Vortex Preconditioning due to Planetary and Gravity Waves prior to SuddenStratospheric Warmings

Preparazione del Vortice Polare Tramite Onde Planetarie e di Gravità Prima dei Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi
JOHN R. ALBERS* E THOMAS BIRNER
Colorado State University, Fort Collins, Colorado
(Manoscritto ricevuto il 7 febbraio 2014, completato il 4 giugno 2014)
RIASSUNTO
Dati rielaborati sono stati impiegati per studiare come cambia la forma del vortice polare, e come variano l’influenza delle onde planetarie e delle onde di gravità, prima degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso di tipo divisione o spostamento. L’analisi, che include dati fino alla bassa mesosfera, mostra che gli eventi di divisione del vortice sono segnati da una transizione da un vortice largo e robusto, a forma di imbuto, a un vortice più concentrato intorno al polo e con una minore inclinazione verticale. Invece, gli eventi di spostamento del vortice si distinguono per avere un vortice costantemente debole e largo durante tutto il periodo precedente al riscaldamento. Inoltre, durante gli eventi di divisione, l’influenza delle onde di gravità aumenta nel getto polare notturno, mentre l’influenza delle onde planetarie cresce nella zona surf extratropicale. Durante gli eventi di spostamento, l’influenza delle onde di gravità rimane inusitatamente bassa in tutta la stratosfera extratropicale.

Guidati dall’analisi composita, abbiamo condotto uno studio specifico sul riscaldamento del 2009 per capire meglio il ruolo delle onde planetarie e di gravità nella preparazione del vortice polare. Abbiamo considerato due meccanismi scatenanti: il forzamento anormale delle onde planetarie dalla troposfera e la risonanza causata dalle onde di Rossby, sia interne che esterne. I risultati confermano che gli eventi di divisione sono più spesso causati da fenomeni di risonanza piuttosto che da un intenso forzamento delle onde. Di conseguenza, suggeriamo che la preparazione del vortice, tradizionalmente descritta come un aumento della concentrazione delle onde verso il polo, dovrebbe essere interpretata più accuratamente come l’effetto di eventi ondulatori (planetari e/o gravitazionali) che modulano la forma del vortice per ottimizzare i punti di eccitazione risonante.

1. Introduzione
I riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSWs) sono fenomeni invernali durante i quali temperatura e circolazione nell’area polare subiscono rapidi e ampi cambiamenti. Questi eventi, che si propagano generalmente dalla stratosfera alla troposfera, hanno il potenziale di alterare significativamente il clima e le condizioni meteorologiche su vasti strati dell’atmosfera. Proprio per questo, comprendere come e in quali condizioni si verifichino gli SSW è di vitale importanza. Tuttavia, rimangono aperte alcune questioni cruciali riguardo la dinamica degli SSW: quali tipi di fenomeni ondulatori scatenano l’esplosivo aumento dell’ampiezza delle onde che provoca un SSW e come si evolve lo stato di base dell’atmosfera prima di un evento?

La teoria più accreditata suggerisce che gli SSW sono innescati da un iniezione anomala di attività ondulatoria dalla troposfera. Secondo questa visione, la stratosfera necessita semplicemente di un adeguato input di energia ondulatoria per innescare un SSW attraverso l’interazione tra le onde e la media del flusso atmosferico. Studi hanno dimostrato una forte correlazione tra gli SSW e fenomeni troposferici che favoriscono la generazione di queste onde, come i blocchi atmosferici, il fenomeno ENSO e le variazioni nelle rotte delle tempeste. Nonostante ciò, la questione inversa non trova altrettanto riscontro predittivo. Ad esempio, sebbene ci sia una correlazione tra gli SSW e gli eventi di blocco troposferico, su 782 blocchi osservati durante le stagioni invernali dal 1957 al 2001, solo 52 hanno preceduto un SSW. Questo pone dubbi su se tali fenomeni anomali nella troposfera siano veramente determinanti per scatenare gli SSW, o se piuttosto rappresentino semplicemente condizioni di base che generalmente favoriscono lo sviluppo degli SSW.

Contrariamente all’idea che gli SSW siano innescati da flussi di onde anomale, recenti studi hanno proposto una nuova teoria secondo la quale questi flussi anomali non sono necessari per scatenare un SSW. Studi come quelli di Esler e Scott (2005), Scott e Polvani (2006), e altri, suggeriscono che l’improvviso aumento dell’ampiezza delle onde durante un SSW è in realtà il risultato di una risonanza non lineare. Questa risonanza sarebbe innescata dalla modulazione di specifici parametri geometrici del vortice, che variano a seconda che si tratti di un riscaldamento di tipo divisione o spostamento.

Questa visione suggerisce che i flussi di onde stratosferiche anomale sono più un sintomo del collasso del vortice piuttosto che la causa scatenante dell’evento stesso. Se questa interpretazione è corretta, allora basta una quantità nominale di attività ondulatoria, quella che normalmente si registra nell’emisfero nord, perché la stratosfera possa innescare un SSW. Questo approccio è supportato da un’analisi osservativa recente di T. Birner e J. Albers (2014), secondo cui gli eventi simili agli SSW non sono preceduti da un incremento anomalo dei flussi di onde nella troposfera. Piuttosto, i flussi di onde anomali nella stratosfera emergono quasi contemporaneamente in tutte le altezze all’interno della stratosfera all’inizio di un SSW.

Determinare se gli SSW sono innescati da forzamenti ondulatori troposferici anomali o da fenomeni di risonanza è cruciale, poiché tale distinzione influenza direttamente l’interpretazione delle condizioni di base necessarie prima di un SSW, ovvero il precondizionamento del vortice. Se il forzamento ondulatorio troposferico anomalo è la causa, il precondizionamento del vortice funge da meccanismo per concentrare adeguatamente l’attività ondulatoria nella stratosfera polare superiore, innescando così la cascata a livello critico (Matsuno 1971). Invece, se la risonanza è il fattore scatenante, il precondizionamento deve essere interpretato attraverso i vincoli dello stato di base necessari per configurare il vortice in una forma geometrica che favorisca la risonanza (Clark 1974).

Purtroppo, nonostante i principi dinamici di base associati a queste teorie contrastanti sui meccanismi scatenanti degli SSW (forzamento ondulatorio anomalo versus risonanza) e sul precondizionamento del vortice (focalizzazione delle onde versus formazione di una cavità risonante) siano stati efficacemente sintetizzati da McIntyre (1982), persiste un mancato consenso su quale teoria rappresenti più fedelmente la realtà osservabile. Per esempio, studi recenti presentano configurazioni iniziali del vortice nettamente diverse come indicative del precondizionamento. Limpasuvan et al. (2004) descrivono il precondizionamento come caratterizzato da venti deboli al di sotto dei 60° e forti al di sopra dei 70°, valido per tutti i tipi di riscaldamento. Analogamente, Nishii et al. (2009) e Kuttippurath e Nikulin (2012) indicano che gli SSW sia di tipo scissione che di spostamento sono preceduti da impulsi ondulatori che indeboliscono e confinano il vortice intorno al polo, mentre Ayarzaguena et al. (2011) identificano un vortice precondizionato come debolmente anormale, sebbene osservino che nei casi degli SSW del 2009 e 2010 tale caratteristica non era presente. Nonostante le leggere divergenze tra questi studi, essi condividono l’assunto che il precondizionamento operi uniformemente per tutti i tipi di SSW, presupponendo che siano sempre innescati da un forzamento ondulatorio anomalo.

In contrasto, Charlton e Polvani (2007) e Bancala et al. (2012) hanno dimostrato che gli SSW di tipo divisione e spostamento presentano evoluzioni pre-riscaldamento nettamente diverse, in linea con le distinzioni ‘tipo 1-tipo 2’ e ‘tipo A-tipo B’ proposte originariamente da Quiroz et al. (1975) e Schoeberl (1978). Questi studi supportano l’osservazione che tali eventi hanno percorsi evolutivi distinti prima del riscaldamento.

Contrariamente agli studi di Charlton e Polvani (2007) e Bancala et al. (2012), che si sono concentrati sulle onde planetarie sotto i 30 km (10 hPa), il nostro lavoro estende l’analisi fino a 55 km (0.5 hPa). Esaminiamo gli effetti combinati delle onde planetarie e delle onde di gravità sul precondizionamento del vortice e sull’applicabilità della teoria dell’eccitazione risonante degli SSW. Prestiamo particolare attenzione agli SSW di tipo divisione per due motivi principali: primo, studi precedenti hanno documentato che i fenomeni di onde precursori e il precondizionamento del vortice sono prevalentemente associati a questo tipo di SSW, rendendo tale analisi un punto di partenza ideale per valutare le recenti teorie della risonanza non lineare proposte da Matthewman e Esler (2011) e Esler e Matthewman (2011) rispetto ai dati osservativi e di rianalisi. Secondo, dal punto di vista pratico, la dinamica della risonanza associata al primo modo baroclinico, ritenuta responsabile per gli SSW di tipo spostamento, è notevolmente più complessa; di conseguenza, abbiamo deciso di rimandare un’analisi dettagliata di questo tipo di SSW a studi futuri.

I nostri risultati offrono nuove intuizioni sulla dinamica degli SSW. Inizialmente, abbiamo osservato che, analizzando insieme i dati, l’evoluzione pre-riscaldamento degli SSW di tipo spostamento e divisione presenta strutture verticali distintive che si estendono fino alla bassa mesosfera. Inoltre, durante la fase di precondizionamento degli SSW, sia le onde planetarie che le onde di gravità sono determinanti nell’evoluzione geometrica del vortice, con la maggior parte del loro impatto ondulatorio situato sopra i 30 km (circa 10 hPa). Questi risultati enfatizzano l’importanza di analizzare gli SSW in tutto il profilo verticale della stratosfera anziché limitarsi alla regione sotto i 30 km, pratica comune in molte precedenti analisi climatologiche degli SSW (Limpasuvan et al. 2004; Charlton e Polvani 2007; Bancala et al. 2012).

Sebbene la nostra analisi composita offra una panoramica generale sull’evoluzione geometrica degli SSW, la metodologia di media utilizzata tende a mascherare le dinamiche dettagliate delle interazioni tra onde e vortice, cruciali per identificare le manifestazioni di risonanza. Per affrontare questa limitazione, abbiamo condotto uno studio di caso sull’SSW di tipo divisione del 2009, utilizzando l’analisi composita come riferimento per confermare che l’evoluzione di questo evento sia rappresentativa degli SSW di tipo divisione in generale.

Per determinare se l’SSW del 2009 sia stato innescato da attività ondulatoria anomala o da fenomeni di risonanza, abbiamo sfruttato le caratteristiche distintive dei flussi Eliassen-Palm (EP) associati a ciascun tipo di fenomeno ondulatorio. Specificamente, se l’SSW fosse scaturito da un’iniezione anomala di onde dalla troposfera, ci aspetteremmo di osservare significativi impulsi di flusso EP che si propagano verticalmente dalla troposfera alla stratosfera superiore. Invece, se fosse innescato da risonanza, i flussi EP verticali dovrebbero manifestarsi quasi contemporaneamente su tutto il profilo verticale. I nostri dati indicano che, mentre il periodo pre-riscaldamento del 2009 è stato caratterizzato da onde in propagazione verticale, l’SSW stesso è stato distintivamente segnato dalla risonanza.

Questo risultato concorda qualitativamente con precedenti studi osservativi, i quali hanno evidenziato che i periodi pre-riscaldamento degli SSW di tipo scissione sono caratterizzati da onde planetarie con una marcata inclinazione verso ovest, mentre i riscaldamenti propriamente detti si distinguono per la presenza di eventi ondulatori con scarsa o nulla inclinazione di fase verticale (Kanzawa 1980, 1982; Naujokat et al. 2002). Alla luce della nostra analisi degli SSW di tipo scissione innescati risonantemente, discutiamo come i concetti dinamici fondamentali relativi alla formazione dei guide d’onda, all’erosione del vortice e alla focalizzazione delle onde, inizialmente delineati da McIntyre (1982) e successivamente adottati da molti ricercatori, possano essere validamente e forse più adeguatamente impiegati per descrivere la formazione di geometrie vorticose che favoriscono la risonanza. Dimostriamo anche che, oltre alla rottura delle onde planetarie nella zona di surf, le onde di gravità assumono un ruolo cruciale nel precondizionamento del vortice. Infine, suggeriamo che il modello spaziale e temporale del drag orografico delle onde di gravità (GWD), risultato coerente in due set di dati di rianalisi, possa indicare una via attraverso cui le onde di gravità potrebbero offrire un ulteriore contributo ondulatorio essenziale per innescare la risonanza.

2. Dati di Rianalisi e Classificazione dei Vortici

Nel corso dell’analisi successiva, adoperiamo primariamente i dati forniti dall’Agenzia Meteorologica Giapponese e dall’Istituto di Ricerca Centrale sull’Energia Elettrica, relativi al progetto di Rianalisi dei 25 anni (JRA-25) (Onogi et al. 2007; Agenzia Meteorologica Giapponese e Istituto di Ricerca Centrale sull’Energia Elettrica 2012). I dati JRA-25 utilizzati in questo studio comprendono il periodo 1980-2011 e sono stati elaborati adottando una risoluzione della griglia di T106L40, con il limite superiore del modello fissato a 0.4 hPa. Nella stratosfera, la maggior parte della Deposizione del Momento delle Onde (GWD) nei dati JRA-25 è attribuibile alle onde orografiche con lunghezze d’onda superiori ai 100 km, basandosi su una versione modificata dello schema di Palmer et al. (1986). Nei dati JRA-25, tuttavia, non sono contemplate le onde di gravità non orografiche, che potrebbero rappresentare una sorgente significativa di variabilità del vortice polare, essendo una componente importante della forza totale delle onde oltre i 40 km (Scinocca 2003; McLandress e Scinocca 2005; Orr et al. 2010). Questo aspetto pone le basi per ulteriori indagini in questo settore.

