L’interazione tra la variabilità tropicale associata all’El Niño–Southern Oscillation (ENSO) e la dinamica della stratosfera polare rappresenta uno degli aspetti più complessi e scientificamente rilevanti della variabilità climatica dell’inverno boreale. Lo studio di Jinggao Hu, Yanpei Jia, Jing-Jia Luo, Rongcai Ren e Xin Geng, intitolato Stronger Warming Effect of Sudden Stratospheric Warmings on the Late Winter Climate in China during El Niño than during La Niña, pubblicato nel 2026 sul Journal of Climate, introduce un elemento particolarmente importante in questo quadro: l’impatto climatico di un riscaldamento stratosferico improvviso, o Sudden Stratospheric Warming (SSW), sulla Cina non può essere interpretato indipendentemente dallo stato dell’ENSO. Secondo gli autori, durante El Niño gli SSW esercitano un effetto netto di riscaldamento sulla Cina, e in particolare sulla Cina meridionale, decisamente maggiore rispetto a quanto avviene durante gli inverni dominati da La Niña. La differenza non sembra derivare semplicemente dall’intensità dell’evento stratosferico, ma dalla diversa configurazione della circolazione troposferica e delle onde planetarie attraverso cui El Niño e La Niña interagiscono con la stratosfera polare.
Per comprendere la portata di questo risultato è necessario considerare innanzitutto la natura dinamica degli SSW. I riscaldamenti stratosferici improvvisi costituiscono le perturbazioni più spettacolari della circolazione stratosferica invernale. Durante un SSW maggiore, il vortice polare stratosferico può indebolirsi drasticamente o essere profondamente deformato, mentre il vento zonale occidentale caratteristico dell’inverno può rallentare fino a invertirsi. Contestualmente, le temperature della stratosfera polare possono aumentare di diverse decine di gradi nell’arco di pochi giorni. Come sintetizzato nella grande revisione di Baldwin e collaboratori, il meccanismo fondamentale è associato alla propagazione verso l’alto e alla successiva dissipazione o rottura delle onde planetarie generate nella troposfera. Il trasferimento di quantità di moto prodotto dalle onde decelera il flusso zonale stratosferico e induce una circolazione meridionale anomala caratterizzata da subsidenza e riscaldamento alle alte latitudini.
La rilevanza meteorologica degli SSW non si esaurisce però nella stratosfera. Dopo molti eventi, le anomalie della circolazione possono propagarsi verso il basso nell’arco di giorni o settimane, modificando la struttura del getto troposferico, le traiettorie delle perturbazioni e i grandi regimi di circolazione dell’emisfero settentrionale. La risposta superficiale tende spesso ad assumere caratteristiche simili a una fase negativa del Northern Annular Mode o dell’Oscillazione Artica, con una maggiore probabilità di irruzioni fredde in alcune regioni dell’Eurasia e del Nord America. Tuttavia, questo collegamento non è deterministico: non tutti gli SSW producono la stessa risposta troposferica e, soprattutto, non tutte le regioni rispondono nello stesso modo. Intensità, struttura del vortice, configurazione delle onde planetarie, stato precedente della troposfera e presenza di altre forzanti climatiche possono modificare profondamente l’evoluzione successiva.
Proprio l’Asia orientale costituisce un esempio evidente di questa complessità. Song, Son e Woo, studiando l’effetto degli SSW sulla temperatura superficiale dell’Asia orientale, avevano mostrato che dopo tali eventi vaste aree dell’Eurasia, incluse la Siberia e l’Asia nordorientale, tendono mediamente a sperimentare anomalie termiche negative che possono persistere per diverse settimane. Per l’Asia orientale considerata nel suo complesso, tuttavia, la risposta media risultava relativamente debole e non sempre statisticamente significativa; le anomalie fredde più nette emergevano soprattutto in occasione degli SSW caratterizzati da un forte accoppiamento discendente tra stratosfera e troposfera. Questo aspetto è fondamentale perché mostra come non sia corretto attribuire agli SSW un effetto termico uniforme. Lo studio di Hu e collaboratori compie un passo ulteriore: una parte dell’apparente variabilità della risposta dell’Asia orientale può essere compresa considerando lo stato dell’ENSO nel quale l’SSW si verifica.
Durante un inverno di El Niño, le anomalie positive della temperatura superficiale del mare nel Pacifico tropicale centrale e orientale modificano profondamente la convezione tropicale, la circolazione di Walker e la generazione di onde di Rossby. Tali perturbazioni possono propagarsi verso le medie ed alte latitudini attraverso una complessa rete di teleconnessioni. L’Asia orientale è particolarmente sensibile a questi processi perché la sua circolazione invernale dipende dall’interazione tra il monsone invernale dell’Asia orientale, l’anticiclone siberiano, il getto subtropicale, la circolazione del Pacifico settentrionale e le anomalie tropicali associate all’ENSO. Una revisione di Ma e Chen ha sottolineato come El Niño tenda generalmente a essere associato a condizioni relativamente più miti e umide in alcune zone dell’Asia orientale, mentre La Niña tende più frequentemente a favorire condizioni opposte, pur con una notevole variabilità da evento a evento. La stessa relazione ENSO–monsone invernale non è stabile nel tempo e può essere modulata dalla PDO, dall’Oscillazione Artica, dalla distribuzione delle anomalie oceaniche e dalla configurazione della circolazione extratropicale.
Uno dei principali ponti dinamici fra il Pacifico tropicale e l’Asia orientale è rappresentato dall’anticiclone anomalo del Pacifico nord-occidentale, comunemente indicato come Western North Pacific Anomalous Anticyclone, o WNPAC. Durante molti episodi di El Niño, un’anomalia anticiclonica si sviluppa nella bassa troposfera sul Pacifico nord-occidentale e sul settore del Mar delle Filippine. Lungo il suo margine occidentale si instaurano anomalie meridionali o sudoccidentali capaci di trasportare verso la Cina meridionale aria relativamente calda e umida proveniente dalle regioni tropicali e subtropicali. Questo tende a indebolire l’avvezione fredda tipicamente associata al monsone invernale dell’Asia orientale e può favorire temperature superiori alla norma e maggiori precipitazioni nella Cina sudorientale. Numerosi studi hanno evidenziato il ruolo centrale di questo anticiclone nel collegare ENSO alla variabilità climatica dell’Asia orientale.
Il quadro non è tuttavia una semplice opposizione speculare tra El Niño e La Niña. Le teleconnessioni delle due fasi dell’ENSO possiedono infatti importanti caratteristiche asimmetriche. Durante La Niña, il corrispondente sistema ciclonico anomalo sul Pacifico occidentale non rappresenta necessariamente l’immagine perfettamente inversa dell’anticiclone associato a El Niño; posizione, intensità e risposta della convezione tropicale possono differire sostanzialmente. Anche la risposta del monsone invernale dell’Asia orientale risulta quindi non lineare. Studi recenti hanno sottolineato come durante El Niño anomalie meridionali lungo il margine occidentale dell’anticiclone del Pacifico nord-occidentale possano indebolire il flusso monsonico settentrionale, favorendo condizioni più calde, mentre durante La Niña la circolazione ciclonica e le anomalie settentrionali possono rafforzare maggiormente l’advezione di aria fredda verso la Cina.
Un ulteriore elemento di complessità è rappresentato dalla diversità degli stessi eventi di El Niño. Non tutti gli episodi presentano infatti il massimo riscaldamento oceanico nella medesima regione del Pacifico. Gli eventi del Pacifico orientale e quelli del Pacifico centrale possono produrre risposte atmosferiche differenti. Uno studio pubblicato sul Journal of Climate ha mostrato che differenti tipologie di El Niño possono indebolire il monsone invernale dell’Asia orientale con intensità diversa, attraverso variazioni nella posizione e nell’ampiezza dell’anticiclone anomalo del Pacifico nord-occidentale e dell’anticiclone associato alla regione della Kuroshio. Anche l’intensità di El Niño è rilevante: le precipitazioni invernali nella Cina sudorientale, per esempio, rispondono più chiaramente agli eventi intensi, nei quali il WNPAC è meglio sviluppato e il trasporto di umidità verso la Cina risulta più efficace. Ciò implica che l’interazione ENSO–SSW descritta da Hu e collaboratori dovrebbe essere interpretata all’interno di un sistema atmosferico nel quale posizione, intensità e tipologia dell’anomalia tropicale possono contribuire a determinare la risposta extratropicale.
Il risultato probabilmente più interessante del nuovo studio riguarda però il differente comportamento delle onde planetarie. Secondo Hu e collaboratori, durante El Niño il collegamento con gli SSW avviene prevalentemente attraverso un rafforzamento della componente troposferica dell’onda planetaria zonale 1. A questa configurazione corrisponde lo sviluppo di una struttura dipolare delle anomalie dell’altezza geopotenziale, caratterizzata da valori negativi sull’Eurasia nordorientale e positivi sulla Cina. L’anomalia positiva sulla Cina rappresenta una componente cruciale del meccanismo perché favorisce una circolazione anticiclonica che tende a limitare l’afflusso di aria fredda e a sostenere anomalie termiche positive. Tale struttura risulta presente sia prima sia dopo l’SSW, consentendo alla risposta associata alla perturbazione stratosferica di inserirsi in un ambiente troposferico già predisposto verso un maggiore riscaldamento regionale.
Durante La Niña, invece, gli autori individuano un meccanismo differente, nel quale l’aumento dell’attività dell’onda planetaria zonale 2 assume un ruolo più importante nell’associazione con gli eventi SSW. La configurazione troposferica corrispondente è caratterizzata principalmente da una marcata anomalia negativa dell’altezza geopotenziale sull’Eurasia nordorientale, mentre l’anomalia positiva sulla Cina che caratterizza gli episodi di El Niño risulta molto più debole o può essere completamente assente. Di conseguenza, anche quando si verifica un SSW durante La Niña, manca frequentemente quel persistente supporto anticiclonico regionale capace di favorire un significativo aumento della temperatura superficiale sulla Cina. Il segnale freddo associato alla configurazione troposferica di La Niña può pertanto sopravvivere all’evento stratosferico, spiegando perché nella Cina meridionale possano persistere anomalie negative della temperatura anche in presenza di un SSW.
