Stratwarming e neve: il motivo scientifico per cui quasi sempre restiamo illusi

Ogni anno, con l’avvicinarsi dell’inverno, i siti meteorologici e i social si riempiono di notizie su un possibile “riscaldamento stratosferico improvviso” (Sudden Stratospheric Warming, SSW). Si annuncia lo “spacchettamento del vortice polare”, si evocano scenari da gelo artico e neve abbondante sulle pianure europee.

Questa dinamica ricorrente non è un mistero né un fallimento della scienza, ma è la naturale conseguenza di come funziona davvero l’accoppiamento tra stratosfera e troposfera.

Ecco perché i major stratwarming sono eventi relativamente rari e perché, anche quando avvengono, solo occasionalmente riescono a influenzare il tempo a livello del suolo.

Cosa sono i riscaldamenti stratosferici improvvisi?

Con l’arrivo dell’autunno boreale, nella stratosfera polare (tra circa 10 e 50 km di quota) si forma un potente vortice ciclonico, il vortice polare stratosferico. È alimentato dal forte gradiente termico tra polo e medie latitudini e caratterizzato da intensi venti occidentali (da ovest verso est).

Questo vortice può essere disturbato da onde planetarie di Rossby (soprattutto di numero d’onda 1 e 2) che si generano nella troposfera e si possono propagare alle alte quote, a causa della loro interazione con importanti catene montuose, come le Montagne Rocciose.

Secondo la definizione standard (Charlton e Polvani, 2007, ancora ampiamente utilizzata), un major stratwarming si verifica quando a 10 hPa e 60°N i venti zonali medi invertono la direzione da ovest a est. I minor warmings, più frequenti, invece, producono un riscaldamento e un rallentamento senza arrivare all’inversione. I major sono quelli potenzialmente più rilevanti per gli effetti al suolo.

Quanto sono rari gli eventi major?

Nell’emisfero nord i major avvengono in media circa una volta ogni due anni (frequenza intorno a 0,5-0,6 eventi per inverno, cioè circa 5-6 eventi per decennio). La frequenza non è costante, ma varia da decennio a decennio e dipende da fattori come la fase della Quasi-Biennial Oscillation (QBO), lo stato di ENSO e la variabilità interna.

Nell’emisfero sud sono estremamente rari (un solo major osservato nel 2002), perché le onde planetarie sono molto più deboli a causa della minore orografia e del contrasto terra-mare ridotto. Non tutti gli inverni, dunque, vedono un major. E anche quando se ne verifica uno, non è automatico che produca effetti troposferici.

Perché l’accoppiamento stratosfera-troposfera è così raro e difficile?

L’anomalia generata da un major stratwarming non cade semplicemente verso il basso come una cascata. Il segnale può propagarsi verso il basso (il famoso “dripping paint” dei diagrammi tempo-quota dell’indice NAM/AO), ma solo a certe condizioni, e spesso non lo fa.

Le ragioni di questa difficoltà di accoppiamento sono molteplici e scientificamente ben documentate. La troposfera ha una propria forte variabilità interna.

Il segnale stratosferico può essere amplificato da feedback troposferici (soprattutto legati alle onde sinottiche e al cambiamento di baroclinicità), ma può anche essere cancellato o invertito se la troposfera si trova già in uno stato opposto.

In pratica, la troposfera aggiunge la propria voce sopra quella stratosferica, a volte la rafforza, a volte la cancella.

Importanza della struttura verticale e della persistenza dell’anomalia

Perché il segnale scenda fino in superficie è essenziale che l’anomalia negativa del vento e positiva di geopotenziale raggiunga e persista nella bassa stratosfera (intorno ai 100-200 hPa).

Molti major stratwarming non riescono a far scendere l’anomalia con sufficiente ampiezza e durata.

Tipo di evento e onde coinvolte

Gli eventi di tipo split (rottura del vortice in due lobi, spesso associati a forte contributo dell’onda 2) tendono a produrre effetti troposferici più robusti rispetto agli eventi di displacement (dominati dall’onda 1).

Anche i precursori troposferici (intensità del flusso di onde verso l’alto, configurazione del Pacifico e dell’Atlantico) influenzano la probabilità di propagazione verso il basso.

I meccanismi proposti (downward control, inversioni di vorticalità potenziale, riflessione delle onde planetarie) non operano in modo automatico e lineare. Richiedono una combinazione favorevole di condizioni stratosferiche e troposferiche. La variabilità interna è così grande che, su singoli eventi, è ancora difficile prevedere con certezza se e come il segnale scenderà.

In pratica, anche dopo un evento di tipo major ben sviluppato, la probabilità di avere un’ondata di freddo significativa e prolungata sull’Europa o sul Nord America aumenta, ma non diventa certezza. Molto spesso il getto si sposta solo temporaneamente o in modo limitato, oppure la configurazione rimane zonale e l’aria fredda resta confinamento alle alte latitudini (come capita negli anni di Nino).

Perché se ne parla tanto ogni anno?

I media e gli appassionati tendono a enfatizzare ogni segnale di riscaldamento o di indebolimento del vortice, perché gli effetti potenziali (quando si verificano) sono spettacolari e di grande impatto. Eventi come quello del febbraio 2018 (“Beast from the East”) o altri casi storici di gelo prolungato, degli anni 80’ e 90’, hanno lasciato un’impronta forte nella memoria collettiva.

Tuttavia, questi sono l’eccezione, non la regola. La maggior parte dei disturbi stratosferici rimane in quota o produce solo effetti deboli e di breve durata.