Per confermare la solidità dei modelli spaziotemporali della GWD nei dati JRA-25, abbiamo anche analizzato la GWD nell’ambito della Rianalisi Intermedia del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF), nota come ERA-Interim (Dee et al. 2011). In ERA-Interim, è disponibile soltanto la tendenza completa del momento zonale fisico. A queste altitudini, tale tendenza può essere considerata equivalente alla GWD. La parametrizzazione orografica di ERA-Interim si basa sullo schema di Baines e Palmer (1990) [vedi anche Lott e Miller (1997) e IFS (2006)]. Tra i due progetti di rianalisi, le principali differenze nella GWD si limitano alla variazione dell’intensità del drag. Per esempio, mentre la GWD rappresenta approssimativamente il 30% della forza totale delle onde (sia risolte sia parametrizzate) in vasti settori tra i 30 e i 50 km e oltre il 40° di latitudine nord nei dati JRA-25, essa costituisce circa il 10% della forza totale delle onde nelle medesime regioni in ERA-Interim.

Nonostante i modelli della GWD siano estremamente localizzati in termini di estensione longitudinale, è ragionevole ritenere che un forcing delle onde di gravità con valori medi zonali oscillanti tra il 10% e il 30% costituisca un forcing significativo in regioni specifiche lungo il margine del vortice. Per gli anni 1980-2002, abbiamo classificato gli eventi SSW (Sudden Stratospheric Warming) in “split” (divisione) e “displacement” (spostamento) seguendo la classificazione dei vortici di Charlton e Polvani (2007). Per il periodo 2003-2010, la distinzione tra eventi di split e displacement è stata fatta sulla base degli studi di Manney et al. (2009), Thurairajah et al. (2010) e Kuttippurath e Nikulin (2012) (Tabella 1). Tuttavia, pur adottando la separazione degli eventi come indicato da Charlton e Polvani (2007), la nostra definizione di climatologia, e conseguentemente le anomalie rispetto alla norma climatica, presentano delle lievi variazioni.

Nel dataset JRA-25, si è verificato un SSW in 18 dei 32 anni analizzati. Includere tutti gli anni di SSW nel calcolo della climatologia comporterebbe che più del 50% degli anni considerati nella climatologia includerebbe un SSW. Inoltre, considerando che i tempi di rilassamento radiativo della stratosfera sono relativamente lunghi e che la preparazione del vortice può iniziare da 20 a 50 giorni prima della data di massimo riscaldamento (Baldwin e Holton 1988), con l’eccezione degli SSW che si verificano alla fine di febbraio o marzo, quasi ogni inverno che sperimenta un SSW influenzerebbe la variabilità del vortice che intendiamo isolare nella climatologia a cui confrontiamo gli eventi. Di conseguenza, abbiamo strutturato la nostra serie temporale di climatologia e anomalie come descritto.

In primo luogo, la nostra climatologia include solamente gli anni nei quali non si è verificato alcun riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) durante l’inverno. Pertanto, essa si basa su una media di 14 anni di dati, organizzati in una serie temporale che va da ottobre a marzo, con dati aggiornati ogni sei ore. Per derivare le anomalie rispetto alla climatologia, sottraiamo i dati relativi ai giorni precedenti ogni evento SSW dalla climatologia corrispondente, considerando i giorni stagionalmente equivalenti nella serie temporale. Ad esempio, per l’SSW del 24 febbraio 1984, abbiamo sottratto i giorni precedenti la data di riscaldamento centrale dalla serie temporale del 1984, confrontandoli con i medesimi giorni antecedenti al 24 febbraio nella serie climatologica. Questo processo aiuta a compensare le variazioni stagionali del vortice. Questa procedura viene ripetuta per ogni evento SSW, dopodiché le serie temporali delle anomalie vengono categorizzate a seconda che l’evento sia stato uno split o uno spostamento del vortice. Infine, aggregiamo le anomalie di split e spostamento, generando tre serie temporali distinte: una per tutti gli SSW, una per gli split dei vortici e una per gli spostamenti dei vortici.

È importante notare che in alcuni dei nostri grafici viene mostrato lo strato più alto del modello utilizzato in ogni rianalisi, affinché gli utenti possano avere una visione completa dell’intero ambito della rianalisi. Tuttavia, è necessario prestare attenzione poiché lo strato superiore può contenere valori non realistici a causa di problemi legati al limite superiore del modello; questo aspetto è particolarmente rilevante per i flussi d’onda. Per evitarlo, nei nostri calcoli che comprendono i valori di GWD integrati nella colonna (ad esempio, nelle Figure 6 e 7) o nel confronto dell’importanza relativa della GWD rispetto al flusso di energia potenziale disponibile (EPFD), non includiamo i valori provenienti dallo strato modello più alto.

La tabella presentata riporta un elenco delle date centrali di riscaldamento per 21 eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), documentati nel dataset JRA-25 nel periodo compreso tra il 1980 e il 2011. Questi eventi sono classificati in due categorie: “split” (divisione) e “displacement” (spostamento), contrassegnati rispettivamente dalle lettere “S” e “D”. Questa distinzione è fondamentale per comprendere la natura dell’evento SSW: gli eventi di tipo “split” si riferiscono alla divisione del vortice polare, mentre quelli di tipo “displacement” descrivono uno spostamento del vortice dal suo posizionamento normale. La sistematizzazione di questi dati offre agli scienziati un quadro prezioso per analizzare le tendenze temporali e la frequenza dei diversi tipi di SSW, permettendo di esplorare le loro potenziali implicazioni sul clima e sui modelli meteorologici globali.

3. Analisi Composita

a. Geometria del vortice polare nelle SSW di tipo scissione e spostamento

Le SSW di tipo spostamento si verificano con una frequenza simile durante i mesi invernali e all’inizio della primavera, da dicembre a marzo; al contrario, le SSW di tipo scissione si manifestano prevalentemente nei mesi di gennaio e febbraio (Charlton e Polvani 2007, Figura 2). L’accentuato picco degli eventi di scissione a metà inverno suggerisce l’importanza di un esame approfondito della geometria del vortice in questi mesi rispetto agli altri periodi dell’anno. Con l’avvicinarsi dell’autunno, il vortice assume la forma di un imbuto con un’apertura superiore ampia e una base stretta. Verso la fine di dicembre, si riduce la dimensione della porzione del vortice che si trova nell’alta stratosfera e nella bassa mesosfera, principalmente a causa dell’interruzione delle onde planetarie ai suoi margini (McIntyre e Palmer 1983, 1984). Dato che la sezione basso-stratosferica del vortice rimane sostanzialmente inalterata, il vortice assume un allineamento più verticale (Harvey et al. 2002, Figura 11). Di conseguenza, emerge un interrogativo fondamentale: un vortice più ridotto in superficie e più uniforme in altezza costituisce una condizione geometrica di base che favorisce l’innesco di una SSW di tipo scissione? Con questa questione in mente, analizziamo le differenze nella geometria del vortice tra le SSW di tipo scissione e quelle di tipo spostamento.

La Figura 1 illustra le anomalie dei venti zonali medi zonali compositi per le SSW di tipo scissione e spostamento, registrate 10-20 e 5-10 giorni prima della data del riscaldamento centrale. I venti precedenti alle SSW di tipo spostamento presentano anomalie di debolezza tra circa 50° e 90° al di sotto dei 30 km e tra circa 30° e 90° al di sopra dei 30 km. Questo modello di anomalie è tipico di un vortice debole e ampio, configurato in altezza come un imbuto.

Mentre la potenza del vortice si riduce progressivamente avvicinandosi alla data del riscaldamento centrale, la configurazione verticale a forma di imbuto rimane sostanzialmente stabile nel periodo che precede il riscaldamento.

Al contrario, l’evoluzione temporale della geometria del vortice nelle SSW di tipo scissione mostra variazioni significative sia nella forza che nella struttura orizzontale e verticale. Nelle fasi iniziali del pre-riscaldamento (vedi Figura 1c), il profilo dei venti per le SSW di tipo scissione si presenta notevolmente rinforzato verso il polo sotto i 20 km, e oltre i 20 km a partire da circa 45° di latitudine. Al di sotto di queste latitudini, i venti sono deboli e anomali. In questo stadio iniziale, la struttura del vortice di tipo scissione, simile a quella delle anomalie di spostamento, adotta una forma ampia e a imbuto, ma con un’orientazione opposta. Con l’avvicinarsi della data di riscaldamento centrale, tuttavia, il modello di anomalia del vortice di scissione assume un orientamento più verticale man mano che la sezione superiore stratosferica e quella inferiore mesosferica si riducono. Questa transizione indica un vortice che evolve da una condizione iniziale ampia, forte e a forma di imbuto, a una più stretta e verticalmente allineata. In aggiunta, con l’approssimarsi della data del riscaldamento centrale, le anomalie positive dei venti sul lato polare nel composito dei venti delle SSW di tipo scissione tendono a indebolirsi, come evidenziato in rosso nelle Figure 1c e 1d.

La Figura 1 mostra le anomalie del vento zonale medio, rispetto ai dati climatologici, per le Sudden Stratospheric Warmings (SSWs) di tipo spostamento e scissione. Le anomalie sono rappresentate per due intervalli temporali: 10-20 giorni e 5-10 giorni prima del riscaldamento centrale.

• Pannelli A e B (in alto): Questi pannelli visualizzano le anomalie per le SSW di tipo spostamento, esaminando le variazioni di vento a diverse latitudini e quote.
  • Nel Pannello A (10-20 giorni prima), predominano anomalie negative (blu), indicando venti più deboli rispetto alla media, distribuiti su un’ampia gamma di latitudini e quote.
  • Nel Pannello B (5-10 giorni prima), queste anomalie negative si intensificano e si estendono, soprattutto a latitudini elevate e quote inferiori, segnalando un ulteriore indebolimento dei venti.
• Pannelli C e D (in basso): Questi pannelli mostrano le anomalie per le SSW di tipo scissione.
  • Nel Pannello C (10-20 giorni prima), si osservano anomalie positive (rosse) vicino al polo sotto i 20 km e sopra i 20 km da circa 45° di latitudine, suggerendo venti più forti della media in queste aree.
  • Nel Pannello D (5-10 giorni prima), anche se l’area con anomalie positive si contrae, continua a mostrare un rafforzamento dei venti polari in una configurazione più concentrata verticalmente e a latitudini più alte.

Queste mappe forniscono una visione dettagliata delle modifiche nel vento precedenti un evento di riscaldamento stratosferico, evidenziando differenze significative tra i due tipi di SSW. Le anomalie negative nei pannelli delle SSW di tipo spostamento indicano un indebolimento generale del vortice polare, mentre le anomalie positive nei pannelli delle SSW di tipo scissione rivelano una dinamica più complessa, con rinforzo dei venti verso il polo. Questo contrasto può influenzare la stabilità del vortice e la propensione verso eventi di scissione o spostamento.

La Figura 2 illustra la percentuale di contributo del Drag di Gravità Ondulatorio (GWD) al forzamento totale delle onde, composto da EPFD più GWD, nei 5-30 giorni precedenti la data del riscaldamento centrale, aggregata per tutte le Sudden Stratospheric Warmings (SSWs). Le varie tonalità di grigio sulla mappa di contorno rappresentano diversi livelli di contributo, con le zone più scure che indicano un maggiore apporto di GWD.

• Asse verticale (Altezza in km): Questo asse mostra l’altitudine nella stratosfera fino a circa 55 km, dove viene valutato il contributo del GWD.
• Asse orizzontale (Latitudine): Questo asse copre un intervallo di latitudini da 10° a 80°, spaziando dalle regioni temperate fino a quelle polari.
• Contorni numerici: I contorni sono marcati con numeri che specificano la percentuale di contributo del GWD. Per esempio, le regioni contrassegnate con “50” o “60” mostrano che il GWD rappresenta il 50% o il 60% del forzamento totale delle onde in quelle specifiche aree e quote.