Questo risultato chiarisce un punto che potrebbe apparire apparentemente contraddittorio rispetto alla letteratura precedente. Un SSW non deve essere interpretato come un fenomeno che produce necessariamente un riscaldamento della superficie terrestre nelle regioni sottostanti. Il termine “riscaldamento” riguarda infatti primariamente la stratosfera polare, mentre la risposta troposferica può comprendere sia anomalie fredde sia calde a seconda della regione geografica e della configurazione della circolazione. Quando Hu e collaboratori parlano di un “effetto netto di riscaldamento” degli SSW sulla Cina, essi confrontano gli inverni appartenenti alla medesima fase ENSO con SSW con quelli privi di SSW. In altre parole, la conclusione non è che gli SSW riscaldino universalmente la Cina, ma che la presenza dell’SSW modifica il clima di fine inverno in modo molto più favorevole ad anomalie termiche positive durante El Niño che durante La Niña. È proprio questa formulazione condizionata a rendere il risultato particolarmente interessante.
Lo studio contribuisce inoltre a superare una rappresentazione eccessivamente lineare della causalità climatica. ENSO non influenza la Cina attraverso un unico percorso, né la stratosfera agisce come un semplice amplificatore passivo del segnale tropicale. Esistono almeno due vie di comunicazione complementari: una prevalentemente troposferica, attraverso le onde di Rossby e le anomalie di circolazione del Pacifico occidentale, e una che coinvolge la propagazione delle onde planetarie verso la stratosfera, la modificazione del vortice polare e il successivo accoppiamento discendente stratosfera–troposfera. Lo stato iniziale della troposfera determina quali onde riescano a propagarsi verso l’alto, mentre le perturbazioni della stratosfera possono successivamente modificare la probabilità e la persistenza dei regimi troposferici. La moderna letteratura sugli SSW sottolinea infatti che la troposfera e la stratosfera costituiscono un sistema dinamico accoppiato, caratterizzato da interazioni in entrambe le direzioni e da una forte dipendenza dalle condizioni di fondo.
Anche la scala temporale riveste un ruolo importante. Un recente studio sulla variabilità dell’influenza ENSO sull’Asia orientale ha mostrato che le teleconnessioni tropicali possono subire un vero e proprio indebolimento nel cuore dell’inverno, evidenziando come la risposta regionale non sia costante da dicembre a febbraio o marzo. Le anomalie climatiche associate a ENSO devono quindi essere considerate su scale intrastagionali oltre che stagionali. In questo contesto, la scelta di Hu e collaboratori di analizzare il periodo gennaio–marzo è particolarmente significativa, poiché corrisponde alla fase durante la quale la dinamica del vortice polare, gli SSW e il successivo accoppiamento discendente possono esercitare una notevole influenza sulla parte finale dell’inverno.
Dal punto di vista della prevedibilità climatica, queste conclusioni assumono una rilevanza considerevole. ENSO presenta generalmente una prevedibilità stagionale maggiore rispetto alla circolazione atmosferica extratropicale, mentre gli SSW possono introdurre una fonte aggiuntiva di prevedibilità sulla scala sub-stagionale una volta che il vortice polare entra in una fase fortemente perturbata. La stratosfera può infatti conservare anomalie dinamiche per periodi relativamente lunghi rispetto ai normali tempi di memoria della troposfera, aumentando potenzialmente la capacità di prevedere alcune configurazioni meteorologiche nelle settimane successive. Tuttavia, lo studio del 2026 suggerisce che l’informazione derivante dalla stratosfera dovrebbe essere interpretata insieme allo stato dell’ENSO e alla configurazione delle onde planetarie. Sapere che un SSW è in corso o imminente non è sufficiente per determinare automaticamente il segno dell’anomalia termica sulla Cina: occorre conoscere il contesto tropicale ed extratropicale nel quale l’evento si sviluppa.
Lo studio contribuisce quindi a una visione sempre più integrata della variabilità atmosferica invernale. Il clima della Cina e dell’Asia orientale durante la parte finale dell’inverno emerge dall’interazione fra Pacifico tropicale, monsone invernale, onde planetarie, vortice polare stratosferico e accoppiamento stratosfera–troposfera. Durante El Niño, la configurazione troposferica associata all’intensificazione dell’onda 1 può favorire contemporaneamente la perturbazione della stratosfera e lo sviluppo di un’anomalia anticiclonica sulla Cina; quando si verifica un SSW, questa configurazione può persistere e contribuire a un significativo aumento delle temperature superficiali. Durante La Niña, l’associazione con una maggiore attività dell’onda 2 e l’assenza o il forte indebolimento dell’anomalia anticiclonica sulla Cina impediscono invece che l’SSW produca un effetto termico altrettanto intenso. Ne deriva una chiara asimmetria: due eventi stratosferici apparentemente simili possono produrre conseguenze climatiche regionali profondamente differenti perché inseriti in stati diversi della circolazione tropicale e troposferica.
Questa prospettiva rappresenta uno degli aspetti più importanti del lavoro di Hu e collaboratori. Il valore dello studio non consiste soltanto nell’aver identificato un maggiore riscaldamento della Cina dopo gli SSW durante El Niño, ma nell’aver mostrato che le teleconnessioni atmosferiche devono essere interpretate come il risultato dell’interazione tra diversi modi di variabilità. ENSO modifica la struttura della troposfera, tale struttura influenza la propagazione delle onde planetarie verso la stratosfera, la stratosfera può successivamente retroagire sulla troposfera e il risultato finale dipende dalla sovrapposizione di questi processi. In questa prospettiva, El Niño, La Niña e gli SSW non rappresentano forzanti indipendenti i cui effetti possono essere semplicemente sommati, ma componenti interagenti di un unico sistema dinamico globale.
La conclusione assume infine un significato più generale per la ricerca sulle previsioni stagionali e sub-stagionali. Gli studi sull’interazione ENSO–monsone invernale dell’Asia orientale hanno già mostrato che la relazione fra Pacifico tropicale e clima regionale è instabile, non lineare e sensibile ad altre modalità di variabilità atmosferica e oceanica. Il lavoro del 2026 aggiunge la stratosfera a questo quadro in maniera esplicita, dimostrando che conoscere la fase ENSO può aiutare a interpretare le conseguenze regionali di un SSW e, viceversa, che conoscere lo stato del vortice polare può migliorare la comprensione dell’evoluzione degli impatti di ENSO durante la seconda parte dell’inverno. Per ottenere previsioni più affidabili del clima invernale della Cina e dell’Asia orientale sarà quindi sempre più importante considerare congiuntamente l’oceano tropicale, la troposfera e la stratosfera, abbandonando interpretazioni basate su singoli indici climatici e privilegiando una rappresentazione integrata della catena di teleconnessioni che collega il Pacifico equatoriale alle alte latitudini dell’emisfero settentrionale.
1. Introduzione
El Niño–Southern Oscillation (ENSO) costituisce una delle principali modalità di variabilità naturale del sistema climatico terrestre e rappresenta il risultato di una complessa interazione accoppiata tra oceano e atmosfera nel Pacifico tropicale. Le sue fasi calda, El Niño, e fredda, La Niña, sono associate a profonde riorganizzazioni della temperatura superficiale del mare, della convezione tropicale, della circolazione di Walker e della distribuzione delle sorgenti atmosferiche di calore latente. Sebbene l’origine dell’ENSO sia confinata prevalentemente al Pacifico equatoriale, le perturbazioni atmosferiche da esso generate possono propagarsi a grandi distanze attraverso sistemi di teleconnessione, influenzando la circolazione atmosferica e il clima di regioni molto lontane dal bacino tropicale di origine. Per questa ragione ENSO esercita un’influenza fondamentale sulla variabilità climatica globale su scale temporali stagionali e interannuali e rappresenta una delle principali fonti di prevedibilità climatica a distanza di alcuni mesi. Le teleconnessioni associate all’ENSO non devono tuttavia essere considerate come risposte atmosferiche semplici, lineari e invarianti nel tempo: la loro intensità, posizione geografica e persistenza dipendono dal tipo e dall’ampiezza dell’evento ENSO, dalla stagione, dallo stato medio della circolazione atmosferica, dalle condizioni degli altri bacini oceanici e dall’interazione con modalità di variabilità extratropicali.
Storicamente, una parte considerevole della ricerca si è concentrata sulle teleconnessioni dell’ENSO nei tropici e nella regione Pacifico–Nord America, dove la risposta atmosferica associata al pattern Pacific–North American (PNA) è particolarmente evidente. L’anomalo riscaldamento del Pacifico tropicale durante El Niño modifica profondamente la distribuzione della convezione e della divergenza nella troposfera superiore, eccitando onde di Rossby che si propagano verso le medie e alte latitudini. Tali onde possono alterare l’intensità e la posizione della depressione aleutinica, delle dorsali subtropicali, delle correnti a getto e delle traiettorie delle perturbazioni. Negli ultimi decenni, tuttavia, è diventato sempre più evidente che le conseguenze dell’ENSO non sono limitate alla troposfera. Le anomalie generate nel Pacifico tropicale sono infatti in grado di raggiungere la stratosfera e di modificare la circolazione del vortice polare, introducendo un secondo percorso attraverso il quale ENSO può influenzare il clima extratropicale. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler ha mostrato come questa connessione troposfera–stratosfera costituisca ormai una componente fondamentale della moderna interpretazione delle teleconnessioni ENSO: El Niño tende mediamente a essere associato a una maggiore propagazione verticale delle onde planetarie, a un rafforzamento della circolazione di Brewer–Dobson e a un riscaldamento e indebolimento della stratosfera polare, mentre la risposta associata a La Niña appare generalmente più debole, più variabile e meno robusta nelle osservazioni.
