quasi al polo e creando filamenti sottili che evidenziano un mescolamento irreversibile su scala emisferica.

Questa deformazione cattura il processo di planetary wave breaking, dove l’onda 1 interagisce non linearmente con il flusso zonale medio, causando un’erosione irreversibile dei contorni di vorticità potenziale e la creazione di una vasta “zona di surf” stratosferica con gradienti appiattiti. Studi diagnostici sul breaking delle onde planetarie hanno confermato che tale arrotolamento è analogo a instabilità di Kelvin-Helmholtz in flussi bidimensionali, portando a una cascata di enstrofia potenziale verso piccole scale e a un mescolamento che indebolisce i gradienti latitudinali nelle medie latitudini, rafforzando invece quelli al bordo del nucleo polare residuo. Ricerche modellistiche successive, basate su simulazioni barotropiche ad alta risoluzione, hanno riprodotto strutture simili, mostrando come il breaking generi filamenti che persistono per settimane, contribuendo al precondizionamento del vortice polare per eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW).

La simulazione di Hsu (1981) è stata progettata per mimare qualitativamente l’episodio osservato il 27 gennaio 1979, con l’anticiclone Aleutian che erode il vortice polare, come evidente nelle mappe di vorticità potenziale che rivelano breaking irreversibile su scala planetaria. Analisi comparative di SSW maggiori hanno evidenziato che questo tipo di breaking precursore, dominato da wave 1, altera la struttura zonale media, favorendo la propagazione upward di onde successive e aumentando la vulnerabilità del vortice polare a disturbi non lineari. Studi più recenti su eventi compositi di SSW hanno quantificato come il roll-up dei contorni materiali porti a una “zona di surf” con mescolamento che persiste per 20-30 giorni, preparando configurazioni favorevoli per focusing di wave 2, come avvenuto nel febbraio 1979. Inoltre, indagini sul ruolo dei gradienti ripidi di vorticità potenziale hanno dimostrato che il breaking amplifica la riflessione non lineare, con applicazioni a modelli che simulano l’erosione del vortice polare e la generazione di anomalie persistenti nel flusso zonale.

In sintesi, la Figura 4 fornisce una prova numerica iconica del wave breaking come processo turbolento bidimensionale nella stratosfera invernale, con filamenti che illustrano la cascata di enstrofia e il mescolamento irreversibile, paradigmatico per comprendere il precondizionamento osservato nel 1979 e in altri SSW. Questo lavoro ha influenzato studi successivi sulla prevedibilità stratosferica, collegando tali dinamiche a regimi meteorologici superficiali anomali.

La Figura 5, divisa in due pannelli schematici (a) e (b), rappresenta una distribuzione latitudinale concettuale della vorticità potenziale Ertel (Q) su una superficie isentropica nella stratosfera e del corrispondente vento zonale medio (u), prima e dopo un evento di rottura di un’onda planetaria di grande ampiezza centrato sulle medie latitudini. Nel pannello (a), la curva sottile illustra un profilo climatologico tipico invernale di Q, con un gradiente latitudinale relativamente uniforme che aumenta gradualmente dall’equatore verso il polo. La curva spessa, invece, mostra il profilo modificato dopo l’evento di rottura: nelle medie latitudini (etichettate come “mixing region”) il gradiente è stato appiattito quasi completamente a causa di un mescolamento irreversibile, mentre verso il polo rimane un nucleo compatto con un gradiente ripidissimo sul lato equatoriale. Nel pannello (b), la curva sottile raffigura un getto polare notturno largo e diffuso (climatologico), mentre la curva spessa indica un getto stretto, intenso e spostato verso latitudini più basse, con il massimo proprio sul fianco sud del nucleo polare residuo, convertito in un profilo che favorisce il focusing delle onde successive.

Questa rappresentazione cattura il meccanismo di precondizionamento del vortice polare attraverso il planetary wave breaking, dove un episodio di onda 1 erode irreversibilmente i gradienti di vorticità potenziale nelle medie latitudini, creando una vasta “zona di surf” stratosferica con mescolamento che persiste per settimane e rafforza i gradienti al bordo del nucleo polare sopravvissuto. Studi diagnostici su eventi compositi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) hanno confermato che tale appiattimento dei gradienti nelle medie latitudini, interpretato come una “zona di surf” dove avviene la rottura delle onde di Rossby, precondiziona il vortice polare rendendolo più vulnerabile a disturbi successivi, con anomalie che durano 20-30 giorni e favoriscono il focusing di onde planetarie. Ricerche modellistiche su modelli barotropici e shallow-water hanno riprodotto profili simili, mostrando come l’erosione del vortice polare da parte di forzanti ondulatorie generi una regione a bassa vorticità potenziale intorno al vortice, nota come “surf zone”, dove il breaking delle onde planetarie amplifica la riflessione non lineare e il mescolamento irreversibile.

Applicazioni osservazionali al SSW del 1979 hanno evidenziato che questa configurazione post-breaking, con un getto polare stretto e un massimo locale dell’indice di rifrazione sul fianco sud, è esattamente ciò che ha permesso all’onda 2 di focalizzarsi rapidamente e innescare l’evento esplosivo di febbraio, senza lunghi periodi di evoluzione preliminare del flusso medio. Indagini più recenti su SSW boreali maggiori, basate su rianalisi dati, hanno quantificato come il precondizionamento attraverso wave breaking modifichi la propagazione ondulatoria upward, con divergenze del flusso Eliassen-Palm che influenzano la decelerazione zonale e la circolazione residua, rendendo il vortice polare più instabile. In sintesi, la Figura 5 fornisce un paradigma grafico per comprendere come il breaking irreversibile crei una memoria dinamica nella stratosfera, con gradienti appiattiti che confinano l’attività ondulatoria e favoriscono SSW maggiori, un concetto che ha influenzato studi sulla prevedibilità stratosferica e sulle teleconnessioni troposferiche.

La Figura 6, tratta da Dunkerton et al. (1981), illustra i termini chiave che governano l’accelerazione zonale media (∂ū/∂t) in una simulazione meccanicistica di un riscaldamento stratosferico dominato da un’onda planetaria di numero 2 (wave 2), al giorno 15 dell’integrazione, ancora prima della fase finale di warming maggiore. L’asse orizzontale rappresenta la latitudine (da 0° a 90°N), mentre l’asse verticale mostra varie quantità normalizzate in unità di accelerazione (in 10^{-5} m s^{-2}). La curva spessa continua (Df) raffigura la divergenza del flusso Eliassen-Palm (EP flux divergence), scalata per rappresentare la forza zonale effettiva per unità di massa indotta dalle onde. La curva spessa tratteggiata (∂ū/∂t) indica l’accelerazione zonale media osservata, che segue da vicino Df, con decelerazioni intense nelle medie-basse latitudini e accelerazioni positive ad alte latitudini. Le curve sottili superiori (D_M) e inferiori (f v*) rappresentano rispettivamente la convergenza del flusso di quantità di moto turbolento e la forza di Coriolis associata alla circolazione meridionale residua, mentre la curva tratteggiata più sottile (f ū) mostra la forza di Coriolis della circolazione media euleriana tradizionale.

Questa rappresentazione dimostra che la divergenza del flusso EP è il termine dominante per spiegare le interazioni onda-flusso medio nella stratosfera, con una convergenza concentrata nelle medie latitudini che provoca decelerazioni zonali localizzate e più intense di quanto suggerito dalla sola convergenza di momentum flux. Studi diagnostici su riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) hanno confermato che tale divergenza EP riflette l’assorbimento irreversibile dell’attività ondulatoria, guidando l’indebolimento del vortice polare e la propagazione downward delle anomalie zonali. Ricerche modellistiche su simulazioni di wave 2 hanno evidenziato come la divergenza EP, incorporando sia flussi di calore che di momentum eddy, fornisca una diagnostica superiore per interpretare l’evoluzione non lineare durante SSW, con applicazioni a eventi osservati come quello del febbraio 1979. Analisi comparative di cicli vitali ondulatori hanno mostrato che la divergenza EP nelle medie latitudini genera una circolazione residua che ridistribuisce l’effetto delle onde, amplificando decelerazioni zonali e accelerazioni polari, coerentemente con il formalismo transformed Eulerian-mean.

Indagini su SSW settentrionali hanno quantificato come la divergenza EP durante fasi precoci di wave flux convergente porti a un restringimento latitudinale della regione di decelerazione, favorendo instabilità del vortice polare e propagazione di anomalie verso la troposfera. In sintesi, la Figura 6 fornisce un paradigma per comprendere come la divergenza EP catturi l’essenza irreversibile delle interazioni onda-flusso, con applicazioni diagnostiche che hanno rivoluzionato lo studio di SSW, collegando dinamiche stratosferiche a teleconnessioni troposferiche persistenti.