Questa rappresentazione evidenzia un significativo contributo del GWD prevalentemente nelle alte latitudini, in particolare tra i 20 e i 45 km di altitudine. Questa distribuzione offre insight fondamentali per analizzare l’effetto del GWD sulla dinamica stratosferica, che può influenzare direttamente gli eventi di riscaldamento stratosferico. Questa analisi è essenziale per gli studi atmosferici che indagano le interazioni tra le onde atmosferiche e la dinamica del vortice polare.

b. Divergenza del flusso EP e GWD nelle SSW di tipo scissione e spostamento

Prima di analizzare le anomalie di EPFD e GWD per gli SSW di tipo scissione e spostamento, è essenziale comprendere i contributi relativi di ciascun tipo di onda al bilancio totale del forzamento ondoso. La Figura 2 illustra la percentuale del drag totale (somma di EPFD e GWD) fornita dalle onde gravitazionali orografiche nei 30 giorni antecedenti alla data del riscaldamento centrale per tutte i SSW, secondo i dati JRA-25. A latitudini superiori ai 45° e oltre i 30 km di altitudine, il GWD rappresenta dal 15% all’80% del drag ondoso totale accumulato. In particolare, nella regione compresa tra circa 45° e 75° di latitudine e tra i 30 e i 55 km di altitudine, una zona cruciale per la dinamica delle SSW, il GWD contribuisce oltre il 30% del forzamento totale nei dati JRA-25 e oltre il 10% nei dati ERA-Interim (vedi sezione 2). Questo risultato è sorprendente considerando la limitata attenzione dedicata alle onde gravitazionali nella letteratura sulle SSW, nonostante le notevoli eccezioni rappresentate da studi come quelli di Dunkerton e Butchart (1984), Rind et al. (1988), Lawrence (1997), Pawson (1997), Limpasuvan et al. (2007), Birner e Williams (2008), Wang e Alexander (2009), Flury et al. (2010), Thurairajah et al. (2010) e Yamashita et al. (2010). È interessante notare che un andamento simile si verifica anche quando si calcola la percentuale di GWD rispetto alla climatologia.

Le Figure 3a, 3b, 4a e 4b presentano le anomalie composite di EPFD e GWD per i SSW di tipo spostamento, rispettivamente 10-20 e 5-10 giorni prima della data del riscaldamento centrale. Le anomalie di EPFD mostrate nelle Figure 3a e 3b sono coerenti con i modelli attesi dalla teoria della propagazione delle onde planetarie, come descritto da Charney e Drazin nel 1961.

La propagazione delle onde planetarie è direttamente correlata al gradiente meridionale della vorticità potenziale (PV) e inversamente proporzionale all’intensità del vento zonale medio. Nell’alta stratosfera, il canale guida delle onde planetarie è principalmente determinato dal forte gradiente di PV meridionale lungo il margine equatoriale dell’asse verticale del vortice polare (Matsuno 1970; Albers et al. 2013). L’indebolimento del vento zonale medio favorisce un aumento della propagazione verticale delle onde. Di conseguenza, quando l’anomalia del vento zonale si intensifica in negativo e si estende verso il basso, l’anomalia di EPFD si allarga e si estende verticalmente (cfr. Fig. 1a,b e 3a,b).

Parimenti, le anomalie di GWD osservate negli SSW di tipo spostamento riflettono le aspettative basate sulle limitazioni imposte dalla propagazione delle onde. A differenza delle onde planetarie, la propagazione delle onde di gravità è amplificata nelle aree dove il vento zonale è più forte, particolarmente nel nucleo del getto notturno polare, mentre è ridotta nelle zone di vento debole ai lati del nucleo del getto (Duck et al. 1998, 2001; Wang e Alexander 2009). Questo fenomeno si manifesta con una riduzione del GWD nelle aree con vento zonale medio indebolito (cfr. Fig. 1a,b e 4a,b). In generale, la dinamica tra EPFD, GWD e il vento zonale medio evolve in modo piuttosto lineare. Man mano che si avvicina la data del riscaldamento centrale, l’area influenzata da EPFD si espande verso il polo e in direzione verticale, un pattern riconosciuto come caratteristico delle anomalie del vento zonale in discesa dovute all’interazione tra le onde locali e il flusso medio (Kodera et al. 2000; Plumb e Semeniuk 2003; Perlwitz e Harnik 2004). A causa di queste anomalie del vento più deboli, il GWD risulta soppresso per l’intero periodo pre-riscaldamento.

A differenza delle anomalie di spostamento, i campi ondulatori osservati durante le SSW di tipo scissione presentano un pattern nettamente diverso. Nel periodo che va dai 10 ai 20 giorni prima della data di riscaldamento centrale del composito di scissione, si osserva che l’EPFD è debole in modo anomalo a nord dei 55° e forte in modo anomalo a sud di tale latitudine (Fig. 3c). Analogamente, l’anomalia del GWD mostra un modello spaziale simile a quello dell’EPFD, ma con segno opposto (Fig. 4c). Allo stesso modo delle anomalie d’onda di spostamento, ogni anomalia del drag d’onda nelle SSW di tipo scissione può essere correlata alle condizioni di propagazione dell’onda, influenzate dall’anomalia del vento zonale medio (Fig. 1c). In particolare, l’EPFD appare significativamente elevato nelle regioni dove i venti sono deboli, e ridotto nelle zone con venti forti (e viceversa per il GWD). Tuttavia, l’interazione tra onda e flusso medio si evolve in maniera sostanzialmente diversa nel composito dei SSW di tipo scissione. Come evidenziato nella sezione 3a, l’anomalia del vento zonale medio diventa più debole e più concentrata intorno al polo man mano che si avvicina la data del riscaldamento centrale (Fig. 1c,d). Questo cambiamento nel vento è associato a entrambi i tipi di drag d’onda.

Nei 5-10 giorni precedenti la data di riscaldamento centrale, l’anomalia del vento zonale medio mostra una scarsa inclinazione verticale attraverso la stratosfera e la mesosfera inferiore ed è marcatamente forte a nord dei 60° (Fig. 1d). Il rafforzamento dei venti nella regione polare si riflette nelle anomalie di EPFD e GWD, che risultano deboli e forti rispettivamente, estendendosi sopra i 30 km nella regione polare (Fig. 3d e 4d). Le anomalie del drag d’onda evidenziate nelle figure 3 e 4 confermano che onde di scala planetaria e gravitazionale interagiscono con il vortice polare nei giorni e settimane che precedono i SSW di tipo scissione. Ciò solleva interrogativi su come ciascun tipo di onda contribuisca alla riduzione dell’area del vortice nella stratosfera superiore e alla sua riconfigurazione da una forma a imbuto a una più verticalmente allineata, portandoci a esaminare due diversi scenari dinamici proposti come possibili inneschi per i SSW (come discusso nell’introduzione).

lla Figura 3 visualizza le anomalie della divergenza del flusso di Eliassen-Palm (EPFD) relative ai riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSWs) di tipo spostamento e scissione:

Panoramica della Figura 3:

La Figura 3 illustra le variazioni nella divergenza del flusso di Eliassen-Palm (EPFD) da dati climatologici standard, focalizzandosi su due tipologie di eventi di riscaldamento stratosferico: spostamento (displacement) e scissione (split). Le anomalie sono rappresentate in due distinti intervalli temporali prima della data del riscaldamento centrale: 10-20 giorni e 5-10 giorni.

Dettaglio dei Pannelli:

• Pannelli A e B (parte superiore): Questi pannelli mostrano le anomalie per le SSW di tipo spostamento. Le anomalie sono codificate in colore, con il blu che indica valori negativi (divergenza del flusso di EP più debole della media, indicativa di un minor forzamento delle onde sulla dinamica atmosferica) e il rosso che indica valori positivi (divergenza del flusso di EP più forte, indicativa di un forzamento ondulatorio intensificato).
• Pannelli C e D (parte inferiore): Questi pannelli documentano le anomalie per le SSW di tipo scissione. Anche qui, il colore varia da blu a rosso a seconda dell’intensità e direzione dell’anomalia rispetto alla norma climatologica.

Interpretazione Scientificamente Coerente:

Le mappe in Figura 3 forniscono una chiara visualizzazione di come le variazioni nella divergenza del flusso di EP possono influenzare e caratterizzare i differenti tipi di eventi SSW. Per le SSW di tipo spostamento, le anomalie tendono a mostrare un cambiamento significativo nella forza del forzamento ondulatorio a seconda della latitudine e dell’altitudine, mentre per quelle di tipo scissione, i modelli di anomalie suggeriscono dinamiche ondulatorie diverse, spesso contrapposte in segno rispetto al tipo spostamento.

Queste osservazioni sono cruciali per comprendere le interazioni tra le onde atmosferiche e la dinamica del vortice polare, specialmente nei periodi che precedono il riscaldamento centrale. Analizzare tali pattern di divergenza aiuta i ricercatori a decifrare i meccanismi sottostanti che guidano questi potenti fenomeni atmosferici e il loro impatto sulla circolazione stratosferica globale. In sintesi, la Figura 3 offre una finestra essenziale sulle forze dinamiche all’opera nei giorni che conducono a un SSW, fornendo spunti significativi per la previsione e l’analisi di questi eventi influenzali sulla meteorologia a scala più ampia.

La Figura 4 mostra le anomalie del Drag di Gravità Ondulatorio (GWD) associate a due tipi di Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSWs): di tipo spostamento e scissione.

Analisi della Figura 4:

La Figura 4 suddivide le anomalie di GWD in quattro pannelli, ciascuno rappresentando un intervallo temporale specifico prima della data del riscaldamento centrale:

• Pannelli A e B (parte superiore): Illustrano le anomalie di GWD per le SSW di tipo spostamento, misurate 10-20 giorni (Pannello A) e 5-10 giorni (Pannello B) prima del riscaldamento centrale. Questi pannelli evidenziano un aumento delle anomalie positive man mano che ci si avvicina alla data del riscaldamento, suggerendo un incremento nell’influenza delle onde gravitazionali sul vortice polare.
• Pannelli C e D (parte inferiore): Presentano le anomalie di GWD per le SSW di tipo scissione, anch’esse rilevate 10-20 giorni (Pannello C) e 5-10 giorni (Pannello D) prima del riscaldamento centrale. Rispetto ai pannelli superiori, questi mostrano un quadro più variabile, con un misto di anomalie positive e negative nel Pannello C, che si sposta verso predominanti anomalie negative nel Pannello D, indicando una diminuzione dell’effetto delle onde gravitazionali immediatamente prima del riscaldamento.

Interpretazione delle Anomalie:

I colori utilizzati nei pannelli, dal blu al rosso, indicano rispettivamente anomalie negative e positive. Le anomalie negative (blu) segnalano una riduzione del GWD rispetto alla norma, che potrebbe riflettere una minore efficacia delle onde gravitazionali nel frenare il flusso atmosferico. Al contrario, le anomalie positive (rosso) denotano un aumento del GWD, implicando un’intensificazione dell’interazione delle onde gravitazionali con il flusso atmosferico.

Considerazioni Sulla Dinamica Atmosferica:

Queste mappe forniscono una visione cruciale delle dinamiche che precedono un SSW. Variazioni significative nel GWD possono indicare modifiche sostanziali nelle interazioni tra onde gravitazionali e il vortice polare, influenzando così la struttura e l’intensità del riscaldamento stratosferico. Questi dati sono fondamentali per comprendere i meccanismi sottostanti che regolano il comportamento del vortice polare e per anticipare le potenziali ripercussioni sulla circolazione atmosferica globale durante eventi di SSW.

4. Precondizionamento del vortice e scenari di innesco del SSW

L’interpretazione dei nostri risultati dipende dalla comprensione del modo in cui la rottura delle onde planetarie e gravitazionali può influenzare la geometria del vortice, come mostrato nella Figura 1, e di come questi cambiamenti siano correlati alla formazione di intensi gradienti meridionali di vorticità potenziale (PV) e delle linee critiche coinvolti nei due scenari di innesco del SSW illustrati nell’introduzione. Considerando la difficoltà nel visualizzare esattamente come i due tipi di onde interagiscano per guidare l’evoluzione del vortice nel periodo pre-riscaldamento, iniziamo esaminando come eventi ideali di rottura delle onde planetarie e gravitazionali possano influenzare, singolarmente e insieme, le distribuzioni del vento zonale medio e della vorticità meridionale. Proseguiremo con una panoramica sulla risonanza e una descrizione delle caratteristiche delle onde e del vortice che ci permettono di distinguere un SSW innescato dalla risonanza da quello provocato da un’iniezione anomala di attività ondulatoria proveniente dalla troposfera. I lettori che sono già a conoscenza dei principi di precondizionamento e della risonanza dei modi esterni e interni possono proseguire alla sezione 5.

a. Precondizionamento del vortice

La rottura delle onde planetarie è intrinsecamente regolata dalla dinamica della vorticità potenziale (PV). Tuttavia, l’equazione della vorticità barotropica conserva elementi fondamentali della fisica necessaria per comprendere gli impatti di tale rottura sul vortice polare, come illustrato da Juckes e McIntyre nel 1987. Seguendo un approccio simile a quello proposto da McIntyre nel 1982, adottiamo l’inversione della vorticità barotropica come strumento qualitativo per interpretare e collegare le evoluzioni di vento e drag ondulatorio osservate nelle nostre analisi composite al SSW del 2009.

Il nostro punto di partenza è l’ipotesi che lo stato base “climatologico” della stratosfera prima di un SSW sia caratterizzato da un vortice polare relativamente non perturbato, con un massimo del getto esteso situato intorno ai 55°, come descritto da Labitzke nel 1981 (Fig. 4c). Un vortice di tale natura, privo di un margine netto, presenta un gradiente di PV con una pendenza uniforme tra le regioni subtropicali e polari. Questo contesto è illustrato nelle Figure 5a e 5b, che mostrano profili idealizzati della vorticità assoluta climatologica e del vento zonale medio (rappresentati con linee tratteggiate), dove il profilo della vorticità è derivato da quello dei venti.