L’esistenza di questo percorso stratosferico ha ampliato profondamente la concezione delle teleconnessioni dell’ENSO verso l’Atlantico settentrionale e l’Eurasia. Il meccanismo può essere schematicamente descritto come una sequenza dinamica in due fasi strettamente accoppiate. Durante molti inverni di El Niño, la risposta troposferica al riscaldamento tropicale modifica la circolazione del Pacifico settentrionale e tende ad approfondire la depressione aleutinica. Questa riorganizzazione altera le condizioni attraverso le quali le onde planetarie stazionarie possono propagarsi dalla troposfera verso la stratosfera. In particolare, numerosi studi hanno mostrato un rafforzamento dell’onda planetaria di numero zonale 1 durante gli eventi di El Niño. Un maggiore flusso di attività ondulatoria verso la stratosfera può trasferire quantità di moto al flusso medio, decelerando i venti occidentali che costituiscono il vortice polare stratosferico invernale. Se l’interazione onda–flusso medio diventa sufficientemente intensa, il vortice può essere fortemente perturbato e, in alcuni casi, andare incontro a un riscaldamento stratosferico improvviso. La revisione di Domeisen et al. evidenzia proprio come l’anomala propagazione ascendente delle onde durante El Niño costituisca uno degli elementi principali attraverso i quali il Pacifico tropicale può influenzare la stratosfera extratropicale.
I Sudden Stratospheric Warmings rappresentano gli episodi estremi di questa variabilità dinamica. Durante un SSW maggiore, la circolazione occidentale che caratterizza normalmente il vortice polare stratosferico può indebolirsi drasticamente fino a invertirsi, mentre la temperatura della stratosfera polare aumenta molto rapidamente. La grande revisione di Baldwin et al. ha chiarito che questi eventi sono essenzialmente il risultato della propagazione e della successiva rottura o dissipazione di onde planetarie su larga scala provenienti dalla troposfera. L’interazione delle onde con il flusso medio rallenta i venti zonali, favorisce una circolazione meridionale anomala e induce una forte subsidenza dell’aria alle alte latitudini; la compressione adiabatica associata alla discesa produce il rapido riscaldamento della stratosfera polare. L’importanza degli SSW per il clima superficiale deriva tuttavia dal fatto che la perturbazione non rimane confinata alla stratosfera: le anomalie della circolazione possono propagarsi progressivamente verso il basso, modificando la posizione delle correnti a getto, le storm tracks e i principali modi di variabilità troposferica dell’emisfero settentrionale.
La propagazione discendente delle anomalie stratosferiche costituisce quindi la seconda fase del percorso attraverso cui ENSO può influenzare il clima extratropicale. Dopo un SSW, il segnale di vortice debole può persistere per diverse settimane e proiettarsi progressivamente verso i livelli inferiori dell’atmosfera. La risposta troposferica assume frequentemente una configurazione simile alla fase negativa del Northern Annular Mode e, nel settore euro-atlantico, della North Atlantic Oscillation. Ciò può tradursi in uno spostamento verso sud della corrente a getto atlantica, in una modifica delle traiettorie delle perturbazioni e in una maggiore probabilità di anomalie fredde in alcune parti dell’Eurasia e dell’America settentrionale, associate contemporaneamente ad anomalie di segno opposto in altre regioni. Baldwin et al. sottolineano che la risposta superficiale agli SSW non è deterministica: gli eventi aumentano o diminuiscono la probabilità di determinate configurazioni atmosferiche, ma non producono necessariamente lo stesso tipo di tempo dopo ogni evento. Intensità dell’SSW, struttura del vortice, stato precedente della troposfera, configurazione delle onde planetarie e altre modalità climatiche contribuiscono a determinare l’esito finale.
Questo aspetto è particolarmente importante quando si considera l’interazione tra ENSO e SSW. L’ENSO non agisce soltanto modificando la probabilità che si verifichi una perturbazione stratosferica, ma continua contemporaneamente a esercitare un’influenza diretta sulla troposfera. In altre parole, il clima osservato alla superficie durante un inverno di El Niño con SSW rappresenta la sovrapposizione e l’interazione tra almeno due percorsi: un percorso troposferico relativamente diretto, associato alle onde di Rossby generate nel Pacifico tropicale, e un percorso indiretto che attraversa la stratosfera polare e ritorna successivamente verso la troposfera. Questa distinzione è stata particolarmente importante negli studi sul settore nord-atlantico ed eurasiatico. Oehrlein, Chiodo e Polvani, utilizzando grandi ensemble di simulazioni con il modello WACCM, hanno mostrato che El Niño e gli SSW possono produrre entrambi anomalie riconducibili a una NAO negativa, ma che gli SSW esercitano un contributo particolarmente forte sul raffreddamento di alcune aree eurasiatiche. Gli autori hanno inoltre evidenziato come, per diverse variabili climatiche, gli effetti di El Niño e degli SSW possano risultare approssimativamente additivi, sebbene le osservazioni siano rese più difficili dal numero relativamente limitato di eventi disponibili.
La relazione tra ENSO e SSW è, inoltre, fortemente asimmetrica. Il collegamento tra El Niño e un vortice polare stratosferico mediamente più debole è relativamente ben documentato, mentre la risposta durante La Niña rimane più controversa. Studi modellistici e osservativi non forniscono infatti risultati completamente concordi sulla frequenza degli SSW durante gli inverni di La Niña. Song e Son, riesaminando questa relazione, hanno mostrato che il risultato dipende anche dalla definizione utilizzata per identificare gli eventi di riscaldamento stratosferico e dalla struttura delle onde planetarie. Durante El Niño, l’aumento dell’attività dell’onda zonale 1 nella bassa stratosfera tende a favorire maggiormente la perturbazione del vortice; durante La Niña, invece, può emergere un rafforzamento dell’onda zonale 2. Ciò significa che le due fasi ENSO possono contribuire alla perturbazione della stratosfera attraverso configurazioni dinamiche differenti e che la relazione tra ENSO e SSW non deve essere interpretata come una semplice opposizione lineare tra fase calda e fase fredda.
La distinzione tra onda 1 e onda 2 riveste un’importanza particolare anche per comprendere il nuovo studio di Hu et al. Le onde planetarie non rappresentano soltanto un meccanismo attraverso il quale viene trasferita energia dalla troposfera alla stratosfera, ma riflettono anche differenti strutture della circolazione troposferica. Un’anomalia dominata dall’onda 1 comporta una distribuzione emisferica dei massimi e dei minimi di altezza geopotenziale profondamente diversa rispetto a una configurazione dominata dall’onda 2. Di conseguenza, due SSW generati o favoriti da differenti configurazioni ondulatorie possono essere preceduti da stati troposferici differenti e possono essere accompagnati da anomalie climatiche regionali diverse. Questo elemento è essenziale per interpretare il clima della Cina, poiché la regione si trova all’interno di un settore atmosferico nel quale interagiscono simultaneamente l’influenza del Pacifico tropicale, il monsone invernale dell’Asia orientale, la circolazione siberiana, il getto subtropicale e le onde planetarie provenienti dalle medie e alte latitudini.
Il monsone invernale dell’Asia orientale costituisce infatti uno dei principali sistemi di circolazione dell’inverno boreale e rappresenta un ponte dinamico fondamentale tra le regioni tropicali e quelle extratropicali. La sua variabilità influenza la frequenza e l’intensità delle irruzioni di aria fredda, la temperatura, le precipitazioni e la ventilazione atmosferica su vaste aree dell’Asia orientale. Ma e Chen hanno sottolineato che il rapporto tra ENSO e monsone invernale dell’Asia orientale è complesso, non stazionario e sensibile a numerosi fattori di modulazione. La relazione ENSO–EAWM può variare in funzione della tipologia dell’evento ENSO, dello stato della Pacific Decadal Oscillation, dell’Oscillazione Artica e delle anomalie presenti nell’Oceano Indiano; inoltre, i modelli climatici tendono ancora a simulare un’influenza dell’ENSO sul monsone invernale più debole rispetto a quella osservata.
Durante molti eventi di El Niño, uno degli elementi più importanti della teleconnessione verso l’Asia orientale è lo sviluppo di un’anomalia anticiclonica nella bassa troposfera sul Pacifico nord-occidentale e sul Mar delle Filippine. Questo sistema, frequentemente definito Philippine Sea Anomalous Anticyclone o Western North Pacific Anomalous Anticyclone, rappresenta uno dei principali ponti dinamici tra le anomalie della temperatura superficiale del Pacifico equatoriale e il clima della Cina. Sul margine occidentale dell’anticiclone, anomalie di vento meridionale e sudoccidentale possono trasportare aria più calda e umida dalle basse latitudini verso la Cina sudorientale. Contemporaneamente, tali anomalie contrastano o indeboliscono il flusso settentrionale associato al monsone invernale dell’Asia orientale, riducendo l’avvezione di aria continentale fredda. Questo meccanismo contribuisce a spiegare perché gli inverni di El Niño siano frequentemente associati a condizioni relativamente più calde e umide nella Cina meridionale e sudorientale. La revisione di Ma e Chen conferma il ruolo centrale dell’anticiclone anomalo del Pacifico nord-occidentale nella connessione tra El Niño e il clima dell’Asia orientale.
La Niña tende generalmente a essere accompagnata da una risposta di segno opposto, con una maggiore propensione per anomalie cicloniche nel Pacifico nord-occidentale, una circolazione monsonica più favorevole all’afflusso di aria fredda e temperature inferiori in diverse aree dell’Asia orientale. Tuttavia, le due fasi ENSO non producono risposte perfettamente speculari. La non linearità deriva sia dalle caratteristiche della risposta convettiva tropicale sia dal differente stato medio atmosferico nel quale vengono inserite anomalie oceaniche calde o fredde. Anche la posizione longitudinale delle anomalie della temperatura superficiale marina è importante. Gli eventi di ENSO del Pacifico orientale e quelli del Pacifico centrale possono infatti generare differenti configurazioni di convezione, onde di Rossby e risposta della circolazione sul Pacifico nord-occidentale. Ma e Chen sottolineano che l’influenza degli eventi ENSO del Pacifico centrale sul monsone invernale dell’Asia orientale tende generalmente a essere più debole rispetto a quella degli eventi del Pacifico orientale, introducendo un’ulteriore fonte di variabilità tra un inverno e l’altro.