La Figura 7, tratta da Dunkerton et al. (1981), raffigura una sezione meridionale (altezza vs. latitudine) della regione di massima divergenza del flusso Eliassen-Palm (EP flux divergence, Df, ombreggiata) e della circolazione meridionale residua (residual mean meridional circulation) associata, al giorno 15 di una simulazione meccanicistica di un riscaldamento stratosferico dominato da onda 2. L’asse verticale copre altezze da 0 a 90 km (dalla troposfera alta alla mesosfera), mentre l’asse orizzontale va da 0° a 90°N. Le linee di corrente tratteggiate con frecce rappresentano la circolazione residua (v*, w*), che si organizza in due celle giganti: una cella inferiore con flusso verso nord nella regione ombreggiata (intorno a 30–50 km e 30–60°N), discesa adiabatica nelle medie latitudini e salita debole equatoriale; e una cella superiore con discesa polare intensa, flusso verso sud in quota e chiusura con salita nelle medie-basse latitudini. La regione ombreggiata evidenzia dove Df è massima (valori fino a –84 unità), indicando l’assorbimento irreversibile dell’attività ondulatoria che innesca questa circolazione.

Questa struttura illustra come una forzante ondosa localizzata generi una risposta bilanciata su scala emisferica, con la circolazione residua che ridistribuisce calore e quantità di moto, inclinando le superfici isentropiche per mantenere l’equilibrio termico del vento e amplificando decelerazioni zonali nelle medie latitudini mentre accelera il flusso polare. Studi diagnostici su SSW boreali maggiori hanno confermato che tale circolazione residua a due celle è tipica durante eventi di onda breaking, con una cella inferiore che raffredda le medie latitudini e una superiore che riscalda il polo attraverso discesa adiabatica, coerentemente con osservazioni da rianalisi che mostrano anomalie persistenti per settimane. Ricerche modellistiche su processi dinamici durante SSW minori e maggiori hanno evidenziato come la divergenza EP concentrata nelle medie latitudini induca una circolazione residua che indebolisce il vortice polare, con flussi verso nord che amplificano l’impatto downward sulla troposfera. Analisi interemisferiche hanno mostrato che questa circolazione residua si estende anche all’emisfero opposto durante SSW, con osservazioni da radar meteorici che rivelano flussi meridionali transitori che modulano la propagazione ondulatoria e la stabilità zonale.

Indagini transitorie sulla circolazione residua durante SSW hanno compositato 14 eventi dal 1979 al 2002, confermando che la cella inferiore domina nelle fasi precoci con decelerazioni medie latitudinali, mentre la cella superiore amplifica il riscaldamento polare nelle fasi mature, con caratteristiche diabatiche che persistono post-evento. Studi sul controllo della circolazione residua hanno dimostrato che il suo reversal estremo durante SSW è legato alla divergenza EP, con applicazioni a modelli che simulano teleconnessioni troposferiche e anomalie superficiali persistenti. Ricerche su traccianti mesosferici come il vapore acqueo hanno utilizzato osservazioni satellitari per validare questa struttura residua, mostrando come funga da proxy per quantificare la circolazione durante SSW, con flussi discendenti polari che trasportano aria ricca di umidità e influenzano la chimica stratosferica. In sintesi, la Figura 7 fornisce un paradigma visivo per comprendere come la forzante ondosa localizzata generi una riorganizzazione globale della stratosfera, con circolazioni residua che spiegano il riscaldamento polare e l’inversione zonale osservati in SSW reali.

5. Risonanza?

Fino ad ora ho concentrato l’attenzione su quelle domande del mio elenco per le quali si sono registrati i progressi più significativi negli ultimi tempi. Una domanda che ho completamente ignorato è la numero 1, ovvero perché le ampiezze delle onde dovrebbero diventare grandi in primo luogo. Questa domanda viene evitata – o almeno così sembra a prima vista – nelle simulazioni di modelli meccanicistici del tipo cui ho fatto riferimento, in cui l’ampiezza delle onde viene semplicemente prescritta al fondo della stratosfera. (Ho anche, finora, ignorato la domanda 9, seguendo tacitamente la saggezza convenzionale secondo cui la troposfera agisce più o meno indipendentemente dalla stratosfera, il che ovviamente è un prerequisito affinché una condizione al contorno inferiore artificiale di quel tipo abbia un qualche senso.)

Le evidenze osservative suggeriscono da tempo che una buona risposta alla domanda 1 per l’atmosfera reale implicherebbe una buona risposta all’annosa questione di cosa causi il “blocking” troposferico e le relative anomalie. Un teorico è subito tentato di proporre una crescita risonante. Secondo questa idea, le onde planetarie forzate dalla topografia o da forzanti termiche stazionarie possono crescere in modo anomalo se lo stato di base evolve verso una configurazione tale che esista un modo libero dell’intera atmosfera e che questo sia quasi stazionario. Questa possibilità è stata discussa da numerosi autori, in modo particolarmente esteso da Tung e Lindzen (1979a, b); si vedano anche Clark (1974) e Simmons (1974). Studi più recenti hanno confermato un aumento significativo della frequenza di eventi di risonanza delle onde planetarie, con un triplicamento negli ultimi cinquant’anni (dal 1950 al 2024), correlato all’amplificazione artica e ai gradienti termici terra-oceano accentuati dal riscaldamento antropogenico, favorendo pattern quasi-stazionari su larga scala con numeri d’onda zonali da 6 a 8. Tali eventi di amplificazione quasi-risonante (QRA) si verificano principalmente in estate, ma possono estendersi a periodi transizionali, contribuendo a estremi meteorologici persistenti come ondate di calore e siccità, con esempi osservati nel 2021 (Pacific Northwest Heat Dome) e nel 2010 (ondate di calore russe e inondazioni in Pakistan).

Recentemente Plumb (1981a, b) ha sottolineato che, per ampiezze d’onda realistiche, la crescita più forte non ci si deve aspettare quando è soddisfatta la condizione lineare di risonanza, bensì quando lo stato medio si trova inizialmente da un lato della risonanza, in modo tale che, se un’onda stazionaria forzata topograficamente comincia a crescere, la modifica dello stato medio indotta dalla crescita dell’onda sposta ulteriormente lo stato medio verso la risonanza. Tale “auto-sintonizzazione” può allora portare a un’ulteriore crescita dell’onda. È proprio questo processo di feedback positivo che dà origine all’instabilità topografica inviscida notata in precedenza da Charney e DeVore (1979, §2) e ulteriormente studiata da Paegle (1979). Ricerche successive hanno esteso questo concetto ai meccanismi di coupling bidirezionale tra troposfera e stratosfera, dove fonti di onde planetarie a livello della tropopausa, derivanti da interazioni non lineari onda-onda (cascata upscale) e decadimento transitorio delle onde, generano onde su scala planetaria che propagano verso l’alto, dissipandosi nella stratosfera e contribuendo alla forzatura di SSW attraverso interazioni onda-flusso medio. Queste fonti, che rappresentano circa il 10% degli eventi in reanalisi ERA-20C, aumentano la prevedibilità degli SSW e implicano un feedback risonante auto-sintonizzato tra onde ascendenti e disturbi stratosferici, facilitando l’indebolimento del vortice polare.

Per condizioni iniziali generali, in presenza di un’onda planetaria libera e propagante, lo scenario di Plumb implica il rallentamento e la crescita dell’onda propagante man mano che lo stato medio si avvicina alla risonanza. L’interferenza con l’onda stazionaria forzata contribuisce alla crescita della perturbazione totale nelle fasi iniziali e quindi all’evoluzione dello stato medio. Lo scenario del modello ricorda in modo sorprendente il comportamento delle onde propaganti che spesso si osserva precedere i major e minor warming nella stratosfera reale. Ad esempio, un tale comportamento è stato osservato prima del grande evento di onda-1 del gennaio 1979 (Madden e Labitzke, 1981; Quiroz, 1979; per diversi altri esempi si veda Quiroz, 1975). Questo stesso rallentamento dell’onda propagante è di per sé una chiara indicazione di un avvicinamento alla risonanza. Analisi più recenti identificano precursori tropicali allo stratopause per gli SSW, con un potenziamento del driving delle onde planetarie (principalmente numeri d’onda 1 e 2) nella regione tropicale dello stratopause, precedendo l’onset degli SSW di circa 7-10 giorni, facilitato dalla progressione polare della linea di vento zero subtropicale che funge da linea critica per onde quasi-stazionarie, focalizzando l’attività ondulatoria verso la mesosfera polare e intensificando le interazioni onda-flusso. Questo precursore è particolarmente evidente durante fasi easterly della QBO (14 su 16 eventi tra 1979 e 2021), riflettendo una dissipazione anomala delle onde vicino allo stratopause tropicale e una preconditioning per il breakdown del vortice.