L’assenza di un picco marcato nel gradiente meridionale di PV indica che non si formerà un efficace corridoio guida per le onde planetarie verso le regioni polari. Inoltre, a causa della curvatura terrestre, le onde planetarie tenderanno a deviare verso l’equatore mentre si propagano dall’atmosfera troposferica verso la stratosfera inferiore e media, come evidenziato nei lavori di Dunkerton et al. nel 1981 e Hoskins e Karoly nel 1981. In questo contesto, il concetto tradizionale di precondizionamento del vortice prende avvio con la rottura di un’onda planetaria nella zona surf extratropicale, situata al confine esterno del vortice.

Quando un’onda planetaria si rompe nella zona surf, avviene una significativa miscelazione quasi orizzontale. Questo processo mescola l’aria ad alta e bassa vorticità potenziale (PV) verso sud e nord, rispettivamente. Come illustrato nelle Figure 5a e 5b, questo studio esamina i profili di vento e vorticità assoluta prima e dopo un evento di rottura dell’onda planetaria idealizzato, con i dettagli del calcolo delle perturbazioni di vento e vorticità spiegati nell’appendice. Durante questo processo, il gradiente meridionale di PV lungo il perimetro esterno del vortice diventa meno definito a causa della miscelazione, mentre l’aria ad alta PV nel nucleo del vortice rimane sostanzialmente stabile. Il risultato è un’affilatura del margine del vortice, con un aumento del gradiente meridionale di PV e uno spostamento verso il polo del nucleo del getto e del punto di massimo gradiente di PV.

Questa trasformazione ha tre impatti significativi sulla guida delle onde planetarie successive:

1. Guida verticale delle onde: Le onde planetarie sono dirette lungo l’asse verticale del vortice polare, dove il gradiente meridionale di PV è più accentuato, come descritto da Palmer (1981, 1982) e Karoly e Hoskins (1982). Un impulso ondulatorio che accentua il margine del vortice facilita la guida delle onde verso l’alto nella stratosfera, piuttosto che permettere loro di deviare verso l’equatore non appena raggiungono la stratosfera inferiore.
2. Dominanza del gradiente di PV: Avvicinandosi al polo, il termine del gradiente di PV nell’indice di rifrazione tende a prevalere su quello della geometria del numero d’onda. In condizioni normali, questo fenomeno di defocalizzazione impedisce alle onde di propagarsi verso il polo e di rompersi ad alte latitudini, come notato da McIntyre (1982). Tuttavia, un evento ondulatorio che sposta verso il polo il getto notturno polare e il gradiente di PV affilato può contrapporre questo equilibrio, facilitando la focalizzazione delle attività ondulatorie verso il polo.
3. Riduzione delle dimensioni del vortice: Con il vortice più vincolato intorno al polo, si riducono sia le sue dimensioni che il momento di inerzia. Questo aumenta la capacità di un evento ondulatorio di data magnitudine di causare significative perturbazioni del vortice, potenzialmente innescando un SSW.

In sintesi, l’evento ondulatorio precursore modifica la circolazione atmosferica di base in modo tale da concentrare fortemente le onde successive verso un vortice polare più piccolo e meno massiccio.

Diverse caratteristiche importanti riguardanti la risposta del vento emergono quando si considerano le perturbazioni causate dalla rottura delle onde gravitazionali. Le Figure 5c e 5d mostrano i profili di vento e di vorticità assoluta prima e dopo un evento idealizzato di rottura di un’onda gravitazionale. La Figura 5f, invece, illustra il profilo iniziale del vento (linea tratteggiata) e il profilo del vento risultante dagli effetti combinati delle perturbazioni delle onde planetarie e gravitazionali (linea continua). Per riferimento, è anche rappresentato il profilo del vento per la sola perturbazione di rottura dell’onda planetaria (linea tratteggiata-punteggiata).

La perturbazione della miscelazione della vorticità dovuta alla rottura dell’onda planetaria aumenta la velocità del massimo del getto e sposta questo massimo verso il polo. Quando si considera la perturbazione dell’onda gravitazionale, la velocità massima del vento nel getto diminuisce e il getto si sposta ulteriormente verso il polo. Questo implica che, man mano che si accumula il drag ondulatorio combinato dovuto ai due tipi di onde mentre ci si avvicina alla data del riscaldamento centrale, ci aspettiamo che:

1. Il drag ondulatorio di entrambi i tipi di onde vincoli sistematicamente il vortice intorno al polo e affini il gradiente meridionale di PV.
2. La velocità del vento del vortice a nord della zona surf sia determinata dalla combinazione del drag ondulatorio di ciascun tipo di onda, con la rottura dell’onda planetaria che accelera il getto e il GWD che lo decelera.

In senso generale, l’evoluzione del vortice descritta è evidente nelle anomalie del vento zonale del SSW di tipo scissione mostrate in precedenza. In particolare, le Figure 1c e 1d mostrano che, man mano che si avvicina la data del riscaldamento centrale per i SSW di tipo scissione, il vortice diventa più confinato intorno al polo e l’anomalia della velocità del vento a nord della zona surf si indebolisce. Come descritto sopra, la diminuzione dell’area del vortice potrebbe essere dovuta alla rottura di entrambi i tipi di onde. Tuttavia, la diminuzione della velocità del vento a nord della zona surf è coerente con il GWD piuttosto che con la rottura dell’onda planetaria, almeno nel contesto della dinamica barotropica semplificata.

I concetti di precondizionamento del vortice appena descritti rappresentano un modo particolarmente efficace per generare il forte traino dell’onda planetaria necessario per innescare un SSW attraverso lo scenario di attività ondulatoria troposferica anomala delineato nell’introduzione. Tuttavia, la formazione di una guida d’onda verticale affilata è anche una geometria del vortice favorevole per la risonanza; delineiamo i principi di base di questo concetto qui di seguito.

Descrizione della Figura 5:

La Figura 5 mostra i profili idealizzati di vorticità assoluta e vento zonale, sia in condizioni climatologiche sia perturbate, associati alla rottura delle onde planetarie e gravitazionali, sia singolarmente che combinate. I pannelli sono suddivisi come segue:

• Pannelli a) e b): Illustrano i profili di vorticità assoluta (a sinistra) e vento zonale (a destra) prima e dopo un evento idealizzato di rottura di un’onda planetaria.
  • Linee tratteggiate: Rappresentano i profili climatologici del vento e della vorticità assoluta.
  • Linee continue: Indicano i profili perturbati del vento e della vorticità assoluta dopo la rottura dell’onda.
  • Linee punteggiate: Denotano le perturbazioni effettive del vento e della vorticità.
• Pannelli c) e d): Mostrano i profili di vorticità assoluta (a sinistra) e vento zonale (a destra) prima e dopo un evento idealizzato di rottura di un’onda gravitazionale.
  • Linee tratteggiate: Profili climatologici del vento e della vorticità assoluta.
  • Linee continue: Profili perturbati del vento e della vorticità assoluta dopo la rottura dell’onda.
  • Linee punteggiate: Perturbazioni effettive del vento e della vorticità.
• Pannelli e) e f): Presentano i profili di vorticità assoluta (a sinistra) e vento zonale (a destra) risultanti dalla combinazione delle perturbazioni dovute alla rottura di onde planetarie e gravitazionali.
  • Linee tratteggiate: Profili climatologici del vento e della vorticità assoluta.
  • Linee continue: Profili combinati del vento e della vorticità assoluta dopo la rottura delle onde.
  • Linee tratteggiate-punteggiate: Profili del vento e della vorticità perturbati dalle onde planetarie per riferimento (identici alle linee continue nei pannelli a) e b)).

Interpretazione dei Risultati:

• Effetti della rottura delle onde planetarie: Nei pannelli a) e b), le perturbazioni aumentano la velocità massima del getto e spostano il massimo del getto verso il polo, mostrando come la miscelazione della vorticità causata dalle onde planetarie influenzi il vortice polare.
• Effetti della rottura delle onde gravitazionali: Nei pannelli c) e d), le perturbazioni delle onde gravitazionali riducono la velocità massima del getto e spostano ulteriormente il getto verso il polo. Questo indica come le onde gravitazionali possano influenzare la struttura e la dinamica del vortice polare in modo diverso rispetto alle onde planetarie.
• Effetti combinati delle onde planetarie e gravitazionali: Nei pannelli e) e f), i profili mostrano gli effetti combinati delle perturbazioni delle onde planetarie e gravitazionali. L’accumulo di drag ondulatorio dovuto ai due tipi di onde vincola sistematicamente il vortice intorno al polo e affina il gradiente meridionale di PV. La velocità del vento nel vortice a nord della zona surf è determinata dalla combinazione del drag ondulatorio di ciascun tipo di onda, con la rottura delle onde planetarie che accelera il getto e il drag delle onde gravitazionali (GWD) che lo decelera.

In sintesi, la Figura 5 illustra come le perturbazioni dovute alla rottura delle onde planetarie e gravitazionali influenzano i profili di vorticità assoluta e vento zonale, sia singolarmente che combinati, e come questi effetti possono modificare la struttura del vortice polare man mano che ci si avvicina alla data di riscaldamento centrale.

b. Risonanza delle onde di Rossby in modalità esterna e interna

L’ipotesi che la risonanza possa innescare un riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) risale a Clark nel 1974, ed è stata ampiamente discussa da numerosi autori successivi, tra cui Tung e Lindzen nel 1979, Plumb nel 1981, Haynes nel 1985, Smith e Avery nel 1987, Smith nel 1989, Esler e Scott nel 2005, e Matthewman ed Esler nel 2011. Esistono fondamentalmente due tipi di risonanza rilevanti per i SSW. Il primo tipo implica l’interazione risonante tra una modalità normale esterna (barotropica) di un’onda di Rossby e un’onda di Rossby quasi-stazionaria. Il secondo tipo riguarda l’interazione tra una modalità normale interna di un’onda di Rossby in movimento, secondo lo spettro di Charney-Drazin, e un’onda quasi-stazionaria. Entrambi i tipi di risonanza si basano sulla crescita non lineare dell’ampiezza dell’onda per innescare un SSW, ma richiedono configurazioni vorticose leggermente diverse: il primo tipo coinvolge un’onda di bordo che non si propaga verticalmente (la modalità esterna), mentre il secondo coinvolge un’onda che si propaga verticalmente (la modalità interna).

Le onde di Rossby esterne possono emergere in due contesti distinti, che differiscono per la fonte della loro struttura nodale orizzontale. Il primo caso è una modalità esterna locale in cui una perfetta guida d’onda verticale fornisce la struttura nodale orizzontale, un concetto proposto da Matthewman ed Esler nel 2011, che hanno simulato tale guida d’onda con un netto aumento gradino della PV tra la zona surf e l’interno del vortice polare. Il secondo caso riguarda un’onda di Rossby esterna che emerge come una modalità normale globale, dove i poli terrestri forniscono la struttura nodale orizzontale.

In un’atmosfera isotermica priva di smorzamento delle onde e in rotazione uniforme, l’equazione delle maree di Laplace fornisce soluzioni per onde di Rossby globali che sono modalità barotropiche esterne, note come modi di Hough. Questi modi presentano una crescita esponenziale dell’ampiezza con l’altezza a causa degli effetti della densità, ma hanno inclinazione di fase verticale nulla, il che fa sì che la loro densità energetica decada esponenzialmente con la distanza dalla superficie terrestre. Pertanto, possiedono la struttura verticale di un’onda di bordo e sono analoghi ai modi di Lamb. L’importanza potenziale di queste onde nella dinamica dei SSW è stata riconosciuta fin dai tempi di Deland nel 1970. L’introduzione di smorzamento delle onde e di irregolarità nei campi di vento e temperatura modifica aspetti cruciali della struttura delle onde di Rossby esterne, influenzando la loro risposta attraverso l’abbassamento, lo spostamento e l’allargamento della stessa (Salby 1981a, b, 1984). Sebbene l’energia di queste onde sia prevalentemente contenuta entro i primi tre o quattro strati scalari dell’atmosfera, la crescita esponenziale dell’ampiezza dell’onda con l’altezza implica che le irregolarità nei campi medi al di sopra della troposfera possano avere conseguenze significative per il modo in cui queste onde si manifestano nella stratosfera.

A differenza di un SSW influenzato dall’eccitazione risonante delle onde di Rossby esterne, le onde di Rossby interne tendono a irradiare efficacemente la loro energia verso l’alta stratosfera e la mesosfera in condizioni climatiche normali. Il forte smorzamento presente nell’alta stratosfera rende difficile ottenere ampiezze d’onda sufficienti per innescare un SSW. Pertanto, un SSW associato a risonanza in modalità interna richiede la presenza di una cavità d’onda trilaterale che trattiene l’energia dell’onda all’interno della stratosfera. Questa cavità è caratterizzata da due linee critiche verticali, una situata nelle medie latitudini e l’altra nelle regioni polari, e una terza linea critica che si estende orizzontalmente attraverso l’alta stratosfera.

Nonostante l’ideale formazione di una cavità d’onda perfetta sia improbabile nell’atmosfera terrestre, si può comunque prevedere una risposta risonante più intensa man mano che la cavità diventa meno permeabile.