Un altro aspetto fondamentale è la variazione sub-stagionale della teleconnessione. Parlare genericamente di “inverno di El Niño” può nascondere profonde differenze tra l’inizio e la fine della stagione. La relazione ENSO–Asia orientale è spesso particolarmente evidente tra novembre e dicembre, mentre può modificarsi o indebolirsi tra gennaio e febbraio. Le cause di questa evoluzione comprendono lo sviluppo e il decadimento dell’ENSO stesso, la variazione stagionale del monsone invernale, il ruolo delle anomalie termiche nell’Oceano Indiano e la riorganizzazione della circolazione del Pacifico occidentale. La letteratura più recente considera questa evoluzione intrastagionale una componente essenziale della teleconnessione ENSO–EAWM, sottolineando come la risposta regionale non possa essere descritta adeguatamente attraverso sole medie stagionali.
È proprio nella seconda parte dell’inverno che il ruolo della stratosfera può assumere un’importanza crescente. Gli SSW si verificano prevalentemente durante l’inverno boreale e le loro conseguenze troposferiche possono manifestarsi con un certo ritardo rispetto all’inizio dell’evento. Le anomalie prodotte nella stratosfera possono persistere per settimane e raggiungere la superficie quando la teleconnessione troposferica diretta dell’ENSO sta contemporaneamente cambiando intensità o struttura. Ne deriva la possibilità che il segnale superficiale osservato tra gennaio e marzo sia sostanzialmente diverso da quello che ci si attenderebbe considerando esclusivamente lo stato dell’ENSO. È in questo senso che la stratosfera può essere interpretata non semplicemente come una risposta passiva alla forzante tropicale, ma come un elemento dinamico capace di riorganizzare e modulare le teleconnessioni stagionali.
La climatologia degli SSW sulla Cina presenta inoltre caratteristiche apparentemente controintuitive. Nella letteratura meteorologica, gli SSW sono spesso associati a una maggiore probabilità di episodi freddi sulle medie latitudini dell’emisfero settentrionale, soprattutto in relazione all’indebolimento del vortice polare e alla successiva fase negativa del NAM. Tuttavia, ciò non significa affatto che ogni regione debba raffreddarsi dopo un SSW. La risposta superficiale possiede una marcata struttura geografica e può presentare contemporaneamente anomalie fredde e calde in settori differenti. Baldwin et al. sottolineano che gli effetti sulla superficie comprendono spostamenti del getto e delle storm tracks e modificazioni della probabilità di irruzioni fredde, non un raffreddamento uniforme dell’emisfero. Nel caso dell’Asia orientale, questo significa che un SSW può favorire condizioni fredde in alcune regioni dell’Eurasia settentrionale e, contemporaneamente, essere associato a condizioni relativamente miti o calde sulla Cina meridionale.
Questa complessità emerge chiaramente quando si tenta di separare l’impatto dell’ENSO da quello degli SSW. Polvani e collaboratori e, successivamente, Oehrlein et al. hanno mostrato quanto sia importante distinguere gli effetti della forzante tropicale da quelli della variabilità stratosferica. L’analisi di Oehrlein et al., in particolare, indica che gli SSW possono esercitare un effetto sul clima eurasiatico di grandezza paragonabile o persino superiore a quello prodotto direttamente da El Niño per alcune variabili, sottolineando l’importanza di rappresentare correttamente la stratosfera nei sistemi di previsione stagionale. Questo principio assume particolare rilevanza per la Cina: una parte della dispersione osservata nella relazione tra ENSO e temperatura invernale potrebbe dipendere proprio dal differente stato del vortice polare e dalla presenza o assenza di SSW.
Il nuovo lavoro di Hu et al., pubblicato nel 2026 sul Journal of Climate, affronta direttamente questa problematica analizzando l’effetto combinato dell’ENSO e degli SSW sul clima della Cina nella parte finale dell’inverno, considerata nel periodo gennaio–marzo. Il risultato centrale dello studio introduce un’importante revisione rispetto a un’interpretazione in cui l’effetto degli SSW sulla Cina sarebbe sostanzialmente indipendente dal segno dell’ENSO. Gli autori mostrano infatti che il riscaldamento netto associato agli SSW è sensibilmente maggiore durante gli inverni di El Niño rispetto agli inverni di La Niña. Durante El Niño, la Cina meridionale tende a mostrare anomalie termiche positive pronunciate negli anni con SSW, mentre gli inverni di El Niño senza SSW possono essere caratterizzati da condizioni relativamente più fredde. Durante La Niña, al contrario, l’insorgenza di un SSW non è generalmente sufficiente a cancellare il segnale freddo associato alla fase ENSO: la Cina meridionale può rimanere anomalamente fredda anche quando il vortice polare subisce un importante riscaldamento stratosferico.
Il concetto di “effetto netto” degli SSW utilizzato in questo contesto è particolarmente importante. Esso non indica semplicemente l’anomalia termica osservata dopo un SSW rispetto alla climatologia, ma la differenza tra gli inverni appartenenti alla stessa fase ENSO nei quali si verifica un SSW e quelli nei quali l’evento stratosferico non si verifica. Questa impostazione permette di separare almeno parzialmente la componente associata allo stato del Pacifico tropicale da quella legata alla stratosfera. In questo modo emerge chiaramente che la medesima categoria generale di perturbazione stratosferica non possiede necessariamente lo stesso effetto superficiale quando si sviluppa in differenti stati della circolazione tropicale e troposferica.
La spiegazione dinamica proposta da Hu et al. riconduce questa asimmetria alle differenti configurazioni delle teleconnessioni troposferiche associate a El Niño e La Niña e, in particolare, alla diversa struttura delle onde planetarie. Negli inverni di El Niño, gli eventi SSW risultano legati principalmente all’intensificazione dell’onda planetaria troposferica di numero zonale 1. Questa configurazione è associata allo sviluppo di un dipolo dell’altezza geopotenziale caratterizzato da un’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale e da una significativa anomalia positiva sulla Cina. Quest’ultima rappresenta un elemento fondamentale: una struttura anticiclonica persistente sulla Cina può indebolire l’advezione fredda da nord, favorire anomalie di vento meridionale e contribuire a mantenere temperature superiori alla norma. Secondo lo studio, tale anomalia positiva rimane significativa sia prima sia dopo il verificarsi degli SSW negli anni di El Niño.
Durante La Niña, la situazione dinamica è differente. Gli SSW risultano maggiormente associati all’aumento dell’attività dell’onda planetaria di numero zonale 2, coerentemente con precedenti studi che avevano evidenziato il diverso comportamento delle onde planetarie nelle due fasi ENSO. La configurazione troposferica associata presenta principalmente un’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale, mentre l’anomalia positiva dell’altezza geopotenziale sulla Cina risulta notevolmente indebolita o completamente assente. Viene pertanto meno una componente cruciale del meccanismo di riscaldamento presente durante El Niño. Anche se il vortice polare subisce un SSW, la circolazione troposferica di fondo rimane più favorevole alla persistenza delle anomalie fredde associate a La Niña. Questo fornisce una spiegazione fisica del motivo per cui la risposta termica della Cina agli SSW risulti nettamente asimmetrica tra le due fasi ENSO.
Il risultato mette inoltre in evidenza un principio più generale della dinamica delle teleconnessioni: la risposta superficiale a un SSW dipende non soltanto da ciò che accade nella stratosfera dopo l’inizio dell’evento, ma anche dalla configurazione troposferica che precede il riscaldamento. Poiché le stesse onde planetarie responsabili della perturbazione del vortice sono espressione della struttura della circolazione troposferica, non è sempre possibile separare completamente la “causa stratosferica” dal contesto troposferico nel quale essa si sviluppa. La stratosfera conserva una propria dinamica e può retroagire sulla troposfera, ma il segnale finale alla superficie rappresenta il prodotto di una catena bidirezionale di interazioni. La moderna visione dell’accoppiamento stratosfera–troposfera, sintetizzata da Baldwin et al., enfatizza proprio questa natura dinamicamente interconnessa del sistema atmosferico.
Questa interpretazione aiuta anche a comprendere perché risultati ottenuti per l’Europa o l’Eurasia settentrionale non possano essere automaticamente trasferiti alla Cina. La risposta regionale dipende dalla posizione dei nodi delle onde planetarie, dall’interazione con il monsone dell’Asia orientale, dalla circolazione anticiclonica del Pacifico occidentale e dall’advezione termica regionale. In Europa settentrionale, una fase negativa della NAO successiva a un SSW può aumentare la probabilità di condizioni fredde; sulla Cina meridionale, invece, una contemporanea anomalia anticiclonica può produrre una risposta di segno opposto. Il clima regionale deve quindi essere interpretato considerando l’intera configurazione tridimensionale della circolazione e non semplicemente lo stato di un singolo indice climatico.
Il quadro è ulteriormente complicato dalla limitata numerosità del campione osservativo. Gli SSW maggiori sono eventi relativamente poco frequenti e anche gli episodi ENSO intensi si verificano soltanto alcune volte per decennio. Suddividere il record osservativo in El Niño con SSW, El Niño senza SSW, La Niña con SSW e La Niña senza SSW riduce ulteriormente il numero di casi disponibili, rendendo difficile distinguere segnali robusti dalla variabilità interna atmosferica. Domeisen et al. hanno sottolineato questo problema nella valutazione delle teleconnessioni ENSO–stratosfera: la relativamente breve disponibilità di osservazioni stratosferiche affidabili limita ancora la capacità di determinare con certezza quanto alcune apparenti non linearità siano proprietà reali del sistema e quanto invece riflettano la ridotta dimensione del campione. L’utilizzo congiunto delle rianalisi e di grandi ensemble modellistici, come avviene nella letteratura più recente, rappresenta pertanto uno strumento essenziale per aumentare la robustezza statistica delle conclusioni.
Anche la capacità dei modelli di rappresentare correttamente questi meccanismi costituisce una questione centrale. Una simulazione affidabile delle teleconnessioni ENSO–SSW richiede infatti una corretta rappresentazione della convezione tropicale, delle onde di Rossby troposferiche, della depressione aleutinica, della propagazione verticale delle onde planetarie, del vortice polare e della successiva comunicazione discendente delle anomalie stratosferiche. Modelli con una rappresentazione insufficiente della stratosfera possono sottostimare o distorcere questa catena di processi. Parallelamente, Ma e Chen hanno evidenziato come anche nei modelli CMIP6 la risposta del monsone invernale dell’Asia orientale all’ENSO presenti mediamente un’ampiezza inferiore rispetto alle osservazioni, nonostante i miglioramenti rispetto alle generazioni modellistiche precedenti. Ciò rende particolarmente importante verificare i risultati attraverso più modelli e confrontarli sistematicamente con le rianalisi atmosferiche.