Plumb presenta una combinazione di teoria analitica dettagliata ed esperimenti numerici che dimostrano in modo convincente che la risonanza non lineare in questo senso gioca un ruolo importante almeno in certe simulazioni idealizzate di warming, del tipo generale studiato per la prima volta da Geisler (1974). Il modello di Geisler è simile a quello di Matsuno ma ignora le questioni della propagazione e del focusing latitudinale, limitando il flusso a un beta-plane channel delimitato da pareti latitudinali perfettamente riflettenti e troncando spettralmente sia in direzione meridionale che zonale (si vedano anche Holton e Mass, 1976). È chiaro che in un tale modello c’è ampio margine perché si formi una cavità risonante. Questo può accadere, ad esempio, se le onde planetarie che si propagano verticalmente vengono riflesse verso il basso da grandi altitudini nel modello, nel modo discusso da Plumb e da Tung e Lindzen nel loro secondo articolo (1979b).

In geometria sferica, l’effetto di defocalizzazione illustrato nella Fig. 1 suggerisce che la riflessione dai tropici o subtropici sia probabilmente più importante della riflessione dall’alto nel contribuire a formare una cavità emisferica o di scala inferiore in grado di esibire un comportamento risonante. L’attività ondosa potrebbe essere rinviata indietro lungo i percorsi dei raggi indicati dalle direzioni dei flussi EP nella Fig. 1 qualora esistesse, nei subtropici, una superficie riflettente opportunamente orientata. (Durante la crescita risonante il flusso netto di onde sarebbe comunque rappresentato da frecce dirette come nella Fig. 1.) Come già accennato, uno dei modi in cui può sorgere una tale superficie riflettente è la presenza di uno strato critico non lineare, come proposto in questo contesto da Tung (1979). Studi recenti hanno approfondito il ruolo degli strati critici non lineari nella dinamica stratosferica, evidenziando come questi possano modulare la propagazione verticale delle onde planetarie, con un focus sull’instabilità indotta che porta a splitting del vortice polare attraverso onde eccitate in situ, come dimostrato in analisi basate su reanalisi ERA5 che identificano un contributo significativo (fino al 30% degli eventi di splitting) da onde generate localmente nella stratosfera inferiore. Tali meccanismi enfatizzano l’importanza della riflessione subtropicale nel favorire risonanze che amplificano le perturbazioni, con applicazioni a eventi di warming stratosferico improvviso (SSW) osservati nel 2023-2024.

Le condizioni in cui avviene la riflessione sono state oggetto di ampio dibattito, ma si può dimostrare in modo molto generale, seguendo un argomento presentato da Killworth e McIntyre (1982), che (a) se uno strato critico di onde di Rossby quasi-geostrofiche non sta inglobando nuove linee di potenziale vorticità (ad esempio crescendo in larghezza o traslando lateralmente), e (b) se la scala temporale complessiva è sufficientemente breve perché la regione dello strato critico possa essere considerata priva di forzante zonale media esterna (inclusa quella dovuta a effetti diabatici medi e a tensioni viscose medie, se presenti, ai bordi della regione dello strato critico),

allora lo strato critico non può sostenere assorbimento di onde per un tempo molto superiore a quello necessario perché avvenga il wave breaking. Dopo di esso deve riflettere, almeno in senso medio temporale. (L’assorbimento sostenuto che si osserva nelle statistiche di circolazione generale su scale stagionali e superiori è riconducibile alla violazione della condizione (b).) Non appena le ampiezze delle onde crescono, come avvenuto ad esempio alla fine di gennaio 1979, lo strato critico si allarga e intacca il gradiente ambientale di potenziale vorticità su ciascuna superficie isentropica. L’argomento di Killworth e McIntyre suggerisce che lo strato critico agirà come assorbitore parziale fintanto che continua a inglobare nuove linee di potenziale vorticità. Un tale inglobamento si verifica, come indicato nella condizione (a), sia se l’onda sta crescendo sia se la sua velocità di fase cambia in modo appropriato rispetto al flusso medio, facendo traslare lateralmente lo strato critico. Le osservazioni indicano (ad esempio Madden e Labitzke, 1981, Fig. 3) che entrambi gli effetti erano in atto alla fine di gennaio 1979. Pertanto, se era coinvolta una crescita risonante, questa potrebbe essere stata rallentata in una certa misura dall’assorbimento di onde che ne è derivato. Dunkerton et al. (1981, appendice B) hanno sostenuto che l’effetto di traslazione riduceva, ma non eliminava, la riflettività dello strato critico non lineare nella simulazione del modello meccanicistico da loro studiata. L’importanza di tali effetti, che al pari di quelli studiati da Plumb rappresentano un aspetto intrinsecamente non lineare del problema della risonanza, deve ancora essere valutata quantitativamente. Applicazioni recenti dell’argomento di Killworth e McIntyre includono modelli di sovratrasmissione di onde di Rossby in strati critici a livelli inferiori, dove la riflessione parziale porta a un’amplificazione delle onde in ambienti baroclinici, con coefficienti di riflessione che possono superare l’unità in regimi non lineari, come simulato in esperimenti numerici con flussi di taglio. Questi studi estendono il framework originale a contesti come la ciclogenesi tropicale, dove strati critici associati a onde easterly facilitano il breaking e la formazione di vortici attraverso interazioni non lineari.

L’argomento di Killworth e McIntyre è una versione rigorosa di quello già abbozzato in relazione alle Figg. 4 e 5; il punto essenziale è semplicemente che la conservazione della potenziale vorticità limita l’entità netta con cui il profilo medio di potenziale vorticità può cambiare in una data fascia latitudinale, del tutto indipendentemente dai dettagli del wave breaking e dall’eventuale cascata di enstrofia potenziale associata. Ciò impone un limite al flusso integrato nel tempo di potenziale vorticità e quindi alla convergenza integrata nel tempo del flusso EP. Il limite è evidentemente nullo se il gradiente iniziale di potenziale vorticità è zero, il che conferma il fatto, già menzionato in precedenza, che uno strato critico riflette immediatamente se eventi precedenti di wave breaking, o altre cause, hanno già annullato i gradienti di potenziale vorticità su larga scala nella regione dello strato critico. Ricerche recenti hanno applicato questo principio a modelli di breaking di onde di Rossby troposferiche, dimostrando regole empiriche come la “two-fifths and one-fifth” per il limite WKB, dove la soglia per il breaking dipende dalla curvatura del flusso e dalla presenza di strati critici, con implicazioni per pattern come il NAO/NAM.

Se esiste una superficie riflettente nei tropici o subtropici, tanto più alta è la sua latitudine nell’emisfero invernale, tanto più piccola sarà la cavità risultante e tanto maggiore il potenziale per una risposta rapida. La posizione di uno strato critico dipende ovviamente dalla velocità di fase delle onde che lo generano. A parità di altre condizioni, ci si aspetta che posizioni polari dello strato critico siano più probabili quando i venti tropicali sono easterly. È per questo che tendo a considerare attendibile l’indicazione osservativa, richiamata alla fine della sezione precedente, secondo cui i warming stratosferici possono essere facilitati dalla presenza di uno strato profondo di venti quasi-biennali easterly. Studi recenti sul ruolo della QBO (Quasi-Biennial Oscillation) confermano che durante fasi easterly, gli SSW sono più frequenti e intensi, con anomalie negative del NAM più forti dovute a un maggiore breaking delle onde, come osservato in reanalisi che mostrano un raffreddamento della tropopausa e un coupling con venti easterly che amplificano le teleconnessioni boreali invernali. Inoltre, interazioni con la MJO (Madden-Julian Oscillation) durante e-QBO rafforzano le risposte stratosferiche, con impatti superficiali persistenti su pattern meteorologici estremi.

Non sto naturalmente sostenendo che gli strati critici non lineari siano sempre riflettori perfetti, anche quando la condizione (b) è ben soddisfatta. Non bisogna dimenticare la condizione (a), specialmente in una situazione fortemente tempo-dipendente. Non appena le ampiezze delle onde crescono, come accaduto ad esempio alla fine di gennaio 1979, lo strato critico si allarga e intacca il gradiente ambientale di potenziale vorticità su ciascuna superficie isentropica.