Sebbene le risonanze in modalità interna ed esterna richiedano leggermente diverse configurazioni geometriche del vortice, entrambe manifestano segnali di flusso EP verticale quasi identici. In pratica, sotto entrambe le condizioni, i flussi EP verticali mostrano un’inclinazione di fase verticale quasi nulla. La mancanza di inclinazione verticale per un’onda esterna deriva dal suo essere un’onda di bordo, come discusso in precedenza. Nel caso della risonanza in modalità interna, ci si aspetta una minima inclinazione verticale a causa della riflessione dell’onda all’interno della cavità, che porta alla formazione di un modello di onda stazionaria.

Nonostante sia difficile distinguere tra i due tipi di risonanza a causa della mancanza di inclinazione di fase verticale, questa caratteristica ci permette di identificare un SSW innescato dalla risonanza rispetto all’iniezione di attività ondulatoria anomala dalla troposfera. Questa distinzione nell’inclinazione di fase verticale sarà ulteriormente esplorata nella prossima sezione mentre analizziamo il SSW diviso del 2009.

SSW di tipo scissione, gennaio 2009
Il SSW di tipo scissione verificatosi il 24 gennaio 2009 rappresenta l’evento di riscaldamento più intenso e prolungato mai registrato (Manney et al. 2009), caratterizzato da un’accentuata attività delle onde di gravità precedentemente alla data del riscaldamento centrale (Thurairajah et al. 2010; Yamashita et al. 2010; Limpasuvan et al. 2011). Di conseguenza, risulta poco sorprendente che Kim e Flatau (2010) abbiano identificato una elevata sensibilità nella previsione a ritroso del SSW 2009 rispetto alla modalità di parametrizzazione delle onde di gravità nel loro modello. In particolare, hanno osservato che alcune schematizzazioni del Gradiente del Vento Orografico (GWD) incrementavano l’attività delle onde planetarie prima del SSW, mentre l’adozione di altri schemi annullava completamente l’evento. Alla luce di tali risultati e considerando l’ampia analisi del riscaldamento del 2009 presente nella letteratura scientifica (ad esempio, Manney et al. 2009; Harada et al. 2010; Coy et al. 2011; Wang et al. 2011; Ayarzaguena et al. 2011), il SSW del 2009 si rivela un eccellente caso di studio per investigare le interazioni tra onde di gravità, onde planetarie e i due meccanismi di innesco degli SSW delineati nell’introduzione.
L’analisi si concentra sul periodo di pre-riscaldamento, che inizia circa un mese prima della data centrale di riscaldamento del SSW, il 24 gennaio 2009. L’evoluzione delle caratteristiche del vortice e delle onde durante questo lasso di tempo è segmentata in intervalli di 5-10 giorni, selezionati in corrispondenza di picchi di attività delle onde planetarie e gravitazionali. Successivamente, si valuta l’effetto di ciascun impulso di trascinamento delle onde analizzando l’evoluzione della forma del vortice, tramite i cambiamenti nei contorni dell’altezza geopotenziale nella stratosfera superiore e l’evoluzione del gradiente meridionale di Potenziale di Vorticità (PV) e dell’indice rifrattivo quasi-geostrofico sferico. Per la GWD, sono incluse le analisi basate su dati ricavati sia da JRA-25 sia da ERA-Interim (Figg. 6 e 7). La forte consistenza spazio-temporale del pattern di GWD rilevato nei set di dati di ri-analisi conferma l’ipotesi che la GWD svolga un ruolo sistematico sia nelle fasi di pre-riscaldamento sia di innesco dello SSW.

Utilizzando l’approssimazione quasi-geostrofica, O’Neill e Youngblut (1982) hanno descritto la relazione di dispersione per le onde planetarie che variano lentamente, in una configurazione sferica, secondo l’approccio di Wentzel-Kramers-Brillouin (WKB). La formula include termini per il vento zonale medio, la densità in coordinate di log-pressione, la latitudine, il raggio della Terra, il parametro di Coriolis, la frequenza di flottazione e l’altezza scala. Inoltre, definisce il gradiente medio zonale del Potenziale di Vorticità quasi-geostrofico, oltre alla frequenza dell’onda, alla velocità di fase, e ai numeri d’onda meridionali, zonali e verticali.

I grafici dell’indice rifrattivo sono basati sul numero d’onda planetario zonale quantizzato pari a 2, con una frequenza di 0,04 cicli per giorno, equivalente a un’onda in movimento di 20 giorni con una velocità di fase di circa 1,6 m/s a 60°N. La scelta di un periodo di 20 giorni è in linea con lo studio di Smith (1989) sulla risonanza del modo interno, anche se è noto che durante l’inverno boreale esistono onde viaggianti con periodi variabili tra 4 e 25 giorni.

L’analisi inizia esaminando il periodo di 5 giorni dal 22 al 26 dicembre, selezionato perché durante questo lasso di tempo il vortice era circolare e relativamente indisturbato, presentava un debole gradiente meridionale di Potenziale di Vorticità, e di conseguenza mostrava un’insufficiente guida d’onda dalla troposfera verso l’interno della stratosfera extratropicale. Il gradiente di Potenziale di Vorticità e l’indice rifrattivo sono stati mediati sull’intero periodo di 5 giorni per ridurre le variazioni giornaliere, mentre i contorni dell’altezza geopotenziale sono stati illustrati più verso la fine del periodo. Un metodo simile di mediazione e rappresentazione grafica è stato applicato anche per i periodi successivi.

Durante i successivi 10 giorni, dal 27 dicembre al 5 gennaio, si è osservato un impulso iniziale debole dell’onda planetaria 1, seguito da un impulso leggermente più forte dell’onda planetaria 2.

Nel periodo in questione, la forza di trascinamento effettiva delle onde planetarie (EPFD), osservata tra i 45° e i 75° di latitudine, è stata rilevata nella stratosfera superiore, variando tra i 35 e i 45 km di altitudine. Contestualmente, si è verificato un notevole incremento della Dissipazione del Gradiente del Vento Orografico (GWD), che ha rappresentato circa il 40% del trascinamento totale delle onde, distribuito tra i 15 e i 48 km e tra i 45° e i 75° di latitudine. La Figura 6b illustra l’evoluzione temporale dei contorni di altezza geopotenziale nella stratosfera superiore, sovrapposta alla GWD integrata in altezza. Le aree più estese di GWD in questa figura sono classificate come eventi 2σ, mentre quasi tutti i valori di GWD nelle Figure 6c e 6d superano questa soglia.

I risultati combinati delle pulsazioni di EPFD e GWD nella prima metà del periodo sono evidenti già dal 30 dicembre, e includono diverse caratteristiche rilevanti per la nostra analisi sull’erosione del vortice e sull’acuirsi del getto stratosferico (sezione 4a). Per esempio, il confronto tra i contorni di altezza geopotenziale del 25 e del 30 dicembre rivela un significativo restringimento dei contorni sopra gran parte dell’Asia e dell’Europa. Questo restringimento ai bordi del vortice è il risultato degli effetti combinati dell’erosione del vortice dovuta alla filamentazione del Potenziale di Vorticità a seguito dell’amplificazione dell’onda planetaria 1 sopra l’Asia centrale e della GWD al nucleo del getto del vortice.

L’implicazione di questo affinamento dei bordi del vortice sulla propagazione delle onde planetarie è ulteriormente chiarita dal confronto tra il gradiente meridionale di Potenziale di Vorticità e l’indice rifrattivo, mediati per i primi due periodi. Le variazioni nella forza e nell’orientamento del gradiente di PV indicano due adattamenti strutturali del vortice. Innanzitutto, si osserva un notevole incremento nella forza del gradiente di PV, associato all’effetto di acuimento del getto dovuto ai due tipi di trascinamento delle onde. Inoltre, l’orientamento dell’asse del getto di vento zonale medio si verticalizza significativamente entro il 5 gennaio. Questo allineamento verticale è coerente con le osservazioni di SSW di tipo scissione che mostrano una transizione da un vortice largo e a forma di imbuto a un vortice più ristretto e verticalmente orientato.

Le modifiche nella struttura del vento e del gradiente di PV determinano due variazioni nell’indice rifrattivo. L’aumento nella forza del gradiente di PV, in particolare attorno ai 65°N, intensifica l’indice rifrattivo all’interno del nucleo della guida d’onda planetaria tra i 50° e i 70°N. Inoltre, si inizia a delineare una cavità d’onda tripartita, delimitata da una regione verticalmente orientata di indice rifrattivo negativo tra i 12 e i 35 km, centrata vicino ai 45°N, e da una linea critica orizzontale estesa tra circa i 50° e i 70°N a 45 km di altitudine.

Nel periodo di 5 giorni dal 6 al 10 gennaio, l’attività delle onde planetarie nella stratosfera è stata praticamente assente (come illustrato nella Figura 10), rendendo così l’ampio impulso di Dissipazione del Gradiente del Vento Orografico (GWD) (mostrato nella Figura 6c) responsabile quasi per intero del trascinamento delle onde per questo lasso di tempo. Gli effetti netti della GWD sono chiaramente visibili sia nei contorni dell’altezza geopotenziale alla conclusione del periodo sia nei gradienti meridionali di Potenziale di Vorticità (PV) e nell’indice rifrattivo. In particolare, i contorni di altezza geopotenziale (Figura 6c) rivelano una notevole contrazione dell’area del vortice polare, ora fortemente compresso sopra il polo. Questo fenomeno si riflette anche in un aumento sostanziale e quasi perfettamente verticale del gradiente di PV (Figura 9a).

Questo preciso allineamento verticale del gradiente di PV, assieme all’asse del getto della notte polare (non mostrato), rappresenta un elemento distintivo della geometria del vortice osservata nei compositi dei SSW scissi (Figure 1c, d).

I cambiamenti nel gradiente di PV a seguito dell’impulso di GWD si manifestano anche nell’indice rifrattivo, indicando un potenziamento delle condizioni favorevoli alla propagazione delle onde all’interno della guida d’onda stratosferica, centrata intorno ai 60°N (Figura 9b). Inoltre, la linea critica orizzontale è discesa fino a circa 40 km di altitudine, un valore che diversi studiosi hanno identificato come l’altezza critica necessaria per la risonanza efficace dei modi d’onda interni (Plumb 1981; Smith 1989).

Mentre la regione di indice rifrattivo negativo, verticalmente orientata tra i 40° e i 50°N, non raggiunge più altitudini elevate come cinque giorni prima, la porzione tra i 15 e i 25 km si è spostata poleward di circa 5°. Questo spostamento verso il polo della regione negativa dell’indice rifrattivo risulta più significativo della diminuzione della sua estensione verticale, considerando la forte predisposizione delle onde planetarie a curvarsi verso l’equatore nella stratosfera inferiore in assenza di una linea critica verticale (Dunkerton et al. 1981; McIntyre 1982). In conclusione, per il 10 gennaio, esistono solide evidenze che supportano la formazione di una robusta cavità trilaterale per le onde planetarie interne che si propagano verticalmente.

Entro il 15 gennaio, il gradiente meridionale di Potenziale di Vorticità (Figura 9c) e la cavità trilaterale per onde (Figura 10h) hanno subito un notevole indebolimento. Tuttavia, questo apparente indebolimento della cavità può essere fuorviante, dato che in questa fase del periodo di pre-riscaldamento il vortice è marcatamente non zonale, rendendo le misure diagnostiche basate sulla media zonale, come l’indice rifrattivo, meno affidabili nella descrizione della propagazione delle onde (Palmer e Hsu 1983; Mahlman 1969). Nonostante ciò, il periodo tra il 10 e il 15 gennaio è segnato da un’intensa Dissipazione del Gradiente del Vento Orografico (Figura 6d) e dall’attività dell’onda planetaria 2 (Figura 10b), con il vortice che sembra essere nelle fase iniziali di scissione (Figura 6d).

La figura rappresenta una serie di contorni di altezza geopotenziale a 44 km, visualizzati in quattro momenti distinti: il 25 dicembre 2008, il 30 dicembre 2008, il 10 gennaio 2009 e il 15 gennaio 2009. Questi contorni sono uniformemente rappresentati attraverso tutti i pannelli per facilitare comparazioni dirette. Oltre ai contorni geopotenziali, sono sovrapposte le misurazioni della Dissipazione del Gradiente del Vento Orografico (GWD) ottenute dal dataset JRA-25, espressa in metri al secondo per giorno (m s^-1 day^-1). Questi dati di GWD sono aggregati sia per altezza, tra i 15 e i 48 km, sia per periodo temporale specifico per ciascun pannello.

Dettagli sui pannelli:

• Pannello (a) 25 dicembre 2008: Mostra i contorni di altezza geopotenziale senza ulteriori dati sovrapposti, servendo come riferimento iniziale.
• Pannello (b) 30 dicembre 2008: I contorni sono integrati con i dati di GWD raccolti dal 27 al 31 dicembre 2008, evidenziando l’interazione tra la dissipazione del vento e la struttura del vortice.
• Pannello (c) 10 gennaio 2009: Visualizza la GWD accumulata tra il 6 e il 10 gennaio 2009, offrendo una visione dell’impatto della dissipazione su altezze geopotenziali e dinamiche del vortice durante questo intervallo.
• Pannello (d) 15 gennaio 2009: Presenta la GWD dal 11 al 15 gennaio 2009, mostrando ulteriori evoluzioni o modifiche al vortice.

