Gli effetti del forte riscaldamento stratosferico “tradotti” in troposfera

In primavera avanzata, i riscaldamenti in alta stratosfera sono dinamiche normali che progressivamente conducono alla sostituzione del vortice polare con una cella altopressoria. Sulla base di quelle che sono le tempistiche si suole distinguere i Final Warmings in late ed early.

Tuttavia quando tali riscaldamenti sono accompagnati ad evidenti anomalìe positive (fig. 1) e portano anzitempo ad una sostituzione dei venti zonali anche al di sotto dei 65/60°N si può parlare anche in questo caso di Major Warmings (fig. 2).

In questo caso ho preso una carta a 30 hpa per limitare almeno in parte la componente di calore ascrivibile al mero riscaldamento stagionale. Nel nostro caso non si sarebbe trattato di un Final Major Warming in quanto alla prima completa inversione dei venti zonali sul polo sia a 10 che a 30 hpa si era riavuta una temporanea ripresa del Vortice Polare Stratosferico (VPS) quasi come se le energie dello stesso non si fossero ancora completamente esaurite. Ma questo non fa altro che consolidare l’assunto che si sia trattato proprio di un riscaldamento di grado maggiore derivante dalla componente dinamica di propagazione verticale di disturbo (SSW) che naturalmente, a partire dall’alta e media stratosfera, va ad aggiungersi al riscaldamento fisiologico dovuto all’incremento dell’irraggiamento solare.

Scindendo la discussione un po’ accademica circa la natura del riscaldamento da quella relativa agli effetti pratici in troposfera, sempre data la stagione, le cose si complicano non poco.

La propagazione di un riscaldamento strato in troposfera è già di per sè un termine improprio. Il riscaldamento infatti tende a perturbare la stratosfera e a consolidarsi per effetto del SSW misurato sia in termini di calore che di frequenza di trasporto verticale. Il fatto che già in inverno tale dinamica possa portare ad uno “sforamento” della soglia del North Annular Mode per propagarsi poi in troposfera ( a sua volta disturbandola) non è causa nè necessaria (in quanto può bastare un disturbo consolidato anche inferiore se la tropo è “ricettiva”) nè sufficiente (in quanto può causare un evento di tipo cold o displacement).

In questa fase stagionale diventa ancora più difficile parlare di una propagazione del disturbo in quanto vengono meno le spinte downward dovute alla ricomposizione del VPS alle quote alte della strato legate al nuovo raffreddamento radiativo proprio della stagione invernale una volta venuto meno il disturbo. Da ciò ne discende che sia assai arduo poter prevedere o misurare gli effetti di un Major warming primaverile (che sia o meno Final) in troposfera anche se il reiterarsi di una fase sopramedia assai prolungata porta con sè alcune considerazioni:

1. che il sopramedia faccia fatica ad essere riassorbito;
2. che occorra vedere, a questo punto, se gli strati più bassi (50/70 hpa) vadano anch’essi in incremento termico (essendo meno soggetti al forte riscaldamento radiativo) oppure ne rimangano scarsamente influenzati (nel primo caso è probabile che la componente dinamica risulti ancora attiva, nel secondo caso significa che il forte riscaldamento alle quote più elevate è ormai “isolato” );
3. La propagazione, ammesso e non concesso ci possa essere, è certamente molto più lenta anche a causa del calo delle velocità zonali e dei minori attriti che si producono fra i livelli della stratosfera e fra strato e troposfera;
4. di converso è anche possibile che un disturbo in grado di rallentare le velocità zonali anche laddove ancora presenti in maniera apprezzabile (medio bassa strato e troposfera) possa avere delle tempistiche lente anche nella risoluzione del dsturbo stesso, conducendo pertanto verso anomalìe circolatorie persistenti.

In merito al primo punto l’evidenza si commenta da sola. Per quanto concerne il secondo punto direi che si possono notare queste evidenze ormai già alcuni giorni fa come in figura ( figg. 3 e 4).

Per quanto attiene al terzo punto  meritano essere spese alcune considerazioni aggiuntive.

Condizione necessaria affinchè vi sia una propagazione di calore equatore – poli occorre l’esistenza di un gradiente termico (senza gradiente non c’è trasporto). L’incisività di un’azione di disturbo al vortice polare è proporzionale alla sua profondità (orizzontale e verticale di trasporto) ma anche alla velocità dello stesso. L’attenuazione delle velocità zonali che si registra nei passaggi stagionali verso l’estate rende meno intensi gli attriti che l’onda subisce nel tentativo di propagarsi verso il polo e che risultano massimi in prossimità della tropopausa al di sotto della quale scorrono le correnti a getto soprattutto in inverno.

Tuttavia nel momento che gli eddies (heat flux di calore e di momento) riescono a vincere tali attriti il calore che si propaga in stratosfera è elevatissimo e piuttosto rapido. Le dinamiche propagative divengono in avanzata stagione primaverile, a cagione della diminuzione del gradiente di temperatura, più lente anche se potenzialmente più ampie come portata data la minor opposizione del jet stream. Il calore che la stratosfera riceve dal basso poi viene a sommarsi a quello puramente solare rendendo ardua la valutazione circa l’efficacia del consolidamento del disturbo anche negli strati inferiori. Peraltro, nel nostro attuale caso, l’efficacia di propagazione, vista peraltro l’insistenza del riscaldamento (vedi fig. 1) pare dimostrata anche alle quote inferiori come si può vedere chiaramente dalle sottostanti rianalisi.

Infine il quarto punto, quello sul quale poggiano considerazioni di carattere predittivo, parte dai forecast modellistici che concordemente ormai vedono realizzarsi in troposfera le conseguenze di quanto detto (fig. 5).

Questo mi permette di azzardare degli assunti a corollario di quanto sopra.

1. la propagazione di un disturbo strato-tropo in inverno, perdurante anche nella prima fase primaverile ha buone probabilità di venire riassorbito attraverso le dinamiche di nuovo raffreddamento radiativo;
2. Di conseguenza in quel contesto stagionale è predicibile una graduale normalizzazione dei gradienti e di conseguenza delle velocità zonali.

Il periodo nel quale si è realizzato l’attuale disturbo non rientra nella casistica qui sopra prevista. Ci troviamo ormai a fine aprile e non è lecito aspettarsi alcuna influenza da parte della stratosfera nei confronti della troposfera che pertanto dovrà lavorare attraverso le dinamiche rese possibile dai nuovi equilibri, risultato delle dinamiche sopra descritte. Motivo per cui ritengo probabile un prosieguo stagionale caratterizzato da consistenti anomalìe circolatorie e da disegni circolatori prevalentemente meridiani (o anti-zonali).

A questo va ad aggiungersi a breve l’inversione della QBO a 30hPa che certamente non depone a favore della ripresa di dinamiche zonali e all’attuale situazione dell’ITCZ che registra nel East ITF (porzione orientale dell’ITCZ sopra il continente africano) una consistente anomalìa positiva (fig. 6).

Questo farebbe quindi ritenere probabile per converso una fase mediamente depressa proprio al di sopra dello sviluppo del West ITF ovvero al di sotto di tutte le terre che poggiano al di sopra e ad ovest del meridiano centrale del continente africano quali Spagna, Portogallo, Francia e Italia.

E’ assai probabile che tale configurazione possa assumere carattere di persistenza condizionando le suddette aree a condizioni medie di instabilità dalle quali sarà possibile uscire verosimilmente attraverso dinamiche prevalentemente meridiane di segno opposto delle quale comunque al momento non si vedono segni premonitori.