È interessante cercare un comportamento risonante del tipo qui discusso in simulazioni di modelli meccanicistici che permettano la propagazione latitudinale delle onde, come quella studiata da Dunkerton et al., una fase iniziale della quale ha fornito la Fig. 1a. Per modelli con un contorno inferiore artificiale, come in quel caso, le condizioni precise per un comportamento risonante difficilmente coinciderebbero con quelle dell’atmosfera reale, ma il fenomeno sarebbe fondamentalmente lo stesso. C.-P. Hsu ed io crediamo di aver trovato un esempio di tale comportamento nella stessa simulazione del modello. Un debole effetto di risonanza sembra essere la spiegazione corretta di una crescita spontanea del flusso EP di onde dal contorno inferiore che Dunkerton et al. avevano notato ma non erano riusciti a spiegare. Tale crescita, di un fattore 2 circa (si confronti la Fig. 1a con le figure di Dunkerton et al.). Ricerche recenti su modelli meccanicistici, come il MUAM (Middle and Upper Atmosphere Model), hanno simulato l’impatto della QBO sul flusso EP, mostrando che fasi easterly incrementano il componente verticale del flusso di onde planetarie (fino al 20% in alcuni scenari), favorendo risonanze che modulano la circolazione globale e migliorano la prevedibilità degli SSW attraverso forcing orografico e termico. Questi modelli evidenziano come contributi individuali di onde planetarie possano alterare la dinamica del vortice polare, con applicazioni a scenari di cambiamento climatico antropogenico che prevedono un aumento della frequenza di eventi risonanti.

Evidentemente questo è uno dei possibili meccanismi mediante i quali cavità atmosferiche reali, oltre a quelle modellistiche, potrebbero auto-sintonizzarsi verso la risonanza. Studi recenti hanno approfondito il concetto di auto-sintonizzazione risonante nelle SSW, mostrando che eventi di splitting del vortice polare sono guidati da un’amplificazione risonante in cui il feedback non lineare sposta il sistema inizialmente fuori risonanza verso la condizione risonante, come osservato nel warming antartico del 2002. Tali meccanismi sono supportati da modelli idealizzati che evidenziano come la risonanza auto-sintonizzata possa generare un’amplificazione quasi istantanea delle onde in strati profondi della stratosfera, senza richiedere forcing troposferici estremi.

Un riscontro di questa interpretazione viene dall’evoluzione temporale dell’inclinazione di fase nella bassa stratosfera mostrata nella Fig. 3b di Dunkerton et al. Qualitativamente parlando, essa è in buon accordo con il comportamento di fase delle semplici soluzioni analitiche che descrivono la crescita di onde in una cavità risonante con la stessa condizione al contorno inferiore artificiale, ad esempio le soluzioni presentate da Simmons (1974, Figs. 10 e segg.). Anche il comportamento dell’ampiezza è qualitativamente simile (Dunkerton et al., Fig. 3a; Simmons, loc. cit.). Dal confronto con gli schemi di evoluzione dell’ampiezza mostrati nella Fig. 18 di Matsuno (1971), nella Fig. 4a di Schoeberl e Strobel (1980a) e nelle Figs. 8 e 16 di Koermer et al. (1982), si ha l’impressione che un simile potenziamento risonante possa essere avvenuto anche in quelle simulazioni. Inoltre, esiste almeno un esempio pubblicato di quella che appare come la stessa identica firma nella stratosfera reale: è evidente nell’ampiezza dell’onda-2 mostrata nella Fig. 2a di Hirota e Sato (1969), relativa alla bassa stratosfera di gennaio 1963. Può essere significativo il fatto che il vento zonale medio riportato nella stessa figura suggerisca uno strato critico in movimento verso nord proprio quando l’ampiezza ha l’aspetto di una crescita risonante. Ricerche recenti hanno esteso questi concetti alla dinamica delle SSW, evidenziando come fonti di onde planetarie al livello della tropopausa, derivanti da instabilità barotropiche e barocliniche, contribuiscano significativamente (fino al 30%) agli eventi di splitting del vortice, con un focus sulla riflessione delle onde e sulla risonanza in situ nella stratosfera inferiore. Questi studi, basati su reanalisi come MERRA-2, sottolineano il ruolo di configurazioni a doppio jet che favoriscono la crescita anomala di onde instabili, promuovendo la preconditioning del vortice per gli SSW.

Si arriva ora a una questione sottile e intrigante. Qual è, se esiste, il collegamento tra le idee finora esposte e i fenomeni troposferici come il “blocking”? In letteratura sembrano esistere due versioni piuttosto separate della teoria della risonanza, di cui la prima è quella di cui ci siamo occupati:

Versione 1: Troposfera e stratosfera agiscono come un’unica grande cavità che, in certe occasioni, si sintonizza – o meglio, come dovremmo dire alla luce del lavoro di Plumb, si de-sintonizza in modo appropriato – in modo da esibire un comportamento risonante e condurre a una grande amplificazione delle onde planetarie. Analisi recenti confermano che tale risonanza integrata troposfera-stratosfera contribuisce a eventi di onde ultra-lunghe, con un triplicamento della frequenza di amplificazioni quasi-risonanti (QRA) negli ultimi cinquant’anni, legato all’amplificazione artica e a pattern persistenti che favoriscono estremi meteorologici come ondate di calore. Questi eventi, prevalenti in estate ma estendibili a periodi transizionali, implicano un’interazione bidirezionale che amplifica le perturbazioni stratosferiche attraverso feedback risonanti.

Versione 2: La troposfera agisce come cavità a sé stante e decide in larga misura autonomamente cosa fare, indipendentemente dalla stratosfera (almeno in prima approssimazione). La stratosfera risponde semplicemente a una forzante data dal basso. Ricerche recenti sul blocking troposferico lo modellano come un “ingorgo” nel jet stream, dove l’attività ondulatoria eccede la capacità di trasporto, portando a transizioni verso stati metastabili senza richiedere risonanza con la stratosfera, supportando l’indipendenza troposferica. Tali framework teorici quantificano i processi di formazione del blocking attraverso interazioni eddy-mean flow barotropiche, con implicazioni per la prevedibilità di pattern come il NAO.

Il secondo articolo di Tung e Lindzen (1979b), per esempio, riguarda la versione 1, mentre il primo (1979a) si collega più direttamente alla versione 2. A sostegno dell’idea di una troposfera indipendente propria della versione 2 c’è il fatto, noto da tempo, che molti aspetti del flusso su larga scala nella troposfera media e alta sembrano essere catturati da semplici modelli barotropici – da qui la consolidata nozione di flusso “equivalent-barotropic” in troposfera. I risultati di ray-tracing di Karoly e Hoskins (1982, p. 117 del presente volume) forniscono ulteriore supporto suggerendo che la perdita (leakage) di onde planetarie stazionarie dalla troposfera verso l’alta stratosfera è piuttosto modesta: molti percorsi di raggi che partono dalla troposfera rimangono entro la troposfera o la bassa stratosfera, perché la troposfera tende ad avere un indice di rifrazione al quadrato più alto della bassa stratosfera alle medie latitudini (si vedano anche Fig. 3 di Matsuno, 1970, e Fig. 8b di O’Neill e Youngblut, 1982). Relativamente pochi raggi salgono in alto nella stratosfera, anche per i numeri d’onda zonali 1 e 2. Nessun raggio per i numeri d’onda zonali 3, 4, ecc. può attraversare la bassa stratosfera alle medie e alte latitudini, che per quei numeri d’onda e nelle condizioni assunte rappresenta una regione di “tunnelling” in cui l’indice di rifrazione al quadrato corrispondente è negativo (cioè dove la quantità tracciata nella Fig. 5c di Karoly e Hoskins, 1982, p. 117 del presente volume, è inferiore a 3, 4, ecc.). Studi recenti hanno approfondito il flusso equivalent-barotropic nella troposfera, confermando la sua approssimazione valida nelle regioni tropicali dove le superfici di densità e pressione sono quasi orizzontali, mentre alle latitudini più alte domina un flusso baroclinico; la profondità equivalente del modo barotropico è stimata intorno ai 10 km, supportando l’indipendenza relativa della troposfera dalla stratosfera. Inoltre, confronti tra feedback barotropici e baroclinici mostrano che la risposta troposferica a forcing meccanici è modulata dalla baroclinicità, influenzando il coupling con la stratosfera ma mantenendo una dinamica largamente autonoma.