Questa rappresentazione permette di osservare l’influenza della GWD sulle caratteristiche del vortice polare e sulla struttura dell’atmosfera ad alta quota, evidenziando come variazioni localizzate nella dissipazione del vento possano avere impatti significativi sulla morfologia e sulla dinamica del vortice stesso. Le aree colorate indicano regioni di intensa GWD, suggerendo zone di maggiore interazione tra la dissipazione del vento e le onde atmosferiche circostanti.

La figura in questione illustra i contorni di altezza geopotenziale a 44 km di quota, misurati in quattro date specifiche: il 25 dicembre 2008, il 30 dicembre 2008, il 10 gennaio 2009 e il 15 gennaio 2009. Per facilitare il confronto tra le diverse date, i contorni geopotenziali sono rappresentati uniformemente in tutti i pannelli.

Oltre ai contorni geopotenziali, ciascun pannello include una sovrapposizione dei dati di Dissipazione del Gradiente del Vento Orografico (GWD), ottenuti dal dataset ERA-Interim e espressi in metri al secondo per giorno (m s^-1 day^-1). Questi dati di GWD sono calcolati aggregando le misure sia in altezza, tra i 15 e i 48 km, sia nel tempo, per gli intervalli specificati nei diversi pannelli:

• Pannello (a) 25 dicembre 2008: Presenta solo i contorni di altezza geopotenziale, senza sovrapposizioni di GWD.
• Pannello (b) 30 dicembre 2008: Mostra la GWD aggregata tra il 27 e il 31 dicembre 2008.
• Pannello (c) 10 gennaio 2009: Illustra la GWD accumulata dal 6 al 10 gennaio 2009.
• Pannello (d) 15 gennaio 2009: Espone la GWD raccolta dall’11 al 15 gennaio 2009.

Le aree colorate indicano la localizzazione e l’intensità della GWD nei diversi periodi, offrendo una visione diretta di come questa variabile influenzi le altezze geopotenziali e interagisca con la struttura e la dinamica del vortice polare e altre caratteristiche atmosferiche significative. Questa rappresentazione è cruciale per comprendere l’effetto delle variazioni nella dissipazione del vento sulla configurazione della circolazione atmosferica globale.

La figura presenta due insiemi di dati analitici per due periodi distinti: dal 22 al 26 dicembre e dal 27 dicembre al 5 gennaio. Questi dati sono visualizzati in quattro pannelli distinti e comprendono il gradiente meridionale di Potenziale di Vorticità (PV) e l’indice rifrattivo al quadrato, entrambi calcolati per ciascuno dei due periodi.

• Pannello (a): Visualizza il gradiente meridionale di PV, mediato nel tempo, per il periodo dal 22 al 26 dicembre.
• Pannello (b): Espone l’indice rifrattivo al quadrato per lo stesso intervallo temporale, dal 22 al 26 dicembre.
• Pannello (c): Mostra il gradiente meridionale di PV, mediato nel tempo, per il periodo dal 27 dicembre al 5 gennaio.
• Pannello (d): Illustra l’indice rifrattivo al quadrato per il periodo dal 27 dicembre al 5 gennaio.

In tutti e quattro i pannelli, i valori sono stati moltiplicati per il quadrato del raggio terrestre. Questa normalizzazione rende l’indice rifrattivo adimensionale, facilitando confronti obiettivi tra periodi e regioni diverse, e conferisce al gradiente di PV le unità di misura in metri al secondo. Questo approccio è essenziale per garantire che le analisi siano confrontabili e coerenti su scala globale.

Queste rappresentazioni grafiche sono strumentali per analizzare la variabilità del gradiente di PV e dell’indice rifrattivo in funzione della latitudine e dell’altitudine nel corso del tempo, fornendo insight significativi sulla dinamica delle onde atmosferiche. Un gradiente di PV marcato, per esempio, può indicare zone di intensa attività atmosferica, mentre l’indice rifrattivo offre informazioni sulle condizioni di propagazione delle onde atmosferiche nelle aree studiate, evidenziando come queste variabili influenzino la circolazione atmosferica complessiva e la trasmissione energetica nell’atmosfera.

La figura fornisce una rappresentazione dettagliata di due insiemi di dati meteorologici per i periodi dal 6 al 10 gennaio e dall’11 al 15 gennaio, mostrando il gradiente meridionale di Potenziale di Vorticità (PV) e l’indice rifrattivo al quadrato, per ciascuno di questi periodi.

• Pannello (a): Espone il gradiente meridionale di PV, mediato nel tempo, per il periodo dal 6 al 10 gennaio.
• Pannello (b): Illustra l’indice rifrattivo al quadrato per il periodo dal 6 al 10 gennaio, mostrando la densità della capacità rifrattiva dell’atmosfera.
• Pannello (c): Visualizza il gradiente meridionale di PV per il periodo dall’11 al 15 gennaio, fornendo una panoramica della distribuzione verticale e meridionale del PV.
• Pannello (d): Mostra l’indice rifrattivo al quadrato per il periodo dall’11 al 15 gennaio, evidenziando come variano le condizioni per la propagazione delle onde atmosferiche.

In tutti i pannelli, i dati sono stati normalizzati moltiplicandoli per il quadrato del raggio terrestre, rendendo l’indice rifrattivo adimensionale e convertendo le unità di misura del gradiente di PV in metri al secondo. Questa standardizzazione è cruciale per garantire che le comparazioni tra i diversi dati siano valide e significative.

Queste visualizzazioni grafiche sono essenziali per analizzare la variabilità e la dinamica del gradiente di PV e dell’indice rifrattivo rispetto a latitudine e altitudine nel tempo. Un’intensa colorazione nelle mappe indica regioni dove il gradiente di PV è particolarmente forte o dove l’indice rifrattivo suggerisce condizioni notevoli per la propagazione delle onde, elementi fondamentali per comprendere i meccanismi di trasporto atmosferico e la dinamica delle perturbazioni meteorologiche.

Discussione La nostra analisi dello SSW del 2009 indica che la configurazione iniziale della stratosfera possedeva caratteristiche capaci di favorire l’induzione di un SSW attraverso i due scenari descritti nell’introduzione. Sebbene questo studio non miri ad un’analisi dettagliata dei relativi vantaggi di ciascun scenario di induzione, proponiamo diverse argomentazioni che suggeriscono come la risonanza sia la causa più probabile degli SSW di tipo scissione.

Per esempio, è ampiamente documentato che gli eventi di vortice polare forte e debole correlano significativamente con la quantità di attività ondulatoria penetrante nella stratosfera (Coy et al. 1997; Pawson e Naujokat 1999; Polvani e Waugh 2004). Sjoberg e Birner (2012) hanno tuttavia osservato che gran parte dei flussi di calore anomali, che durano 40 giorni e sono associati agli SSW, si verificano effettivamente dopo la data del picco di riscaldamento centrale. Questo fatto mette in dubbio l’affermazione secondo cui eventi anomali di flusso di calore integrato possano innescare gli SSW, poiché un flusso di calore successivo all’inizio del riscaldamento non può certamente essere considerato un catalizzatore dell’evento stesso.

Inoltre, un’analisi dettagliata dell’evoluzione temporale e altimetrica dello SSW del 2009 mostra che la scissione del vortice polare ha avuto inizio nella stratosfera superiore già dal 17 gennaio, era nettamente visibile il 20 gennaio a 1 hPa, e completa il 21 gennaio a 10 hPa, come illustrato nella Figura 3 di Harada et al. (2010). Questo implica che la maggior parte dell’attività ondulatoria rappresentata nella Figura 10c si è verificata dopo l’inizio della scissione del vortice.

Il ritardo di alcuni giorni tra l’inizio della scissione del vortice e l’emergere dei maggiori flussi ondulatori sembra confermare l’ipotesi proposta da Matthewman e Esler (2011), secondo cui gli SSW di tipo scissione sono caratterizzati da una crescita ondulatoria non lineare, una biforcazione dell’ampiezza dell’onda, piuttosto che da un’insolita forzante ondulatoria troposferica. L’implicazione sottile ma fondamentale di questa teoria è che, mentre un SSW è caratterizzato da un evento vorticoso di grande ampiezza di onda-2, i flussi ondulatori anomali sono il risultato, e non la causa, del SSW. Ciò significa che se il vortice di stato base è adeguatamente sintonizzato sul suo punto di eccitazione risonante, un incremento anche minimo della forza ondulatoria o dell’affilatura del PV può generare una biforcazione nell’ampiezza dell’onda, che a sua volta porta alla disgregazione improvvisa e catastrofica del vortice e ai conseguenti massicci flussi di calore verso i poli.

Per indagare la possibilità di risonanza, abbiamo esaminato la proposta di Esler e Scott (2005) che suggerisce come la propagazione verticale delle onde di Rossby interne del vortice possa causare la rottura delle onde e la filamentazione del Potenziale Vortico (PV). Durante un SSW scisso, si prevede che il campo ondulatorio totale sia dominato dall’attività delle onde esterne. Se questa affermazione fosse corretta, gli eventi di affilatura del vortice verificatisi tra la fine di dicembre e l’inizio di gennaio (Figure 6 e 8-10) dovrebbero presentare caratteristiche distintive nei profili del flusso EP verticale. In particolare, le pulsazioni d’onda relative alla filamentazione del vortice dovrebbero essere caratterizzate da tempi di propagazione verticale definiti dalla velocità di gruppo delle onde di Rossby interne, mentre le pulsazioni delle onde esterne dovrebbero mostrare strutture verticali quasi barotrope, data la loro minima inclinazione di fase verso ovest (Salby 1984).

Esler e Scott (2005) hanno calcolato che le onde di Rossby del vortice con un numero d’onda zonale di 2 dovrebbero propagarsi verticalmente con una velocità di gruppo di circa 5,5 km al giorno. Per confermare ciò, abbiamo posizionato quattro vettori identici con pendenze di 5,5 km al giorno, che partono dai massimi locali del flusso EP verticale di numero d’onda-2 nella bassa stratosfera (circa 12 km), come mostrato nella serie temporale della Figura 10b. Per i due eventi ondulatori nella prima metà della serie, che includono l’evento di filamentazione del vortice descritto all’inizio della sezione 5 (Figura 6b), le predizioni teoriche di Esler e Scott corrispondono in modo sorprendente alla propagazione verticale del flusso EP. Tuttavia, per i tre eventi ondulatori durante il SSW, i picchi locali nei flussi EP emergono quasi simultaneamente a tutte le altitudini, particolarmente evidente nei secondi e terzi impulsi, il 17 e il 26 gennaio. La quasi verticalità di questi picchi nei profili del flusso EP indica la presenza di risonanza piuttosto che i tempi associati alle onde interne in propagazione verticale. Questa interpretazione è ulteriormente rafforzata considerando come dovrebbe variare la velocità di gruppo man mano che il gradiente di PV si intensifica avvicinandosi alla data del riscaldamento centrale.

Anche se la teoria della velocità di gruppo si applica rigorosamente solo alle onde piane che variano lentamente, offre comunque una guida qualitativa utile per valutare se i tempi di propagazione verticale delle onde dovrebbero aumentare o diminuire all’aumentare del gradiente di PV. Per onde che si propagano verticalmente in modo stazionario, l’analisi suggerisce che un’affilatura progressiva del margine del vortice, osservata tra il 30 dicembre e il 15 gennaio, dovrebbe diminuire la velocità di gruppo verticale, prolungando così il tempo necessario affinché un pacchetto d’onde raggiunga la stratosfera superiore. Di conseguenza, i vettori di velocità di gruppo relativi agli eventi di onde del 15 e 20 gennaio dovrebbero orientarsi più orizzontalmente rispetto a quelli dei giorni 15 e 20 dicembre. Ciò indica che gli impulsi del flusso EP verticale a partire dal 15 gennaio sono ancor meno coerenti con i vettori di velocità di gruppo rispetto a quanto illustrato in precedenza. Quindi, considerare il SSW esclusivamente in termini di flussi d’onda propagati verticalmente risulta ancora meno plausibile, fornendo ulteriore supporto all’idea che gli eventi d’onda di dicembre siano caratterizzati da onde di Rossby propagate verticalmente, mentre gli eventi d’onda del SSW sono indicativi di risonanza.

Nonostante i risultati sopra menzionati indichino che il SSW del 2009 porti l’impronta della risonanza, è complicato stabilire se la risonanza in modalità interna o esterna sia più probabile. Tuttavia, come evidenziato da vari studiosi, la presenza di un effetto di smorzamento delle onde rende la risonanza in modalità interna un meccanismo relativamente inefficace per scatenare un SSW. Questa considerazione ci induce a esplorare come le onde di gravità e le onde planetarie possano collaborare per scatenare un SSW attraverso una risonanza in modalità esterna, ovvero barotropica. In particolare, suggeriamo due modi in cui le perturbazioni delle onde di gravità ai parametri del vortice, come analizzato in uno studio precedente, potrebbero contribuire a innescare un SSW barotropico.

Nel loro approfondimento sui SSW di tipo scisso, Matthewman e Esler (2011) hanno esaminato un vortice a strato singolo con PV uniforme, che ruota all’interno di un contesto infinito di PV uniforme, sebbene di entità minore. Questo modello rappresenta, in linea di massima, un’analogia fisica con il vortice polare stratosferico ad alto PV, che è circondato dalla zona surf stratosferica a basso PV. Il modello è influenzato da una topografia stazionaria, che genera un campo di velocità azimuthale. Un SSW si innesca quando la modalità d’onda libera barotropica risona con questo campo di velocità azimuthale. Questo concetto può essere compreso esaminando la geometria del vortice sia da una prospettiva barotropica (Figure 11a–c) sia da quella media-zonale (Figure 11d–f).