Da un punto di vista della prevedibilità, l’interazione tra ENSO e stratosfera rappresenta al tempo stesso una fonte di complessità e una potenziale opportunità. ENSO è prevedibile con diversi mesi di anticipo in molti casi e fornisce quindi informazioni sulla probabile configurazione della circolazione tropicale e delle teleconnessioni extratropicali. Gli SSW sono molto più difficili da prevedere su scala stagionale come singoli eventi, ma una volta che la stratosfera entra in uno stato fortemente perturbato, la persistenza relativamente lunga delle anomalie del vortice può aumentare la prevedibilità della circolazione troposferica nelle settimane successive. Domeisen et al. e Baldwin et al. hanno evidenziato come la stratosfera costituisca una potenziale fonte di prevedibilità sub-stagionale e stagionale proprio grazie ai tempi di memoria più lunghi rispetto a molte strutture meteorologiche della troposfera.
Per la Cina, i risultati di Hu et al. implicano che questa informazione stratosferica dovrebbe essere interpretata congiuntamente allo stato dell’ENSO. La semplice previsione di un indebolimento del vortice polare o di un SSW non consente di stabilire automaticamente il segno delle anomalie termiche sulla Cina. Se l’evento avviene durante El Niño, una configurazione dominata dall’onda 1 e la presenza di un’anomalia positiva persistente dell’altezza geopotenziale sulla Cina possono favorire un marcato riscaldamento nella parte finale dell’inverno. Se invece un SSW si verifica durante La Niña, una diversa configurazione ondulatoria e la debolezza o assenza dell’anomalia anticiclonica sulla Cina possono lasciare sostanzialmente intatto il segnale freddo associato alla teleconnessione tropicale. Questa differenza evidenzia quanto sia necessario integrare i diversi precursori atmosferici e oceanici nelle previsioni climatiche sub-stagionali e stagionali.
Il lavoro si inserisce dunque in una concezione sempre più integrata del sistema climatico, nella quale tropici, medie latitudini e regioni polari non costituiscono compartimenti indipendenti. Un’anomalia della temperatura superficiale del mare nel Pacifico equatoriale può modificare la convezione tropicale; questa può generare onde atmosferiche capaci di propagarsi verso le medie latitudini; le onde modificano la depressione aleutinica e la configurazione del flusso troposferico; una parte dell’attività ondulatoria può propagarsi verticalmente nella stratosfera e perturbare il vortice polare; la risposta stratosferica può quindi propagarsi nuovamente verso il basso e interagire con una troposfera che continua, contemporaneamente, a essere influenzata dall’ENSO. Il clima osservato alla superficie rappresenta il risultato finale di questa catena di interazioni, alla quale si sovrappongono il monsone invernale dell’Asia orientale, la variabilità del Pacifico extratropicale e le condizioni degli altri oceani.
In questa prospettiva, la principale novità scientifica introdotta dallo studio di Hu et al. non consiste semplicemente nell’affermare che gli SSW possano riscaldare la Cina meridionale. Il risultato più importante è la dimostrazione che l’effetto climatico regionale di un SSW dipende dallo stato dinamico nel quale l’evento stratosferico si verifica. El Niño e La Niña modificano il background troposferico e la struttura delle onde planetarie in maniera differente; pertanto, pur potendo entrambi essere associati a perturbazioni del vortice polare, non necessariamente producono la stessa risposta alla superficie. Durante El Niño, la combinazione tra rafforzamento dell’onda 1, anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale e persistente anomalia anticiclonica sulla Cina crea condizioni favorevoli a un significativo riscaldamento di fine inverno. Durante La Niña, il maggiore ruolo dell’onda 2 e la mancanza di una struttura anticiclonica altrettanto robusta sulla Cina limitano invece notevolmente l’effetto termico degli SSW.
Questi risultati invitano infine a superare interpretazioni eccessivamente semplicistiche basate su associazioni quali “El Niño uguale inverno mite”, “La Niña uguale inverno freddo” oppure “SSW uguale ondata di freddo”. Tali affermazioni possono possedere una certa validità climatologica in regioni o condizioni specifiche, ma non descrivono la complessità dinamica del sistema atmosferico. Le teleconnessioni sono probabilistiche, dipendono dal contesto e possono essere modificate dalla fase stagionale, dall’intensità dell’evento ENSO, dalla distribuzione delle anomalie oceaniche, dalla configurazione delle onde planetarie e dallo stato del vortice polare. Le revisioni più recenti sull’interazione ENSO–monsone invernale dell’Asia orientale sottolineano proprio la non stazionarietà e la non linearità di tali relazioni.
L’analisi congiunta di ENSO e degli SSW rappresenta pertanto un passo importante verso una comprensione più completa della variabilità del clima invernale della Cina. Il nuovo quadro suggerisce che la parte finale dell’inverno debba essere interpretata come il risultato dell’interazione tra segnali tropicali persistenti e processi extratropicali e stratosferici più episodici. L’ENSO fornisce una configurazione di fondo della circolazione; le onde planetarie trasferiscono e riorganizzano tale segnale; il vortice polare stratosferico introduce una possibile sorgente di amplificazione e memoria atmosferica; infine, la risposta troposferica regionale determina il segno e l’intensità delle anomalie di temperatura osservate sulla Cina. Comprendere questa catena di processi non è soltanto di interesse teorico, ma possiede importanti implicazioni per la previsione delle anomalie termiche, delle ondate di freddo e dei periodi insolitamente miti su scala sub-stagionale e stagionale.
In definitiva, lo studio delle interazioni tra ENSO, onde planetarie, vortice polare e riscaldamenti stratosferici improvvisi mostra come il clima invernale dell’Asia orientale derivi da un sistema di teleconnessioni atmosferiche fortemente interdipendenti. El Niño può predisporre la troposfera a una più intensa propagazione dell’onda planetaria 1 e a un indebolimento della stratosfera polare; gli SSW risultanti possono successivamente retroagire sulla circolazione troposferica, mentre la persistente anomalia anticiclonica sulla Cina contribuisce ad amplificare il riscaldamento regionale. Durante La Niña, invece, la maggiore importanza dell’onda planetaria 2 e la diversa configurazione delle anomalie geopotenziali fanno sì che l’eventuale perturbazione del vortice polare non produca lo stesso effetto sulla temperatura superficiale. La differenza tra le due fasi ENSO evidenzia quindi un principio generale della dinamica climatica: gli effetti di una perturbazione stratosferica non possono essere pienamente compresi senza conoscere lo stato della troposfera dalla quale essa ha avuto origine e nella quale il suo segnale è destinato a ritornare. È precisamente in questa interazione bidirezionale tra oceano tropicale, troposfera e stratosfera che risiede una delle chiavi per migliorare la comprensione e, potenzialmente, la prevedibilità del clima invernale della Cina e dell’intera Asia orientale.
2. Dati e metodi – a. Dati
L’analisi dell’interazione tra El Niño–Southern Oscillation (ENSO), riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) e clima invernale della Cina richiede un insieme di dati capace di rappresentare simultaneamente la variabilità dell’oceano tropicale, la struttura tridimensionale della circolazione atmosferica dalla superficie alla stratosfera e la risposta termica prossima al suolo. A questo scopo, lo studio di Hu et al. adotta una strategia basata sull’integrazione di tre sorgenti di informazione complementari: la rianalisi atmosferica ERA5, il dataset osservativo HadISST per la temperatura superficiale del mare e le simulazioni storiche prodotte da 21 modelli climatici appartenenti al Coupled Model Intercomparison Project Phase 6 (CMIP6). Questa combinazione metodologica è particolarmente appropriata per lo studio delle teleconnessioni ENSO–stratosfera, poiché consente da un lato di ricostruire con elevato dettaglio l’evoluzione atmosferica realmente osservata e, dall’altro, di ampliare notevolmente il numero di casi disponibili mediante simulazioni climatiche molto più lunghe. Tale aspetto è essenziale quando si analizzano fenomeni relativamente poco frequenti come gli SSW e, soprattutto, quando il campione deve essere ulteriormente suddiviso in funzione della fase ENSO.
Il principale riferimento atmosferico utilizzato nello studio è costituito dalla quinta generazione delle rianalisi del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine, ERA5. Le rianalisi rappresentano uno strumento fondamentale nella moderna climatologia perché combinano, attraverso un sistema di assimilazione dei dati, un modello numerico dell’atmosfera con un’enorme quantità di osservazioni provenienti da stazioni meteorologiche, radiosondaggi, boe oceaniche, aeromobili, navi e satelliti. Il risultato non è quindi una semplice interpolazione delle osservazioni, né una simulazione climatica libera, ma una ricostruzione fisicamente coerente dello stato dell’atmosfera. Hersbach et al. (2020) sottolineano come le rianalisi consentano di produrre campi globali continui e privi delle vaste lacune spaziali inevitabilmente presenti nei sistemi osservativi, assicurando allo stesso tempo una rappresentazione coerente dei principali processi atmosferici. ERA5 utilizza il sistema Integrated Forecasting System dell’ECMWF e, rispetto alla precedente ERA-Interim, beneficia di importanti miglioramenti nella dinamica del modello, nella fisica atmosferica, nell’assimilazione delle osservazioni e nella risoluzione spaziale e temporale.
Queste caratteristiche rendono ERA5 particolarmente adatta allo studio dell’accoppiamento troposfera–stratosfera. La dinamica degli SSW coinvolge infatti una successione di processi che si sviluppano su un ampio intervallo verticale, dalla propagazione delle onde planetarie nella troposfera fino alla loro interazione con il vortice polare nella media e alta stratosfera. Per rappresentare adeguatamente tali meccanismi non è sufficiente conoscere le condizioni meteorologiche alla superficie: è necessario disporre di campi atmosferici tridimensionali che descrivano simultaneamente vento, geopotenziale e struttura della circolazione ai diversi livelli di pressione. Nello studio vengono pertanto utilizzati il vento zonale e l’altezza geopotenziale su 17 livelli atmosferici compresi tra 1000 e 10 hPa, coprendo così gran parte della troposfera e della stratosfera inferiore e media. Tale intervallo verticale consente di seguire sia la configurazione troposferica delle onde planetarie sia l’evoluzione del vortice polare stratosferico.