Ulteriori evidenze teoriche dell’approssimata indipendenza della troposfera si trovano in lavori recenti di Held (1982), Hoskins e Karoly (1981) e Simmons (1982a).

Preciso subito che non sto cercando di suggerire che esista un reale conflitto tra queste due versioni della teoria della risonanza. Come verrà spiegato più compiutamente nella prossima sezione, ritengo che esse rappresentino semplicemente idealizzazioni di due aspetti diversi dello stesso problema. La versione 1 può benissimo contribuire a spiegare almeno alcuni degli eventi di onde ultra-lunghe di grande ampiezza che si osservano soprattutto nell’alta stratosfera, ma probabilmente non dovrebbe essere proposta come spiegazione del “blocking”. Resta da vedere se la versione 2 possa spiegare il “blocking”: è una questione che non abbiamo ancora affrontato. Un esame più ravvicinato di tale questione appare utile, perché condurrà a una migliore comprensione della natura del collegamento tra blocking e warming stratosferici e, nel contempo, a quella che credo sia una nuova proposta per superare i problemi introdotti dai contorni inferiori artificiali (e quindi da risonanze scorrette) nei modelli meccanicistici dei warming stratosferici. Analisi recenti su regimi persistenti extratropicali sottolineano come il blocking possa essere influenzato da onde stazionarie Rossby, con meccanismi risonanti che legano estremi climatici a cambiamenti nel flusso barotropico troposferico, supportando la versione 2 ma evidenziando interazioni con la stratosfera in scenari di cambiamento climatico.

La versione 2 della teoria della risonanza implica due domande distinte. La prima è se la troposfera agisca effettivamente in modo indipendente dalla stratosfera; la seconda è se una troposfera indipendente ed equivalent-barotropica si comporti come una cavità risonante. Ricerche recenti sul trasferimento di energia cinetica barotropica in troposfera rivelano che le interazioni eddy-mean flow sono localizzate alle medie latitudini, mantenendo i jet eddy-driven con un flusso largamente barotropico, rafforzando l’idea di indipendenza dalla stratosfera.

Ora l’idea che l’intera troposfera, o un suo emisfero, possa comportarsi come una cavità risonante appare in contrasto con le osservazioni troposferiche. Ad esempio, questa idea non sembra conciliarsi bene con il fatto osservato che i blocking alti sul Pacifico non sono molto spesso accompagnati da blocking simultanei sull’Atlantico o altrove lungo il globo. Certo, il picco di onda-2 di fine febbraio 1979 mostrato nella Fig. 2 era associato a blocking alti simultanei sia sull’Atlantico che sul Pacifico, ma questo caso appare insolito. Sinotticamente si ha l’impressione che la simultaneità in tali esempi sia casuale e che certe località siano dinamicamente speciali in qualche modo, indipendentemente da quello che accade nella maggior parte delle altre zone di quella che si sarebbe potuta immaginare come la cavità troposferica. Ricerche recenti hanno evidenziato che i blocking troposferici giocano un ruolo cruciale nella durata degli SSW, con eventi di blocking che modulano la variabilità stratosferica attraverso interazioni dinamiche, come osservato nell’inverno boreale 2023/24 dove tre SSW sono stati influenzati da forcing troposferici persistenti. Tali studi sottolineano come i blocking possano estendere la fase di riscaldamento stratosferico, con un triplicamento della frequenza di eventi di risonanza delle onde planetarie negli ultimi cinquant’anni, legato all’aumento di estremi estivi boreali persistenti.

Tale impressione è rafforzata quando si osservano i pattern di “teleconnessione”, la cui esistenza fu prevista da pionieri come G. T. Walker e J. Bjerknes e che negli ultimi anni sono emersi sempre più chiaramente grazie all’uso sistematico di tecniche statistiche oggettive su lunghe serie temporali di dati troposferici. Tra le referenze più recenti si possono citare gli articoli di Wallace e Gutzler (1981) e la tesi di Dole (1981). Oggi appare chiaro che questi pattern rappresentano una chiave importante per comprendere la variabilità dei pattern di onde stazionarie troposferiche su scale temporali che vanno da alcuni giorni a poche settimane. Come illustrato nella Fig. 2, sono proprio queste le scale temporali di interesse per la dinamica dei warming stratosferici. Una delle caratteristiche più notevoli dei pattern di teleconnessione è che, purché lo stato medio temporale e le anomalie rispetto ad esso siano definiti in modo appropriato (usando un adeguato filtraggio passa-basso delle serie temporali), i pattern spaziali di anomalia in una data località geografica – in particolare le anomalie di grande ampiezza che si trovano nell’Atlantico settentrionale e nel Pacifico – appaiono molto simili sia per anomalie positive che negative. Analisi recenti hanno identificato pattern di teleconnessione associati a gelate generalizzate nel Sud America meridionale, dove le propagazioni di onde di Rossby guidate da gradienti di vorticità assoluta fungono da guide d’onda, confermando il ruolo dei teleconnections nella trasmissione di anomalie atmosferiche. Inoltre, studi su teleconnections attraverso pattern meteorologici piuttosto che onde stazionarie hanno dimostrato correlazioni tra campi medi mensili, enfatizzando la coerenza spaziale delle onde di Rossby in eventi di precipitazioni estreme sincrone.

L’indipendenza dal segno suggerisce che una qualche teoria lineare dovrebbe essere rilevante. Indizi in questo senso sono emersi da lavori recenti sulla propagazione di onde di Rossby su una sfera (ad es. Hoskins e Karoly, 1981, e riferimenti ivi contenuti). Numerosi calcoli di questo tipo hanno suggerito che la propagazione diretta, unidirezionale di treni di onde planetarie stazionarie equivalent-barotropiche a partire da sorgenti tropicali possa spiegare molti aspetti dei pattern di teleconnessione osservati. Tali calcoli utilizzano equazioni linearizzate attorno a uno stato base zonale-simmetrico. Quando si impiegano stime plausibili di dissipazione, la risonanza non gioca alcun ruolo significativo in questi calcoli. Ricerche recenti hanno evidenziato vie preferenziali di propagazione per ondate di calore terrestri utilizzando algoritmi di rete complessa, identificando quattro percorsi principali che collegano anomalie termiche attraverso teleconnections globali. Questi studi, supportati da modelli baroclinici, validano la propagazione di onde di Rossby in pattern di teleconnessione, con un focus su cambiamenti nella posizione delle ondate di calore in relazione alla velocità di fase delle onde, che diventano più frequenti durante episodi di propagazione debole o assente.

C’è però un risvolto ancora più recente della questione. Esso proviene da una straordinaria serie di esperimenti modellistici condotti da Simmons (1982a), che estende il lavoro di Hoskins e Karoly e sembra portarci sensibilmente più vicini a spiegare alcuni aspetti dei pattern di teleconnessione, in particolare le grandi ampiezze delle anomalie nell’Atlantico settentrionale e nel Pacifico. Mi risulta che G. Branstator dell’NCAR (Boulder, Colorado) abbia svolto esperimenti simili in modo indipendente, ottenendo risultati analoghi. Modelli barotropici semplificati hanno dimostrato che anomalie termiche tropicali inducono risposte barocliniche e barotropiche, catturando teleconnections locali e remote attraverso processi dinamici come la sorgente di onde di Rossby. Tali approcci minimali, linearizzati attorno a flussi medi climatologici, evidenziano instabilità barotropiche che generano pattern di teleconnessione, con implicazioni per anomalie persistenti come quelle associate a ENSO.

Gli esperimenti di particolare interesse per noi hanno utilizzato un semplice modello spettrale barotropico della troposfera e hanno assunto come stato base non uno stato zonale-simmetrico, bensì una stima osservativa del pattern climatologico di gennaio dell’altezza a 300 mb. Nel modello questo pattern veniva mantenuto stazionario mediante l’applicazione di una distribuzione opportuna di forzante vorticosa, concepita come rappresentazione di tutti gli effetti topografici, termici e di eddy transienti medi nel tempo necessari a mantenere il pattern climatologico nell’atmosfera reale. Si introduceva poi un’anomalia localizzata nella forzante, accendendo una sorgente aggiuntiva di vorticità. Questa è stata provata in varie posizione nei tropici. Si sono ottenute risposte sorprendentemente grandi nelle regioni dell’Atlantico settentrionale e del Pacifico per determinate (e rispettivamente diverse) posizione della forzante. Non vi era alcuna tendenza particolare affinché le risposte atlantica e pacifica avvenissero contemporaneamente. Le risposte erano maggiori fino a un ordine di grandezza, in termini di funzione di corrente o altezza geopotenziale, rispetto a quelle ottenute negli esperimenti con la stessa anomalia di forzante ma utilizzando stati base zonale-simmetrici. Studi recenti su instabilità baroclinico-barotropiche hanno spiegato teleconnections ENSO attraverso percorsi da baroclinico a barotropico, con sorgenti di onde di Rossby che amplificano anomalie extratropicali. Inoltre, analisi su teleconnections invernali boreali mostrano evoluzioni dei pattern legate a cambiamenti climatici, con inversioni nelle relazioni ENSO-Artico che influenzano propagazioni di onde persistenti.