In condizioni invernali “normali”, con una forzante moderata dell’onda planetaria-2, il vortice polare varia continuamente tra una forma circolare e una allungata, ellittica (confronta Figure 6a, c con Figure 11a, b). Durante i periodi in cui sono eccitate le modalità propagative verticali, il vortice può subire una forte deformazione a causa della rottura delle onde e della filamentazione del vortice. Tale situazione è evidente confrontando il classico vortice a forma di “virgola” nella Figura 6b con i risultati di Polvani e Plumb (1992). Se tuttavia si verificano le circostanze adatte e il vortice è eccitato vicino alla sua frequenza risonante barotropica, esso passerà da una forma allungata a una leggermente stretta o a forma di arachide (confronta Figura 6d con Figura 11c). Questo è il punto in cui il vortice è sintonizzato sul suo punto di eccitazione risonante e piccoli cambiamenti in uno dei due parametri chiave del vortice-onda possono causare un incremento dell’ampiezza dell’onda non lineare che a sua volta scatena un SSW scisso, ovvero una biforcazione dell’ampiezza dell’onda.

Il primo parametro del vortice definito da Matthewman e Esler (2011), noto come parametro della zona surf, è proporzionale al rapporto tra le distribuzioni di PV di sfondo e del vortice, mentre il secondo parametro regola l’ampiezza della forza topografica stazionaria, ovvero il campo di velocità azimuthale. Come indicato dagli autori, il parametro della zona surf influenza le variazioni climatiche della stratosfera dovute al ciclo stagionale, alle variazioni nella radiazione a onda lunga, o, nel nostro caso, ai cambiamenti nella geometria del vortice dovuti agli effetti combinati della dissipazione delle onde di gravità e della rottura delle onde planetarie. È particolarmente rilevante che il parametro della zona surf possa essere correlato direttamente al campo di velocità azimuthale del vortice polare.

La velocità angolare può essere correlata all’evoluzione del vortice polare mostrata nelle Figure 1c, 1d, 8 e 9 attraverso gli studi condotti da Salby (1981a) su modelli in modalità esterna. In una serie di esperimenti numerici accuratamente progettati, Salby (1981a) ha dimostrato come variazioni nella velocità angolare influenzino significativamente la configurazione meridionale e verticale dei modi normali delle onde di Rossby esterne nella stratosfera [vedi anche Geisler e Dickinson (1976) e Salby (1984)]. I risultati di questi esperimenti, relativi alle condizioni invernali tipiche dell’emisfero nord, sono rappresentati schematicamente nelle Figure 11d–f. In condizioni di rotazione uniforme dell’atmosfera e assenza di smorzamento, i modi normali globali esterni della Terra mostrerebbero la configurazione di ampiezza di base (per esempio, la temperatura) illustrata nella Figura 11d. Invece, sotto le condizioni climatiche invernali, nella stratosfera si osserva un forte getto occidentale centrato nelle latitudini medie, il cui nucleo si inclina verso l’equatore all’aumentare dell’altitudine. Tale configurazione sopprime fortemente la penetrazione verticale dei modi di Rossby esterni, rendendo queste onde particolarmente deboli in tutto il settore a nord del nucleo del getto (Figura 11e). Questo modello di soppressione è direttamente collegato alla transizione dal vortice a forma di imbuto largo al vortice allineato verticalmente e confinato attorno al polo. Di conseguenza, durante il periodo preliminare al riscaldamento, le onde di Rossby esterne sono soppressi in tutte le aree all’interno della zona colorata di rosso nella Figura 1c.

Tuttavia, con l’interazione tra la dissipazione delle onde di gravità (GWD) e la frantumazione delle onde planetarie che erodono la parte superiore del vortice e ne allineano la configurazione in senso verticale, l’area in cui le onde di Rossby esterne sono soppressi si riduce alle latitudini molto alte su tutta la profondità della stratosfera, come mostrato nei modelli di ombreggiatura rossa delle Figure 1d e 1f. Questa dinamica si manifesta anche nell’evoluzione del gradiente di PV e dell’indice di rifrazione (Figure 8 e 9), fornendo una chiave di lettura semplice, basata sulle indicazioni di Salby (1981a), su come i cambiamenti nella velocità angolare del vortice influenzino le onde di Rossby esterne. In particolare, un accentuato gradiente di PV associato a un canale d’onda verticale dovrebbe causare un’amplificazione locale sia per le modalità normali esterne globali sia per quelle locali. Nel caso delle modalità esterne locali, il margine più definito del vortice corrisponde a un incremento nella potenza del salto di PV, il cosiddetto parametro della zona surf definito da Matthewman e Esler (2011). È proprio questa interrelazione tra gradiente di PV, indice di rifrazione e modalità esterne che offre una nuova prospettiva interpretativa dei concetti di erosione del vortice e intensificazione del getto, che preparano il vortice al fenomeno.

Considerato che altri tipi di onde, incluse le onde planetarie interne e le onde di gravità, influenzano la robustezza e la conformazione del vortice polare, ciò apre una via attraverso la quale questi altri tipi d’onda possono modulare la manifestazione delle modalità onde barotropiche nella stratosfera prima di un SSW. Questo aspetto assume particolare rilievo in quanto, nel contesto dei SSW barotropici risonanti, studi come quelli di Esler et al. (2006) hanno evidenziato come l’inclinazione verticale del vortice polare sia determinante nel definire se il vortice subirà una scissione parziale o completa lungo la stratosfera. Il passo successivo sarà quindi comprendere in che modo la risonanza barotropica viene modulata quando il parametro della zona surf è inserito in un modello che consideri variazioni verticali nella velocità angolare del vortice. Altri studi sono inoltre necessari per determinare se il gradiente di PV lungo il margine del vortice possa essere sufficientemente accentuato da sostenere le modalità esterne locali, oltre ai modi normali globali precedentemente descritti.

Oltre a influenzare la conformazione del vortice prima del riscaldamento, è anche plausibile che la GWD possa contribuire a innescare un SSW barotropico mediante variazioni nell’ampiezza delle onde di Rossby esterne stesse, seguendo il parametro dell’ampiezza dell’onda definito da Matthewman e Esler (2011). Birner e Williams (2008) hanno proposto un’ipotesi analoga, suggerendo che, anche se le ampiezze delle onde planetarie non fossero sufficienti a causare un SSW, episodi di GWD potrebbero attivarne uno.

Nonostante nella letteratura scientifica il collegamento tra la dissipazione delle onde di gravità (GWD) e gli SSW sia poco esplorato, è ampiamente riconosciuto che le onde di gravità e le onde planetarie interagiscano. Dunkerton e Butchart (1984), per esempio, hanno analizzato la trasmissione selettiva delle onde di gravità interne influenzata dalle onde planetarie durante gli SSW. Altri ricercatori, tra cui Holton (1984), Schoeberl e Strobel (1984), McFarlane (1987), McLandress e McFarlane (1993), e Smith (2003), hanno descritto la generazione in situ di onde planetarie causata dalla GWD. In particolare, due risultati di Holton (1984) sono di rilievo: primo, se la GWD è generata in modo non zonale, non è necessario presupporre l’esistenza di strutture d’onda planetarie preesistenti per produrre onde planetarie in situ. Secondo, Holton ha scoperto che la GWD zonalmente asimmetrica induce onde planetarie con una struttura barotropica, sollevando la questione di come eventi di GWD, come quelli osservati nei nostri studi, possano interagire con modi esterni barotropici preesistenti. Questi risultati suggeriscono che la GWD potrebbe davvero incrementare l’ampiezza dell’onda oltre il suo punto di biforcazione.

Secondo Matthewman e Esler (2011), una volta che il vortice polare si avvicina al suo punto di eccitazione risonante, un aumento anche minimo (teoricamente infinitesimale) della forzatura dell’onda planetaria può scatenare la biforcazione dell’ampiezza dell’onda, responsabile di un SSW barotropico. Di conseguenza, esaminiamo il potenziale della GWD di offrire tale perturbazione. Per fare ciò, abbiamo confrontato l’evoluzione temporale e longitudinale della GWD con i flussi d’onda planetari tridimensionali durante l’SSW del 2009, come descritto da Harada et al. (2010).

Harada e collaboratori hanno analizzato l’evoluzione dei flussi d’onda planetari tridimensionali in sei intervalli tra il 9 e il 29 gennaio. Conformemente ai nostri dati, mostrano che i principali flussi d’onda planetaria si manifestano nella stratosfera tra il 17 e il 29 gennaio. Di particolare interesse, tuttavia, è l’evento d’onda iniziale e più significativo, che si verifica tra il 15 e il 25 gennaio, esclusivamente nella regione tra 60°W e 160°W. Questa è esattamente l’area dove, nei 5 giorni precedenti, la GWD era al massimo e sembrava comprimere il vortice in modo coerente con la transizione da una forma allungata a una più compatta e simile a una nocciola, come precedentemente descritto e illustrato nelle nostre figure. Se, in effetti, la GWD ha giocato un ruolo nell’amplificare l’onda planetaria 2 già presente, questo risultato confermerebbe il meccanismo proposto da Holton nel 1984, operante nella parte media e alta della stratosfera.

La figura 10 presenta tre pannelli distinti che illustrano l’evoluzione dei flussi di energia potenziale verticale nelle zone di latitudine tra 45° e 75° Nord, ognuno relativo a differenti tipologie di onde planetarie:

1. Pannello (a) – Onda Planetaria s=1: Questo grafico traccia la dinamica del flusso di energia potenziale verticale per la prima modalità di onde planetarie. Si osserva una variazione significativa nel flusso nel corso del tempo, con variazioni che possono indicare eventi di interazione dinamica o perturbazioni atmosferiche importanti specifiche a questa modalità d’onda.
2. Pannello (b) – Onda Planetaria s=2: Analogamente al primo pannello, ma focalizzato sulla seconda modalità di onde planetarie. Le differenze nella distribuzione e nell’intensità del flusso rispetto al primo pannello suggeriscono un modello di interazione atmosferica diverso, legato a questa particolare modalità.
3. Pannello (c) – Tutte le onde planetarie: L’ultimo pannello combina l’analisi del flusso di energia potenziale verticale per tutte le modalità d’onda considerate, mostrando anche i livelli di dissipazione delle onde di gravità. Questo grafico è particolarmente importante per comprendere come l’energia si muova tra differenti scale di movimento nell’atmosfera e l’impatto delle onde di gravità su queste dinamiche.

In sintesi, la figura 10 fornisce una visione dettagliata di come diverse onde planetarie modulino la struttura verticale dell’atmosfera attraverso flussi di energia, offrendo un’importante prospettiva sui processi fisici che guidano le variazioni atmosferiche durante il periodo osservato, che copre da metà dicembre a fine gennaio. Questa analisi è fondamentale per comprendere i meccanismi dietro fenomeni complessi come gli SSW (Sudden Stratospheric Warmings) e altri eventi climatici significativi.

La Figura 11 include diverse rappresentazioni grafiche che illustrano le modifiche subite da un vortice polare durante un evento di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) di tipo barotropico e come tali cambiamenti influenzano le onde di Rossby globali.

Pannelli (a)-(c): Evoluzione del Vortice Polare

• Questi pannelli mostrano la trasformazione sequenziale di un vortice polare.
  • (a) Presenta il vortice in una forma circolare e ben definita, rappresentando lo stato iniziale.
  • (b) Il vortice si allunga trasformandosi in una forma ellittica, indicando una fase di transizione sotto l’influenza di forze dinamiche.
  • (c) Illustra il vortice in una forma compressa e pinzata, suggerendo un avanzato stadio di deformazione che potrebbe essere cruciale per i meccanismi di riscaldamento stratosferico.

Pannelli (d)-(f): Interazione tra Onde di Rossby e Vento Zonale

• Questi grafici dimostrano l’interazione tra le onde di Rossby e il vento zonale sotto diverse condizioni atmosferiche, evidenziando come i profili del vento modulano le onde.
  • (d) Mostra condizioni ideali con un’atmosfera in rotazione uniforme senza influenze esterne significative. L’interazione tra onde e venti è minima, portando a un’onda relativamente uniforme.
  • (e) Rappresenta l’influenza di un tipico profilo di vento del solstizio d’inverno boreale. Qui, il forte getto zonale modifica notevolmente la struttura dell’onda, causando distorsioni che seguono la configurazione del getto.
  • (f) Descrive un vortice polare indebolito e verticalmente allineato, confinato vicino al polo. In questo scenario, le onde di Rossby interagiscono intensamente con il profilo del vento, risultando in una marcata deformazione che riflette la dinamica interna del vortice.

In sintesi, la Figura 11 fornisce una visione dettagliata di come variazioni specifiche nella dinamica atmosferica influenzino le modalità normali delle onde di Rossby, evidenziando il loro ruolo chiave nei fenomeni di riscaldamento stratosferico e nella meteorologia della stratosfera superiore.