La scelta del livello di 10 hPa riveste un’importanza specifica nello studio degli SSW. La definizione dinamica comunemente utilizzata per gli eventi maggiori si basa infatti sull’inversione dei venti zonali medi alla latitudine di 60°N a 10 hPa, secondo il criterio formalizzato da Charlton e Polvani. L’utilizzo di ERA5 consente pertanto di individuare direttamente gli episodi nei quali la circolazione occidentale del vortice polare viene sostituita temporaneamente da venti orientali. Nello stesso tempo, la disponibilità dei campi di altezza geopotenziale attraverso l’intera colonna atmosferica permette di esaminare le configurazioni ondulatorie associate agli SSW e, in particolare, di distinguere il diverso contributo delle onde planetarie di numero zonale 1 e 2, che costituisce uno dei risultati dinamici centrali del lavoro di Hu et al.
Un ulteriore vantaggio di ERA5 è rappresentato dalla sua elevata risoluzione. La rianalisi viene distribuita sul Climate Data Store su una griglia regolare di 0,25° × 0,25°, mentre i campi atmosferici su livelli di pressione sono disponibili globalmente e con risoluzione temporale oraria. Nello studio, tuttavia, i dati vengono ricampionati a una risoluzione di 1° × 1°. Questa scelta costituisce un compromesso metodologico ragionevole. Per l’analisi delle grandi teleconnessioni atmosferiche e delle onde planetarie, infatti, una risoluzione di un grado rimane ampiamente sufficiente a rappresentare le strutture spaziali di interesse, che si estendono frequentemente per migliaia di chilometri. Al tempo stesso, la riduzione della risoluzione diminuisce considerevolmente il volume dei dati e facilita il confronto con gli altri dataset impiegati.
L’uso simultaneo di dati giornalieri e mensili rappresenta un altro elemento importante del disegno sperimentale. I campi giornalieri consentono di seguire l’evoluzione relativamente rapida degli SSW e delle anomalie atmosferiche che precedono e seguono la data di onset dell’evento. Gli SSW sono infatti fenomeni dinamici nei quali il vortice può subire profondi cambiamenti nell’arco di pochi giorni. Le anomalie stratosferiche possono successivamente persistere per settimane e propagarsi progressivamente verso la troposfera. I dati giornalieri sono quindi indispensabili per costruire compositi centrati sull’inizio degli SSW e studiare la sequenza temporale dell’accoppiamento stratosfera–troposfera. I dati mensili, al contrario, risultano particolarmente appropriati per analizzare le condizioni climatiche medie, identificare le fasi ENSO e valutare le anomalie stagionali della temperatura superficiale e della circolazione.
Tra le variabili ERA5 impiegate compare inoltre la temperatura dell’aria a 2 metri dal suolo, utilizzata nello studio come misura della surface air temperature, SAT. La temperatura a 2 metri costituisce una delle variabili maggiormente impiegate nelle analisi climatiche perché rappresenta in modo diretto lo stato termico dello strato atmosferico più vicino alla superficie e può essere confrontata con le misurazioni meteorologiche convenzionali. In questo studio la SAT assume un ruolo centrale, poiché l’obiettivo principale consiste precisamente nel determinare come la presenza o l’assenza degli SSW modifichi la risposta termica della Cina durante gli inverni caratterizzati da El Niño o La Niña. La distribuzione spaziale delle anomalie della SAT consente pertanto di collegare i processi dinamici che si sviluppano nella media atmosfera alle loro conseguenze climatiche regionali percepibili alla superficie.
La scelta di ERA5 offre numerosi vantaggi, ma è importante considerare anche alcune limitazioni intrinseche alle rianalisi. Hersbach et al. evidenziano che la qualità e l’incertezza della ricostruzione atmosferica variano nel tempo in funzione dell’evoluzione del sistema osservativo. In particolare, l’introduzione progressiva dei satelliti e il miglioramento della rete globale di osservazione hanno aumentato notevolmente la quantità e la qualità delle informazioni assimilate negli ultimi decenni. ERA5 mostra una buona rappresentazione della variabilità atmosferica a bassa frequenza e una sostanziale coerenza delle anomalie dalla troposfera fino almeno a 10 hPa rispetto ad altre grandi rianalisi come MERRA-2 e JRA-55, ma il grado di vincolo osservativo non è identico durante l’intero record. Questa considerazione è particolarmente rilevante per il periodo precedente alla piena era satellitare e costituisce una delle ragioni per cui il confronto con le simulazioni modellistiche rappresenta un complemento molto utile.
Per descrivere lo stato del Pacifico tropicale, lo studio utilizza il dataset Hadley Centre Sea Ice and Sea Surface Temperature, HadISST. HadISST rappresenta una delle ricostruzioni storiche della temperatura superficiale marina maggiormente utilizzate nella ricerca climatologica. Il dataset sviluppato dal Met Office Hadley Centre combina differenti sorgenti osservative per produrre campi mensili globalmente completi della temperatura superficiale del mare e della concentrazione del ghiaccio marino su una griglia di 1° × 1°. Il lavoro originario di Rayner et al. (2003) descrive HadISST1 come una ricostruzione globale mensile dell’SST e del ghiaccio marino sviluppata per garantire continuità temporale e copertura spaziale anche nelle epoche caratterizzate da osservazioni relativamente scarse. Il Met Office continua a descrivere HadISST1 come un insieme mensile globalmente completo su griglia di un grado, caratteristica particolarmente utile per analisi climatiche di lunga durata.
Nel contesto dello studio di Hu et al., HadISST viene utilizzato principalmente per identificare le fasi ENSO attraverso la variabilità della temperatura superficiale del mare nel Pacifico equatoriale. Questa scelta è particolarmente importante perché ENSO è innanzitutto un fenomeno accoppiato oceano–atmosfera e la sua classificazione richiede una misura coerente delle anomalie termiche oceaniche. La regione Niño3.4, situata tra 5°S e 5°N e 170°W–120°W, occupa una posizione centrale nel Pacifico equatoriale e viene frequentemente utilizzata come riferimento per descrivere l’intensità e il segno dell’ENSO. Disporre di una serie SST indipendente dalla rianalisi atmosferica permette inoltre di evitare che la classificazione degli eventi ENSO dipenda direttamente dallo stesso sistema atmosferico utilizzato successivamente per analizzarne gli impatti.
L’integrazione tra HadISST ed ERA5 consente quindi di separare concettualmente la forzante tropicale dalla risposta atmosferica. HadISST identifica lo stato termico dell’oceano Pacifico e permette di distinguere gli inverni di El Niño e La Niña, mentre ERA5 descrive la risposta della troposfera, della stratosfera e della temperatura superficiale continentale. Questa separazione è particolarmente utile nell’analisi delle teleconnessioni: l’anomalia dell’SST tropicale rappresenta infatti la perturbazione iniziale del sistema oceano–atmosfera, mentre le anomalie dell’altezza geopotenziale, del vento zonale e della SAT rappresentano differenti stadi della risposta atmosferica che collega il Pacifico tropicale alla Cina e alle alte latitudini.
Il periodo analizzato mediante ERA5 e HadISST si estende da ottobre 1957 a dicembre 2020. Si tratta di un intervallo sufficientemente lungo da comprendere numerosi cicli ENSO e una quantità significativa di variabilità interannuale e decadale, ma il campione di SSW rimane necessariamente limitato. Questo problema diventa particolarmente rilevante quando gli autori suddividono gli inverni non solo in presenza o assenza di SSW, ma anche in funzione della fase ENSO. Un campione di alcune decine di riscaldamenti stratosferici può rapidamente ridursi a pochi casi quando si considerano separatamente gli inverni El Niño–SSW, El Niño senza SSW, La Niña–SSW e La Niña senza SSW. La variabilità caotica della circolazione atmosferica può allora esercitare un’influenza considerevole sui compositi e rendere difficile distinguere un segnale fisicamente robusto da un risultato dipendente da pochi eventi individuali.
È precisamente per affrontare questo problema che gli autori affiancano ai dati osservativi e di rianalisi le simulazioni climatiche appartenenti a CMIP6. Il Coupled Model Intercomparison Project rappresenta uno dei principali programmi internazionali di coordinamento delle simulazioni climatiche globali. Eyring et al. (2016) descrivono CMIP6 come una struttura internazionale concepita per permettere il confronto sistematico fra differenti modelli climatici attraverso esperimenti standardizzati, tra cui simulazioni del clima storico. Uno degli obiettivi fondamentali del progetto consiste proprio nel comprendere la risposta del sistema climatico alle forzanti, identificare l’origine dei bias modellistici e valutare il ruolo della variabilità interna e delle incertezze.
Le simulazioni storiche CMIP6 rappresentano l’evoluzione climatica in presenza delle principali forzanti naturali e antropiche e costituiscono quindi una base particolarmente utile per studiare fenomeni di variabilità come ENSO e gli SSW all’interno di sistemi climatici accoppiati. A differenza delle rianalisi, un modello climatico non è costantemente vincolato allo stato atmosferico realmente osservato. Non ci si aspetta pertanto che un determinato El Niño o un particolare SSW simulato si verifichi nello stesso anno dell’evento osservato. L’utilità di queste simulazioni consiste piuttosto nella possibilità di produrre numerose realizzazioni fisicamente plausibili della variabilità climatica, dalle quali ricavare statistiche sugli eventi ENSO, sulle perturbazioni del vortice polare e sulle loro teleconnessioni.