Questi risultati rafforzano nuovamente l’idea che una risonanza su scala emisferica o globale sia improbabile. La grande risposta si sviluppa ben prima che ci sia il tempo perché informazioni significative raggiungano altre parti dell’emisfero e vengano riflesse indietro. Il comportamento generale e in particolare la dipendenza temporale riscontrata negli esperimenti sembrano invece suggerire che le regioni di jet diffluenti sull’Atlantico settentrionale e sul Pacifico possano agire come cavità risonanti relativamente localizzate, che coinvolgono riflessione di onde sia in direzione zonale che latitudinale. La riflessione potrebbe essere solo “parziale”, non descrivibile mediante calcoli di ray-tracing. Le cavità sarebbero in ogni caso piuttosto permeabili (leaky). Ricerche recenti hanno esaminato la risonanza delle onde planetarie in eventi di blocking, con un focus su propagazioni locali che stallano il flusso zonale, portando a instabilità barotropiche e teleconnections asimmetriche. Tali meccanismi, supportati da modelli numerici, indicano che i blocking alti persistenti modulano la dinamica stratosferica senza richiedere risonanze globali, con applicazioni a eventi di frost generalizzati e ondate di calore sincrone.

Anche una cavità molto permeabile (leaky) potrebbe produrre un potenziamento risonante di fattore 2 o 3 senza particolari difficoltà, il che è già significativo per gli scopi attuali. Studi recenti hanno esaminato la quasi-risonanza in guide d’onda permeabili, dimostrando come la dispersione delle onde verso i tropici influenzi la quasi-risonanza, permettendo comunque la formazione di grandi ondulazioni nelle configurazioni atmosferiche. Tali meccanismi, supportati da modelli che analizzano l’amplificazione quasiresonante delle onde planetarie, evidenziano come le risonanze persistenti possano generare pattern atmosferici di grande ampiezza anche in sistemi leaky, con applicazioni a eventi estremi boreali estivi. Questo suggerisce dunque un’ulteriore versione della teoria della risonanza che, per quanto ne so, non è stata proposta finora:

Versione 3: Nell’inverno emisferico nord le porzioni di troposfera sull’Atlantico settentrionale e sul Pacifico agiscono come cavità risonanti separate, che possono essere eccitate in modo indipendente l’una dall’altra e, in prima approssimazione, anche dalla stratosfera. La stratosfera continua a rispondere come a una forzante data dal basso e, per un dato stato della stratosfera, la risposta stratosferica tenderà a essere più forte nell’onda 1 quando le anomalie atlantica e pacifica hanno segno opposto, e più forte nell’onda 2 quando hanno lo stesso segno. Ricerche recenti hanno confermato l’impatto del blocking troposferico sulla durata degli SSW, con eventi di blocking che modulano la variabilità stratosferica attraverso interazioni dinamiche, come osservato nell’inverno boreale 2023/24 dove tre SSW sono stati influenzati da forcing troposferici persistenti, supportando l’idea di cavità risonanti indipendenti. Inoltre, analisi su blocking nel Pacifico sudorientale e Atlantico sudoccidentale hanno valutato la rappresentazione di tali eventi in modelli climatici globali, evidenziando come le cavità risonanti separate possano spiegare l’asincronia tra regioni atlantica e pacifica.

Se questa versione rappresenta una buona approssimazione alla realtà, ci si dovrebbe aspettare una certa tendenza a che le condizioni di “forte onda 1” e “forte onda 2” nella stratosfera siano mutualmente esclusive, specialmente nei momenti in cui le anomalie atlantiche e pacifiche raggiungono le loro massime intensità. Le serie temporali delle ampiezze delle onde stratosferiche dovrebbero mostrare minimi di onda 2 stratosferica più o meno in coincidenza con grandi massimi di onda 1 stratosferica, e viceversa. Un tale comportamento è effettivamente osservato e spesso sottolineato. È una caratteristica evidente del pattern “tipo A” di Schoeberl, di cui la Fig. 2b è un esempio. Altri esempi, a 30 mb come nella Fig. 2b, si vedono nella Fig. 1 di Labitzke (1982, p. 127 del presente volume) e a 100 mb nella Fig. 1 di Koermer et al. (1982). Naturalmente le ampiezze delle onde, specialmente nell’alta stratosfera, devono essere influenzate anche dalla variabilità della responsività della stratosfera stessa, come ci si aspetta per i motivi già discussi. Studi recenti su eventi di riscaldamento stratosferico improvviso hanno evidenziato pattern wave-2 associati a splitting del vortice polare, con due SSW maggiori nell’inverno 2023/2024 che dimostrano l’esclusività tra configurazioni wave-1 e wave-2, influenzate da onde atmosferiche troposferiche. Tali analisi, inclusi eventi di wave driving stratosferico alternativi agli SSW, sottolineano come le perturbazioni planetarie causino riscaldamenti che riflettono l’esclusività tra onde di diverso numero zonale.

La versione 3 della teoria della risonanza non è l’unica idealizzazione in grado di spiegare i fatti in discussione, anche se al momento ritengo sia la più probabile. Una possibilità alternativa è che le grandi risposte troposferiche nelle regioni atlantica e pacifica possano derivare semplicemente da un focusing orizzontale e, in quanto tali, essere spiegabili mediante calcoli di ray-tracing in cui i raggi si raggruppano o si incrociano formando una “caustica” mentre attraversano la regione in questione, senza riflettere avanti e indietro localmente. Sarebbe interessante eseguire i calcoli di ray-tracing appropriati per lo stato medio barotropico del modello di Simmons per verificare se possano rendere conto del comportamento del modello in questo modo. Ricerche recenti sul ray-tracing analitico nelle atmosfere planetarie hanno integrato percorsi fotonici in atmosfere non sfericamente simmetriche, applicabili al focusing orizzontale di onde gravitazionali e planetarie. Inoltre, studi sull’effetto dell’aumento della risoluzione orizzontale da O(10) a O(1) km in modelli atmosferici hanno mostrato come le onde gravitazionali con lunghezze d’onda sub-kilometriche possano essere generate e focalizzate orizzontalmente, supportando alternative al modello risonante.

In entrambi i casi, la teoria così sviluppata rimane coerente con l’idea originaria che le anomalie nelle regioni dell’Atlantico settentrionale e del Pacifico abbiano la natura di una risposta unidirezionale, con o senza potenziamento risonante, a qualcosa che accade in località specifiche (e rispettivamente diverse) nei tropici. Quando ci si chiede di che cosa si tratti, le anomalie di temperatura superficiale del mare tropicale vengono subito in mente. Tuttavia, sebbene le anomalie di SST tropicali possano spiegare direttamente parte delle anomalie alle medie latitudini, specialmente quelle di più lunga durata (ad es. Horel e Wallace, 1981), studi recenti basati su modelli di circolazione generale hanno dimostrato che probabilmente non è tutta la storia. Sembra che pattern di teleconnessione realistici possano essere prodotti da modelli di circolazione generale anche mantenendo costante la temperatura superficiale del mare (Lau, 1981; M. L. Blackmon, comunicazione personale). Il lavoro di Simmons sembra suggerire una probabile spiegazione anche per questo. Nei suoi esperimenti con modello barotropico la grande risposta extratropicale a una data anomalia tropicale è sensibile a piccole variazioni dello stato base adottato per la linearizzazione. Il fatto stesso che si sia ottenuta una risposta grande è un’indicazione di tale sensibilità. Simmons nota altre evidenze di ciò dai suoi esperimenti e conferma direttamente la sensibilità variando lo stato base. Se la versione 3 della teoria della risonanza si rivelerà corretta, gli effetti di questa sensibilità potranno probabilmente essere interpretati in termini di variabilità della permeabilità (leakiness) delle cavità troposferiche atlantica e pacifica. Analisi recenti hanno evidenziato l’impatto robusto delle tendenze SST del Pacifico tropicale su circolazioni globali e regionali, con teleconnessioni che rafforzano i pattern invernali australi attraverso onde di Rossby. Tali studi, inclusi impatti cross-stagionali delle anomalie SST nel Niño4, mostrano come le SST influenzino le temperature oceaniche alle medie latitudini attraverso teleconnessioni atmosferiche, con anomalie positive che innescano risposte barocliniche. Inoltre, ricerche su eventi estremi di temperatura invernale alle medie latitudini collegano anomalie circolatorie sia all’Artico che ai tropici, supportando il ruolo delle SST tropicali nelle teleconnessioni ma evidenziando contributi aggiuntivi. Per quanto riguarda la sensibilità nei modelli barotropici, studi hanno esaminato la propagazione e instabilità delle onde barotropiche, illustrando la sensibilità alla risoluzione del modello, alla dissipazione e alla scelta dello stato base, come esteso dal lavoro di Simmons. Tali framework, inclusa l’instabilità Simmons–Wallace–Branstator in modelli barotropici lineari, dimostrano una elevata sensibilità a piccoli cambiamenti parametrici, con implicazioni per la variabilità delle teleconnessioni atmosferiche.