6. Conclusioni

Recenti analisi sui Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSW) e sulla predisposizione del vortice si sono concentrate sulla stratosfera inferiore (Charlton e Polvani 2007; Bancalà et al. 2012). Abbiamo esteso questi studi, utilizzando dati di reanalisi per dimostrare che gli SSW di tipo scissione e spostamento presentano distinte evoluzioni pre-riscaldamento del vortice, con strutture verticali coerenti che si estendono profondamente dalla tropopausa alla bassa mesosfera. Specificamente, abbiamo osservato che, 30 giorni prima degli SSW di tipo scissione, il vortice polare assume una forma a imbuto, stretta nella stratosfera inferiore e larga in quella superiore, mostrandosi notevolmente intensificato. Avvicinandosi alla data del riscaldamento centrale, l’erosione del vortice nella stratosfera superiore, causata dall’interazione delle onde planetarie e di gravità, riduce sistematicamente il vortice attorno al polo, con minima inclinazione verticale. Al contrario, gli SSW di tipo spostamento sono caratterizzati da un vortice a imbuto largamente esteso e debilitato nel corso del periodo pre-riscaldamento.

L’evidente differenza nelle evoluzioni geometriche dei vortici prima del riscaldamento centrale suggerisce che diversi eventi d’onda siano responsabili della generazione degli stati iniziali che conducono a ciascun tipo di SSW. Per gli SSW di scissione, l’evoluzione dell’onda-vortice rispecchia i concetti di affinamento dei bordi del vortice e formazione di guide d’onda, che limitano il vortice alle alte latitudini estreme, come descritto da McIntyre (1982). Invece, gli spostamenti sono il risultato di eventi d’onda che indeboliscono la potenza del vortice senza alterarne la forma tipicamente a imbuto. Di conseguenza, nonostante i precursori delle pulsazioni d’onda siano frequentemente citati a supporto della predisposizione del vortice in entrambi i tipi di SSW (Limpasuvan et al. 2004; Nishii et al. 2009; Kuttippurath e Nikulin 2012; Ayarzaguena et al. 2011), i nostri risultati indicano che tali pulsazioni da sole non bastano a definire efficacemente la predisposizione. Proponiamo quindi che la predisposizione debba essere definita separatamente per gli SSW di scissione e di spostamento, riflettendo le geometrie specifiche del vortice necessarie per innescare i relativi fenomeni dinamici.

L’analisi composita è stata utilizzata come punto di riferimento per indagare se i riscaldamenti di tipo scissione del 2009 fossero innescati da un’anomala forzatura delle onde planetarie originata dalla troposfera, o, in alternativa, da una risonanza associata a modi normali delle onde di Rossby, sia interni che esterni. La discriminazione tra questi meccanismi di innesco è stata agevolata osservando che un evento di flusso EP verticale stratosferico, generato da uno qualsiasi dei tipi di risonanza, presenta una struttura verticale distintiva rispetto a quella prodotta da onde planetarie anomale che si propagano verticalmente, si rompono e generano drag sul flusmo medio.

In particolare, gli eventi onde risonanti, sia interni che esterni, sono caratterizzati da pattern di flusso EP verticale con quasi assenza di inclinazione di fase verticale. Per le onde di Rossby interne, questa specificità è dovuta alla formazione di un’onda stazionaria per riflessione all’interno di una cavità d’onda ad alta latitudine. Per le onde di Rossby esterne, invece, la mancanza di inclinazione verticale deriva dal fatto che sono onde marginali che non si propagano verticalmente lontano dalla superficie della Terra. In contrasto, quando la perturbazione del vortice è causata da un’onda troposferica eccezionalmente intensa, i flussi d’onda dovrebbero essere identificabili attraverso velocità di gruppo convenzionali mentre avanzano dalla tropopausa fino alla loro zona di frattura nella stratosfera superiore.

I nostri risultati mostrano che durante il periodo dell’SSW del 2009 entrambi i tipi di forzatura ondulatoria erano attivi. Ad esempio, era possibile osservare vari impulsi d’onda propagarsi dalla tropopausa alla stratosfera superiore a velocità di gruppo previste teoricamente per le onde planetarie nel mese precedente alla data del riscaldamento centrale. Tuttavia, gli eventi ondulatori che effettivamente hanno innescato l’SSW presentavano un chiaro segno di risonanza, poiché gli impulsi d’onda associati al riscaldamento stesso mostravano quasi nessuna inclinazione di fase verticale. Di conseguenza, almeno per il caso dell’SSW del 2009, i nostri risultati supportano la teoria proposta da Matthewman e Esler (2011) secondo cui gli SSW divisi sono innescati dalla risonanza piuttosto che da forzature anomale provenienti dalla troposfera. Ciò non implica tuttavia che eventi d’onda anomali della troposfera siano irrilevanti nel ciclo di vita degli SSW divisi. Proponiamo piuttosto di riconsiderare il concetto di predisposizione del vortice alla luce di questi risultati.

La predisposizione del vortice è comunemente intesa come un fenomeno innescato dalla concentrazione di un’attività ondulatoria anomala nel vortice polare, che di per sé sarebbe la causa degli SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi). Tuttavia, se gli SSW sono innescati per risonanza, come suggeriscono i nostri risultati, i grandi flussi d’onda osservati durante un SSW rappresenterebbero una caratteristica del collasso del vortice stesso, non la sua causa. Pertanto, potrebbe essere più utile interpretare la predisposizione del vortice come il processo di “sintonizzazione” della geometria del vortice verso un punto di eccitazione risonante. In questa ottica, una volta che gli eventi ondulatori precursori hanno adeguatamente predisposto il vortice alla risonanza, una variazione infinitesimale nella forzatura delle onde o nell’intensificazione del Potenziale di Vorticità (PV) potrebbe innescare un’autosintonizzazione risonante e un considerevole aumento nell’ampiezza dell’onda, causando la scissione del vortice, un fenomeno descritto da Matthewman e Esler (2011) come biforcazione dell’ampiezza dell’onda.

Supportati dai risultati della modellazione teorica di Matthewman e Esler (2011) e Plumb (1981), i nostri studi indicano che tale processo di sintonizzazione si manifesta attraverso un’evoluzione geometrica del vortice ben definita. Nelle settimane precedenti a un SSW di tipo scissione, il vortice si presenta ampio e a forma di imbuto, con un’intensità anomala. Avvicinandosi alla data del riscaldamento centrale, una serie di rotture delle onde planetarie e gravitazionali erode il vortice, limitandolo intorno al polo e promuovendo un allineamento verticale. Durante questo allineamento, si sviluppa un marcato gradiente meridionale di PV, orientato verticalmente. Caratteristiche aggiuntive possono diventare apparenti a seconda se la risonanza sia in modalità interna o esterna. Nel caso di risonanza interna, è necessaria la formazione di una cavità d’onda su tre lati. Invece, per la modalità esterna (barotropica), un forte gradiente meridionale di PV può di per sé generare una cavità verticale.

Il modello utilizzato da Matthewman e Esler (2011) per lo studio degli SSW divisi incorporava una “guida d’onda verticale perfetta”, caratterizzata da un’intensa e repentina variazione del Potenziale di Vorticità (PV) tra la zona superficiale e il nucleo del vortice. Anche se i nostri risultati hanno confermato la possibilità di entrambi gli scenari durante l’SSW del 2009, ulteriori studi saranno necessari per stabilire se le cavità d’onda a tre lati si formano regolarmente a sostegno della risonanza in modalità interna, oppure se il gradiente meridionale di PV può essere aumentato in modo sufficiente per creare la guida d’onda verticale richiesta per l’attivazione risonante dei modi normali esterni, sia locali che globali.

Inoltre, la nostra analisi offre un supporto dettagliato, basato su dati osservazionali e di rianalisi, alla teoria secondo cui le onde di gravità possano avere un ruolo significativo negli SSW. Abbiamo scoperto che, nei 30 giorni precedenti gli SSW di entrambi i tipi, le onde di gravità contribuiscono tra il 10% e il 30% del drag totale delle onde (confrontando i dati ERA-Interim e JRA-25). In particolare, rileviamo che significativi impulsi di onde di gravità hanno avuto un impatto positivo su vari aspetti della predisposizione del vortice. È coerente quindi osservare un’intensificazione dell’attività delle onde di gravità prima degli SSW divisi, come indicato da Charlton e Polvani (2007), che avevano notato venti troposferici insolitamente forti prima di questi eventi, associati a un’insolita emissione di onde di gravità nella stratosfera.

Infine, i nostri risultati appoggiano l’ipotesi proposta da Birner e Williams (2008) secondo cui il Drag delle Onde di Gravità (GWD) potrebbe giocare un ruolo nel triggerare il riscaldamento stesso. Nell’evoluzione del vortice delineata da Matthewman e Esler (2011), il vortice si avvicina al suo punto di eccitazione risonante quando assume una forma simile a quella di una “nocciolina”, osservabile da una vista stereografica. In questo stadio, un incremento minimo nella forzatura delle onde potrebbe innescare un’auto-sintonizzazione risonante, culminando in uno SSW scisso. È particolarmente interessante notare che, secondo i dati sia JRA-25 che ERA-Interim, notevoli impulsi di onde di gravità sembrano comprimere il vortice nei punti di minima della forma a nocciolina. Sebbene queste evidenze non siano definitive, possono assumere particolare rilevanza per il concetto di risonanza in modalità esterna, in relazione agli studi di Holton (1984), che hanno dimostrato come un GWD zonalmente asimmetrico possa indurre una risposta in onde planetarie barotropiche sotto l’altezza di rottura delle onde di gravità; ciò apre alla possibilità che eventi di GWD, come quelli mostrati nella Figura 6d, possano proiettarsi in modo costruttivo sui modi normali esterni (barotropici) già esistenti.

APPENDICE

Perturbazioni Qualitative della Rottura delle Onde

In condizioni di non rottura delle onde, il gradiente meridionale del Potenziale di Vorticità (PV) della Terra incrementerebbe progressivamente dall’equatore al Polo Nord. Tuttavia, quando un’onda planetaria si rompe nella “zona surf” della stratosfera, si verifica una mescolanza di aria ad alto e basso PV verso sud e nord rispettivamente, come documentato da McIntyre e Palmer (1984). Una volta terminato l’evento di mescolamento, si osserva una riduzione del gradiente meridionale di PV nella zona surf, mentre il gradiente aumenta oltre tale zona. Questo fenomeno contribuisce all’accentuazione del getto, un concetto originariamente concepito e schematicamente rappresentato da McIntyre (1982) [cfr. anche Dritschel e McIntyre (2008)]. Nel quadro della dinamica barotropica, possiamo simulare l’effetto del mescolamento del PV introducendo una perturbazione della vorticità relativa, che rappresenta la mescolanza orizzontale di aria ad alta e bassa vorticità rispettivamente verso sud e nord, assicurando la conservazione della vorticità relativa nel dominio del modello. Il campo perturbato del vento zonale medio può quindi essere ricostruito mediante inversione della vorticità (Vallis 2006).

I profili di vorticità e vento mostrati nelle Figure 5a e 5b sono molto simili alle distribuzioni di PV e vento zonale prima e dopo gli eventi di rottura dell’onda, calcolate da Polvani et al. (1995) utilizzando un modello a acqua poco profonda (vedi la loro Figura 1). È interessante notare che esiste una differenza sostanziale tra i profili qualitativi di PV e vento inizialmente delineati da McIntyre (1982) e quelli mostrati nella nostra Figura 5 e nei risultati a acqua poco profonda di Polvani et al. (1995), ovvero, non solo la perturbazione della vorticità sposta il massimo del getto verso il polo, ma anche la velocità massima del vento nel getto aumenta.

A differenza della rottura delle onde planetarie, che modifica direttamente il gradiente meridionale di PV attraverso la mescolanza del PV nel piano orizzontale, le onde di gravità orografiche mescolano la stabilità statica verticalmente. Questo processo permette alle onde di gravità di trasferire momento dalla superficie terrestre alla loro zona di rottura più in alto nell’atmosfera. Sebbene la rottura di una singola onda planetaria sia abbastanza ampia da modificare significativamente la distribuzione del vento e del PV, la rottura di una singola onda di gravità ha un impatto troppo limitato per alterare in modo significativo il gradiente meridionale di PV. Tuttavia, se un numero sufficiente di onde di gravità si rompe in una regione localizzata, l’effetto cumulativo sul vento zonale medio e, di conseguenza, sulla distribuzione del PV, può essere notevole (es. Chen et al. 2007; Limpasuvan et al. 2007).

Poiché la propagazione delle onde di gravità orografiche è favorita da elevate velocità del vento (Duck et al. 1998, 2001; Wang e Alexander 2009), prevediamo che il maggior contributo di Drag delle Onde di Gravità (GWD) si verifichi nel nucleo del getto notturno polare. Infatti, questo modello di filtraggio è evidente nei pattern di GWD osservati prima degli SSW, come mostrato nella Figura 4. Di conseguenza, per contabilizzare l’effetto della rottura delle onde di gravità sul vento zonale medio, introduciamo una perturbazione del vento che raggiunge il massimo al centro del getto e diminuisce con la riduzione della velocità del vento di fondo ai lati del getto.

Anche se la Figura 2 indica che il GWD rappresenta circa il 15%-80% della forzatura totale delle onde, abbiamo optato per una perturbazione del vento generata dalle onde di gravità più conservativa, del 40% più debole rispetto alla perturbazione del vento risultante dalla perturbazione della vorticità indotta dall’onda planetaria. Nonostante ciò, diverse intensità di perturbazione delle onde di gravità e planetarie producono comportamenti qualitativamente simili.

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