Lo studio utilizza il primo membro delle simulazioni storiche di 21 modelli CMIP6. La scelta di più modelli è metodologicamente rilevante perché consente di campionare non soltanto la variabilità interna del sistema climatico, ma anche differenze associate alle diverse rappresentazioni numeriche dei processi atmosferici e oceanici. Ogni modello possiede infatti caratteristiche proprie nella descrizione della convezione tropicale, della circolazione atmosferica, dell’accoppiamento oceano–atmosfera, della propagazione delle onde planetarie e della struttura della stratosfera. Una risposta che emerge coerentemente attraverso numerosi modelli acquisisce quindi una robustezza maggiore rispetto a un risultato presente in una singola simulazione.
Il ricorso alle simulazioni CMIP6 assume un’importanza ancora maggiore per lo studio degli SSW. La loro frequenza climatologica relativamente bassa limita inevitabilmente il numero di episodi disponibili nelle rianalisi. Le simulazioni modellistiche consentono invece di costruire un campione complessivo molto più ampio di riscaldamenti stratosferici e di inverni ENSO. In questo modo diventa possibile distinguere con maggiore affidabilità la risposta associata a El Niño da quella osservata durante La Niña e verificare se l’asimmetria individuata in ERA5 persista anche quando il numero di eventi aumenta. Il confronto tra rianalisi e modelli rappresenta pertanto non una semplice duplicazione dell’analisi, ma un vero test di robustezza del meccanismo proposto.
È tuttavia importante interpretare correttamente il significato del campione multi-modello. L’utilizzo del primo membro di ciascun modello permette di includere un gran numero di sistemi climatici indipendenti dal punto di vista della formulazione modellistica, ma non equivale a utilizzare grandi ensemble di condizioni iniziali per ogni singolo modello. Le differenze tra i modelli comprendono quindi sia il segnale fisico di interesse sia l’effetto delle diverse sensibilità e dei differenti bias. Questa caratteristica costituisce contemporaneamente una forza e una limitazione dell’approccio multi-modello: da una parte consente di valutare se il meccanismo sia riprodotto da differenti formulazioni del sistema climatico; dall’altra introduce una dispersione derivante dalle differenze strutturali dei modelli. Proprio per questo motivo l’accordo fra ERA5 e una risposta statisticamente coerente nel multi-model ensemble assume particolare rilevanza.
Per rendere confrontabili i diversi dataset, gli autori applicano inoltre un’interpolazione su griglie comuni. Le temperature superficiali del mare simulate dai modelli CMIP6 vengono interpolate bilinearmente su una griglia di 1°, mentre le variabili atmosferiche vengono riportate su una griglia di 2,5°. Questa procedura è necessaria poiché i modelli climatici possiedono risoluzioni spaziali differenti. Senza una griglia comune, una semplice media multi-modello potrebbe attribuire un peso implicitamente diverso ai modelli a seconda della densità dei loro punti di griglia. La regrigliatura permette invece di confrontare le strutture atmosferiche su una base spaziale uniforme.
L’interpolazione implica inevitabilmente una certa perdita di dettaglio alle scale più piccole, soprattutto per le variabili atmosferiche portate a 2,5°. Tuttavia, nel contesto dello studio questa limitazione risulta relativamente poco problematica, perché le strutture analizzate sono prevalentemente fenomeni su scala sinottica, planetaria e continentale. Le anomalie ENSO nel Pacifico tropicale, le onde planetarie, il vortice polare e le teleconnessioni dell’Asia orientale possiedono scale spaziali molto più grandi rispetto alla dimensione di una singola cella di 2,5°. L’utilizzo di una risoluzione comune relativamente grossolana contribuisce inoltre a ridurre l’influenza di dettagli regionali specifici dei singoli modelli e pone maggiormente in risalto la componente della circolazione su grande scala che costituisce l’oggetto principale dell’analisi.
La complementarità delle tre sorgenti di dati rappresenta pertanto uno dei punti di forza dell’intero impianto metodologico. ERA5 fornisce una ricostruzione tridimensionale e temporalmente dettagliata dell’atmosfera reale; HadISST offre una serie osservativa indipendente e di lunga durata delle temperature oceaniche necessarie per descrivere l’ENSO; CMIP6 amplia enormemente lo spazio degli eventi climatici disponibili e permette di verificare la robustezza statistica e modellistica delle relazioni osservate. La strategia risponde direttamente a una delle difficoltà fondamentali dello studio delle teleconnessioni stratosferiche: la limitata disponibilità di eventi indipendenti nelle osservazioni.
Anche la scelta delle variabili mostra una stretta coerenza con l’ipotesi scientifica dello studio. La temperatura superficiale marina descrive la forzante ENSO; l’altezza geopotenziale permette di ricostruire le teleconnessioni troposferiche e la struttura delle onde planetarie; il vento zonale consente di seguire l’intensità del vortice polare e identificare gli SSW; la temperatura dell’aria a 2 metri misura infine la risposta climatica regionale sulla Cina. Il dataset non è dunque semplicemente un insieme eterogeneo di variabili meteorologiche, ma rappresenta una vera sequenza fisica che collega l’oceano tropicale alla superficie continentale attraverso la troposfera e la stratosfera.
Da un punto di vista concettuale, questa struttura dei dati permette di ricostruire l’intera catena dinamica ipotizzata dagli autori. Una variazione dell’SST nel Pacifico tropicale modifica la convezione e la circolazione atmosferica; la risposta troposferica può alterare le onde planetarie e la configurazione dell’altezza geopotenziale; una parte dell’attività ondulatoria può propagarsi verso la stratosfera e modificare il vortice polare; un eventuale SSW può successivamente produrre anomalie discendenti; infine, l’interazione tra la teleconnessione ENSO troposferica e la risposta stratosferica contribuisce alle anomalie della temperatura superficiale osservate sulla Cina. La disponibilità contemporanea di SST, geopotenziale, vento zonale e SAT è pertanto essenziale per verificare se questa sequenza sia coerente nei differenti stati ENSO.
La combinazione ERA5–HadISST–CMIP6 consente inoltre di affrontare in maniera più rigorosa il problema della variabilità interna atmosferica. Il sistema climatico possiede una forte componente caotica e due inverni caratterizzati da valori simili dell’indice Niño3.4 possono comunque produrre condizioni atmosferiche molto differenti. Analogamente, non tutti gli SSW sono identici per intensità, durata, posizione del vortice o struttura delle onde planetarie. Un singolo caso osservato non può quindi essere considerato rappresentativo della risposta climatologica. L’utilizzo di numerosi eventi e di un ampio insieme multi-modello riduce l’influenza dei singoli episodi e permette di isolare più efficacemente le caratteristiche statisticamente ricorrenti.
La progettazione del database riflette quindi una distinzione fondamentale tra ricostruzione del clima reale e campionamento della dinamica possibile. ERA5 e HadISST permettono di verificare ciò che effettivamente è avvenuto nell’atmosfera e negli oceani durante il periodo studiato; CMIP6 consente invece di esplorare un insieme molto più vasto di realizzazioni climaticamente plausibili. L’accordo tra queste due prospettive rafforza l’interpretazione fisica dei risultati, mentre eventuali discrepanze possono fornire indicazioni sui limiti dei modelli, sulle incertezze osservative o sulla sensibilità delle teleconnessioni alla variabilità interna.
La disponibilità di simulazioni standardizzate costituisce uno degli elementi fondanti di CMIP6. Eyring et al. sottolineano infatti che l’utilizzo di esperimenti comuni, standard di dati condivisi e una documentazione coordinata rende possibile confrontare modelli sviluppati indipendentemente e studiare sistematicamente l’origine delle differenze fra le loro risposte climatiche. Per uno studio dedicato a ENSO e stratosfera, questo aspetto è particolarmente prezioso, poiché entrambi i fenomeni possono essere influenzati dalla formulazione del modello e dalla rappresentazione dei processi atmosferici e oceanici.
Nel complesso, l’architettura dei dati utilizzata da Hu et al. appare quindi costruita per bilanciare dettaglio fisico, lunghezza temporale e robustezza statistica. La rianalisi ERA5 offre la risoluzione necessaria a seguire l’evoluzione dinamica della troposfera e della stratosfera; HadISST fornisce una misura coerente dello stato del Pacifico tropicale; i 21 modelli CMIP6 aumentano notevolmente il numero di eventi disponibili e permettono di verificare se le relazioni individuate nelle osservazioni siano riproducibili in differenti sistemi climatici simulati. Lo stesso lavoro di Hu et al. è stato pubblicato nel 2026 sul Journal of Climate e utilizza proprio questa integrazione tra rianalisi e simulazioni modellistiche per investigare la diversa risposta termica della Cina agli SSW durante El Niño e La Niña.
Questa impostazione metodologica è essenziale per comprendere i risultati delle sezioni successive. Se l’analisi fosse basata esclusivamente sulle rianalisi, la scarsità di eventi potrebbe lasciare aperta la possibilità che la differenza tra El Niño e La Niña derivi casualmente da pochi inverni particolari. Se fosse basata esclusivamente sui modelli, rimarrebbe invece il problema di stabilire quanto il comportamento simulato sia effettivamente riscontrabile nell’atmosfera reale. La combinazione delle due fonti permette di affrontare entrambe le difficoltà: ERA5 fornisce il riferimento osservativo-dinamico, mentre CMIP6 amplia il campione e consente una verifica indipendente della robustezza del segnale.
In definitiva, la sezione dedicata ai dati costituisce molto più di una descrizione tecnica delle sorgenti utilizzate. Essa definisce l’intera struttura logica dell’esperimento scientifico. HadISST rappresenta lo stato del Pacifico tropicale e permette di classificare ENSO; ERA5 descrive la catena atmosferica che collega troposfera, stratosfera e superficie; CMIP6 consente di valutare tale catena su un campione molto più ampio di eventi. L’integrazione di questi dataset crea quindi le condizioni necessarie per affrontare la domanda centrale dello studio: stabilire se e perché gli SSW esercitino un effetto di riscaldamento sulla Cina significativamente più intenso durante El Niño rispetto a La Niña. La robustezza della risposta dipende infatti non soltanto dalla corretta identificazione degli eventi, ma anche dalla capacità dei dati di rappresentare contemporaneamente il forcing tropicale, le onde planetarie, il vortice polare e le conseguenze climatiche regionali. È proprio questa continuità fisica, dall’oceano equatoriale alla stratosfera polare e infine alla temperatura superficiale della Cina, a rendere particolarmente solido e interessante il disegno metodologico adottato nello studio.