7. Arricchimento con studi accademici sul coupling troposfera-stratosfera tramite onde planetarie

Per approfondire il quadro delineato nelle versioni 1 e 3 della teoria della risonanza, è utile considerare gli sviluppi successivi riguardanti il coupling discendente delle onde (downward wave coupling, DWC), un processo che caratterizza l’interazione dinamica tra stratosfera e troposfera mediante onde planetarie, come evidenziato in studi che esaminano la riflessione e la propagazione delle onde Rossby. Tali meccanismi implicano che le onde ultra-lunghe, come quelle descritte nella versione 1, possano non solo ascendere dalla troposfera ma anche riflettersi verso il basso, influenzando la circolazione troposferica e contribuendo alla variabilità del vortice polare.

Studi sulla prevedibilità stratosferica e sugli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (sudden stratospheric warmings, SSW) indicano che la crescita risonante delle onde planetarie rappresenta una spiegazione plausibile per questi fenomeni, con riferimenti espliciti alla teoria proposta da Tung e Lindzen (1979) e ulteriormente sviluppata da Plumb (1981a, 1981b), dove la risonanza facilita l’amplificazione delle onde in presenza di shear verticali realistici. In questo contesto, la forzatura delle onde Rossby planetarie nell’emisfero nord invernale deriva principalmente da contrasti topografici e termici terra-mare, con processi baroclinici che aggiungono contributi significativi, come discusso in revisioni sulla dinamica stratosferica che citano Tung e Lindzen per la loro teoria sulle onde lunghe stazionarie e le onde Rossby risonanti.

La propagazione delle onde Rossby verso la stratosfera settentrionale durante l’inverno è influenzata dalla riflessione discendente come meccanismo per il coupling stratosfera-troposfera, con effetti dell’attività solare sui waveguide stratosferici che modulano la riflessione delle onde planetarie nei mesi iniziali e medi dell’inverno emisferico nord. Osservazioni e teorie sul coupling delle onde planetarie sottolineano differenze interemisferiche: nell’emisfero sud, una forzatura minore porta a massimi di ampiezza durante le stagioni equinoziali, mentre nell’emisfero nord i picchi si verificano in inverno, con il wavenumber 1 dominante nel trasporto di ozono e nelle interazioni con il flusso zonale medio.

Ricerche sui processi che controllano la variabilità dinamica stratosferica enfatizzano il ruolo del coupling via onde planetarie, richiedendo una comprensione approfondita per migliorare le previsioni meteorologiche troposferiche, inclusi i meccanismi di breaking delle onde che erodono il vortice polare e inducono circolazioni residue come la Brewer-Dobson circulation. Negli eventi di SSW, le onde planetarie presenti nella stratosfera hanno fonti primarie nella troposfera, con teorie che prevedono che le linee di vento zero possano assorbire o riflettere le onde, influenzando la non-interazione delle onde planetarie.

Ulteriori indagini su SSW auto-generati e sul loro mesoscaling evidenziano meccanismi di risonanza alternativi, come proposto da Plumb (1981), dove un’onda stazionaria troposferica e un’onda planetaria viaggianti in alto interagiscono, contribuendo alla saturazione non lineare e alla variabilità. La propagazione delle onde Rossby nell’emisfero nord durante gli SSW è dominata da onde planetarie su scala Rossby che dominano la dinamica della stratosfera invernale extratropicale, con analisi classiche che esaminano la propagazione verticale in flussi zonali realistici.Per approfondire ulteriormente il quadro del coupling tra stratosfera e troposfera mediato dalle onde planetarie, con particolare attenzione ai meccanismi di risonanza e agli eventi di sudden stratospheric warmings (SSW), è rilevante esaminare gli studi che indagano se tali SSW siano preceduti da anomalie nella riflessione delle onde, evidenziando come la dinamica nella bassa stratosfera e la geometria del vortice polare siano elementi cruciali per comprendere la propagazione e l’interazione delle onde Rossby. In questo contesto, la prevedibilità stratosferica associata agli SSW è stata analizzata attraverso modelli che incorporano la crescita risonante delle onde planetarie, con riferimenti alla teoria proposta da Tung e Lindzen (1979) e Plumb (1981a, 1981b), dove la risonanza amplifica le onde in presenza di shear verticali realistici, supportando l’idea che le onde planetarie presenti nella stratosfera abbiano fonti primarie nella troposfera. Ricerche successive hanno esplorato il downward wave coupling (DWC) come processo chiave per il collegamento dinamico, dove le onde planetarie non solo ascendono dalla troposfera ma si riflettono verso il basso, influenzando la circolazione troposferica e la variabilità del vortice polare, con enfasi sulle differenze interemisferiche nella propagazione delle onde Rossby durante l’inverno. Meccanismi alternativi di risonanza, come quelli proposti da Plumb (1981), coinvolgono interazioni tra onde stazionarie troposferiche e onde planetarie viaggianti in alto, contribuendo alla saturazione non lineare e alla generazione auto-indotta di SSW, con analisi che esaminano la propagazione verticale in flussi zonali realistici. Revisioni sulla dinamica stratosferica sottolineano che le onde planetarie su scala planetaria sono principalmente forzate da topografia superficiale e contrasti termici terra-mare, con processi baroclinici che aggiungono contributi significativi, richiedendo una comprensione approfondita del coupling via onde per migliorare le previsioni meteorologiche troposferiche. Durante gli SSW, il breaking delle onde planetarie erode il vortice polare, inducendo circolazioni residue come la Brewer-Dobson, con teorie che prevedono l’assorbimento o la riflessione delle onde in prossimità di linee di vento zero, influenzando la non-interazione delle onde e la variabilità dinamica extratropicale invernale.

7. Instabilità di shear?

Per approfondire il ruolo delle instabilità di shear, sia barotropiche che barocliniche, negli eventi di sudden stratospheric warmings (SSW), è essenziale esaminare gli studi che ne valutano l’importanza, spesso ridotta, nel contesto della dinamica stratosferica. Nonostante l’idea sia stata proposta fin dagli anni ’60, come nel lavoro di Charney e Stern (1962), ricerche successive hanno evidenziato che tali instabilità non rappresentano tipicamente un fattore principale, sebbene possano contribuire in fasi di preconditioning del vortice polare. Ad esempio, analisi composite su SSW hanno mostrato che le condizioni per l’instabilità di shear sono raramente soddisfatte nelle regioni di sorgente delle onde, suggerendo un ruolo marginale rispetto alla propagazione delle onde planetarie. In modelli quasi-geostrofici, il comportamento transitorio e stazionario degli SSW è studiato variando parametri come l’ampiezza della forzatura, il numero d’onda zonale, la velocità del vento zonale e lo shear, rivelando “sapori” diversi di SSW dove lo shear influenza la stabilità del vortice, ma senza dominare gli sviluppi su larga scala.

Ulteriori indagini su instabilità indotte da onde di gravità al bordo del vortice polare stratosferico evidenziano processi capaci di mescolare la vorticità potenziale ertel (EPV) nell’emisfero nord invernale, con instabilità che facilitano la generazione di vortici mesoscalici e il mescolamento, supportando un ruolo di supporto piuttosto che principale negli SSW. Proiezioni future sotto scenari di cambiamento climatico, basate su modelli CMIP6, indicano tendenze nell’instabilità di shear del getto in alta atmosfera, con potenziali aumenti in regioni extratropicali che potrebbero modulare la frequenza o l’intensità degli SSW, sebbene tali effetti siano legati a variazioni nello shear verticale e orizzontale del vento zonale. Nel preconditioning di specifici eventi, come lo split del vortice polare durante l’SSW del gennaio 2021, lo shear gioca un ruolo nel modificare la geometria del vortice, favorendo l’amplificazione delle onde planetarie, ma senza evidenze di instabilità barotropica dominante.

Studi sulla sensibilità degli SSW alle condizioni stratosferiche precedenti sottolineano che, pur in modelli semplificati, lo shear può influenzare lo sviluppo, ma le osservazioni indicano che le instabilità su piccola scala accelerano il mescolamento della vorticità potenziale più che guidare gli eventi su larga scala, coerentemente con analisi che escludono un ruolo primario per l’instabilità di shear in simulazioni realistiche. Inoltre, precursor tropicali allo stratopause, come l’aumento del forcing delle onde planetarie e la progressione poleward della linea di vento zero, sono identificati come indicatori precoci per SSW, dove lo shear contribuisce alla propagazione ma non all’instabilità primaria. Complessivamente, questi lavori rafforzano l’idea che le instabilità di shear, pur presenti in configurazioni di vorticità potenziale, tendano a supportare processi secondari come il mixing, senza emergere come causa principale negli SSW osservati o modellati.

Osservazioni conclusive

Per approfondire l’efficacia della teoria lineare delle onde planetarie nella dinamica stratosferica, è rilevante considerare studi recenti che ne sottolineano il potenziale quando applicata a stati di base realistici, come dimostrato in analisi su eventi di sudden stratospheric warmings (SSW) dove la linearizzazione attorno a medie temporali climatologiche migliora la simulazione di anomalie come il blocking troposferico. Ricerche sul coupling stratosfera-troposfera durante SSW evidenziano come la sensibilità al focusing delle onde dipenda dalla configurazione dei gradienti di vorticità potenziale nel getto polare, influenzando la rarità dei major warmings e supportando l’uso di stati di base non euleriani per previsioni più accurate. In questo contesto, modelli barotropici semplici che linearizzano attorno a stati climatologici rivelano meccanismi di propagazione delle onde planetarie, con implicazioni per il forecasting, dove la scelta dello stato di base deve minimizzare lo smearing dei gradienti sensibili alle perturbazioni ondose. Ulteriori indagini su SSW antartici e artici mostrano che onde planetarie viaggianti possono derivare da generazione in situ o propagazione diretta, enfatizzando l’importanza di stati di base distorti per catturare dinamiche realistiche, come nei casi di eventi eccezionali con venti easterly estesi. Studi sul preconditioning stratosferico, ad esempio nel SSW del 2021, indicano che gradienti di vorticità potenziale su superfici isentropiche, quando deformati in profili zonali preservando aree, offrono basi più rilevanti per modelli meccanistici, migliorando la rappresentazione di sensibilità e refractive indices. Variazioni a lungo termine negli SSW artici, legate a indebolimenti del vortice polare e amplificazione delle onde, supportano l’uso di approcci quasi-geostrofici per stimare stati di base, con potenziali impatti su procedure di forecasting ad alta risoluzione. Inoltre, analisi su onde planetarie secondarie generate da interazioni non lineari nella termosfera inferiore rafforzano l’idea che stati di base derivati da osservazioni bidimensionali di gradienti possano elevare l’accuratezza di modelli “onda-media” economici.

Per approfondire le questioni non affrontate nel contesto principale, come l’impatto dei riscaldamenti stratosferici sul bilancio radiativo infrarosso della troposfera, studi recenti hanno esaminato come gli eventi di sudden stratospheric warmings (SSW) influenzino la circolazione atmosferica globale, con effetti che si propagano verso il basso causando variazioni nella densità dell’ozono ad alta latitudine (>25% rispetto alla climatologia) e persistendo fino a 50 giorni, alterando la qualità dell’aria e gli impatti radiativi. Ricerche composite sugli effetti dei major SSW rivelano riduzioni significative nella temperatura (8%), nella densità dell’ossigeno (40%) e nel raffreddamento radiativo (45%), con un potenziamento della circolazione Brewer-Dobson che modula il trasporto di specie chimiche verso la troposfera. Tali fenomeni, inclusi il raffreddamento complementare ai tropici e nell’emisfero estivo, sono attribuiti a meccanismi dinamici che coinvolgono l’inversione dei venti zonali e la propagazione riflessa delle onde planetarie, influenzando l’intero profilo atmosferico dalla troposfera alla ionosfera. Riguardo al confronto tra emisferi nord e sud, analisi comparative evidenziano asimmetrie dovute alla topografia, che domina la frequenza e l’intensità degli SSW, con eventi più rari nel sud a causa di minori forzature orografiche e termiche, come osservato nel ciclo vitale dei major SSW antartici. Studi su eventi minori nel sud, come quello del 2010, mostrano accoppiamenti stratosfera-mesosfera-termosfera inferiore con inversioni di vento zonale e amplificazioni di onde planetarie, mentre nel nord gli SSW sono più frequenti e intensi, con confronti che utilizzano reanalisi per tracciare l’evoluzione dinamica. Modelli futuri dovrebbero includere stati di base rappresentativi del sud, stimati da reanalisi come JRA-55, per quantificare differenze interemisferiche nella propagazione delle onde Rossby. Un aspetto chiave sul ruolo delle linee critiche mesosferiche discendenti negli SSW indica che non sono essenziali, poiché il decremento della densità con l’altezza induce saturazione e breaking su larga scala delle onde con ampiezze realistiche, come confermato in analisi del 2021 dove lo stato superiore stratosferico modula il flusso di onde ascendenti senza dipendenza da linee critiche. Influenze come la QBO e la MJO modulano la propagazione planetaria, ma la transienza e la dissipazione, non le linee critiche in sé, sono i tratti fondamentali, con riflessioni discendenti che contribuiscono a outbreak freddi troposferici. Nelle teorie lineari, il flusso EP converge sulle linee critiche per via di assunzioni stazionarie, ma modelli realistici mostrano breaking indipendente, come in eventi con riflessione su Pacifico nord-occidentale dove differenze nel flusso di calore eddy poleward determinano la dinamica. Onde defocalizzate propaganti equatorward, specialmente wavenumber 2, sono meno prone a saturazione senza regioni di vento debole, rendendo le linee critiche subtropicali significative per siti di breaking, con analisi che criticano il concetto di breaking non unico a eventi specifici. La riflessione da regioni di breaking contrasta la defocalizzazione e potenzia risonanze stratosferiche, come in meccanismi dove onde riflesse interne amplificano la variabilità durante periodi di alta attività solare.


Per approfondire l’evoluzione della teoria della risonanza negli eventi di sudden stratospheric warmings (SSW), studi recenti sottolineano come la risonanza non lineare sia cruciale in simulazioni con modelli meccanistici, dove l’eccitazione risonante di modi liberi di onde Rossby porta a risposte simili a SSW solo se il forcing stazionario eccita modi viaggianti lineari, come argomentato nella teoria iniziale di Tung e Lindzen (1979). In particolare, analisi su eventi di vortex displacement evidenziano meccanismi di self-tuning resonance, dove feedback non lineari avvicinano un forcing inizialmente off-resonant alla risonanza, con modelli quasigeostrofici che minimizzano escursioni del vortice per simulare strutture barocliniche osservate. Ricerche su SSW come quelli del 1979 dimostrano che interazioni wave-mean flow, amplificate da preconditioning del vortice, modulano il flusso di onde ascendenti attraverso risonanza, con evidenze da modelli quasi-lineari che indicano un avvicinamento alla risonanza lineare prima dell’onset. Ulteriori indagini su cavità risonanti profonde su scala emisferica, come nella versione 1 della teoria, rivelano strutture variabili con damping influenzato da easterly quasi-biennali profondi, come negli eventi del 1963 e 1977, dove la risposta è massima in alta stratosfera ma modesta in troposfera. Tali cavità contribuiscono poco direttamente ad anomalie troposferiche come il blocking, suggerendo un accoppiamento non lineare con cavità locali confinate in troposfera, come esplorato in gerarchie di modelli che mostrano vortex-splitting dovuto a risonanza auto-sintonizzata con topografia sottostante. Osservazioni da ERA-40 e dati FGGE del 1979 supportano interazioni risonanti tra onde viaggianti e stazionarie, responsabili di minor warmings, enfatizzando la necessità di studiare velocità di fase e campi di vento in frame rotanti per identificare siti di breaking delle onde. Complessivamente, questi lavori indicano che effetti risonanti sono ubiqui in modelli realistici, con implicazioni per la previsione a medio termine attraverso l’analisi di interazioni tropici-medie latitudini.