3. L’impatto degli SSW e dell’ENSO sulla temperatura superficiale invernale in Cina
L’analisi dell’impatto combinato dei riscaldamenti stratosferici improvvisi, o Sudden Stratospheric Warmings (SSW), e dell’El Niño–Southern Oscillation (ENSO) sulla temperatura dell’aria superficiale invernale della Cina rappresenta un problema di particolare interesse per la climatologia dinamica, perché mette in relazione fenomeni che hanno origine in regioni e livelli atmosferici molto differenti. Da una parte, l’ENSO costituisce la principale modalità di variabilità interannuale del sistema oceano–atmosfera tropicale e modifica la circolazione atmosferica globale attraverso teleconnessioni che si estendono dal Pacifico equatoriale alle medie e alte latitudini; dall’altra, gli SSW rappresentano perturbazioni estreme della circolazione stratosferica polare, capaci di modificare il vortice polare e, in determinate circostanze, di esercitare un’influenza persistente sulla troposfera e sulle condizioni meteorologiche superficiali. Il lavoro di Hu et al. del 2026 affronta direttamente l’interazione tra questi due elementi, mostrando che l’impatto degli SSW sulla Cina non può essere considerato indipendentemente dallo stato dell’ENSO e che, soprattutto durante la parte finale dell’inverno, la risposta termica superficiale presenta caratteristiche geografiche e dinamiche molto più complesse della semplice associazione tra indebolimento del vortice polare e raffreddamento continentale.
La comprensione di questa risposta richiede innanzitutto di considerare il modo in cui una perturbazione originata nella stratosfera può influenzare il clima alla superficie. Gli SSW sono caratterizzati da un rapido riscaldamento della stratosfera polare accompagnato da un marcato indebolimento della circolazione occidentale invernale e, negli eventi maggiori, dall’inversione del vento zonale medio a 10 hPa e 60°N. La loro origine dinamica è associata principalmente all’interazione tra il flusso medio stratosferico e le onde planetarie provenienti dalla troposfera. Quando la propagazione verso l’alto delle onde di Rossby diventa particolarmente intensa, la deposizione di quantità di moto nella stratosfera può rallentare drasticamente i venti occidentali del vortice polare, favorendo la subsidenza dell’aria alle alte latitudini e il conseguente riscaldamento adiabatico. La grande revisione di Baldwin et al. ha mostrato come questi eventi rappresentino una delle manifestazioni più spettacolari dell’accoppiamento dinamico tra troposfera e stratosfera e possano produrre effetti che si propagano ben oltre la regione polare, modificando le correnti a getto, le storm tracks, il Northern Annular Mode e la probabilità di anomalie termiche persistenti alle medie latitudini.
Uno dei risultati fondamentali della ricerca sullo stratosphere–troposphere coupling è che la risposta superficiale agli SSW non è immediata né geograficamente uniforme. Già Baldwin e Dunkerton mostrarono che le grandi anomalie della circolazione stratosferica possono propagarsi gradualmente verso la bassa stratosfera e essere seguite, durante i circa 60 giorni successivi, da configurazioni anomale della pressione superficiale strettamente collegate all’Oscillazione Artica e alla NAO. Questo lavoro rappresentò una svolta perché dimostrò che lo stato della stratosfera può precedere cambiamenti sistematici nella probabilità di determinati regimi meteorologici troposferici. La risposta media successiva agli SSW tende frequentemente ad assomigliare a una fase negativa del Northern Annular Mode, con anomalie positive della pressione alle alte latitudini e una ridistribuzione delle anomalie di pressione e vento alle medie latitudini. Tuttavia, questo pattern non implica un raffreddamento uniforme dell’intero continente eurasiatico. A seconda della regione geografica, della configurazione delle onde e dello stato della troposfera precedente all’evento, possono svilupparsi simultaneamente anomalie fredde e calde.
Questo punto assume particolare importanza nel caso della Cina. Nella percezione generale, gli SSW vengono spesso associati a una maggiore probabilità di ondate di freddo nell’emisfero settentrionale, ma tale associazione deve essere interpretata in termini probabilistici e regionali. Baldwin et al. evidenziano che gli SSW possono aumentare la probabilità di irruzioni fredde sull’Eurasia e sul Nord America, ma la loro influenza deriva da una riorganizzazione della circolazione atmosferica su larga scala e non da una semplice espansione uniforme di aria fredda verso sud. La Cina rappresenta proprio una regione nella quale la risposta può assumere segni opposti tra nord e sud. Studi osservativi e modellistici hanno infatti indicato che gli SSW possono favorire condizioni fredde sulla porzione settentrionale e nordorientale dell’Eurasia, mentre contemporaneamente possono comparire anomalie relativamente miti o calde nella Cina centrale e meridionale. Un’analisi recente relativa ai due importanti SSW dell’inverno boreale 2023/24 ha ribadito questa forte dipendenza regionale, sottolineando che gli effetti superficiali sulla Cina possono essere molto differenti a seconda della struttura della risposta troposferica e della propagazione delle onde planetarie.
I risultati della rianalisi ERA5 analizzati da Hu et al. si inseriscono coerentemente in questo quadro. Considerando i 60 giorni successivi alla data di inizio degli SSW, gli autori individuano anomalie positive della temperatura dell’aria superficiale su gran parte della Cina. Il segnale risulta statisticamente significativo soprattutto nella Cina nordoccidentale e nella Cina meridionale, mentre anomalie fredde, generalmente più deboli e non statisticamente significative, compaiono nella Cina nordorientale. Tale distribuzione indica immediatamente che l’influenza superficiale di un SSW non può essere descritta attraverso un unico segno termico. La risposta assume piuttosto una struttura spaziale articolata che riflette il modo in cui il riassetto della circolazione atmosferica successivo all’indebolimento del vortice polare interagisce con la climatologia dell’Asia orientale.
La Cina si trova infatti in una posizione particolarmente sensibile alle variazioni della circolazione emisferica. Il clima invernale della regione è influenzato dal monsone invernale dell’Asia orientale, dall’anticiclone siberiano, dal getto subtropicale, dalla depressione aleutinica e dalle configurazioni ondulatorie che attraversano l’Eurasia. Un cambiamento nella struttura del vortice polare può quindi modificare il clima cinese attraverso molteplici vie dinamiche. Nella Cina nordorientale, un rafforzamento di configurazioni favorevoli alla discesa di aria artica e siberiana può determinare anomalie fredde, mentre nelle regioni meridionali una contemporanea anomalia anticiclonica, anomalie di vento meridionale e una riduzione dell’avvezione fredda possono produrre una risposta termica opposta. Tale dicotomia è coerente con la natura tridimensionale della teleconnessione stratosferica e con il fatto che il NAM negativo successivo agli SSW costituisce soltanto una descrizione statistica su larga scala, non una previsione deterministica della temperatura di ogni regione.
Il confronto temporale realizzato nello studio di Hu et al. fornisce inoltre indicazioni importanti sul momento dell’inverno nel quale il segnale degli SSW diventa maggiormente riconoscibile. Quando gli autori analizzano separatamente novembre–dicembre e gennaio–marzo negli inverni caratterizzati dalla presenza di almeno un SSW, emerge infatti una notevole differenza. Le anomalie termiche osservate durante novembre e dicembre non assomigliano in modo particolare al pattern individuato nei 60 giorni successivi agli eventi; al contrario, la distribuzione spaziale delle anomalie di gennaio–marzo presenta una forte somiglianza con la risposta post-SSW. Questo risultato giustifica l’attenzione dedicata nel resto dello studio alla stagione JFM e possiede un chiaro fondamento dinamico.
Gli effetti troposferici degli SSW richiedono infatti tempo per svilupparsi. Il collasso o il forte indebolimento del vortice nella media stratosfera non implica che la troposfera risponda immediatamente. Le anomalie devono propagarsi verso la bassa stratosfera e interagire con la circolazione troposferica, con gli eddies sinottici e con le onde planetarie già presenti. Baldwin e Dunkerton avevano mostrato che i segnali della circolazione stratosferica possono discendere progressivamente e che il periodo successivo di circa due mesi costituisce una scala temporale particolarmente significativa per gli impatti superficiali. La revisione di Baldwin et al. del 2021 ha successivamente evidenziato molteplici meccanismi attraverso cui tale influenza discendente può essere mantenuta o amplificata, tra cui la modificazione della vorticità potenziale stratosferica, l’interazione con le onde planetarie e le onde transitorie, i cambiamenti della baroclinicità e le retroazioni degli eddies troposferici.
La concentrazione degli effetti nella parte finale dell’inverno assume ulteriore rilevanza perché molti SSW dell’emisfero settentrionale avvengono proprio tra gennaio e marzo. Utilizzare una media stagionale estesa da novembre a marzo può quindi diluire significativamente il segnale: un evento che avviene, per esempio, alla fine di gennaio non può fisicamente influenzare le anomalie osservate a novembre o dicembre dello stesso inverno. La costruzione di compositi centrati sulla data dell’SSW rappresenta per questo motivo un approccio molto più adatto a identificare l’effettivo segnale post-evento. Allo stesso tempo, scegliere gennaio–marzo come intervallo stagionale fisso permette di confrontare più facilmente ENSO, SSW e risposta superficiale all’interno di una finestra temporale comune. È precisamente questo compromesso tra dinamica dell’evento e analisi stagionale che sostiene la scelta metodologica di Hu et al.
La mancanza di significatività statistica di alcune anomalie osservate in ERA5 non deve essere interpretata come prova dell’assenza di un effetto fisico. Gli SSW maggiori costituiscono eventi relativamente rari e il record moderno delle rianalisi fornisce solo alcune decine di casi indipendenti. Oehrlein, Polvani, Sun e Deser hanno affrontato direttamente questo problema mostrando, mediante tecniche di bootstrap applicate agli SSW osservati fra il 1958 e il 2019, che la risposta superficiale media presenta una notevole incertezza nella sua ampiezza e distribuzione geografica quando il campione è limitato. Alcuni aspetti della risposta nel settore nord-atlantico sono relativamente robusti, ma altri possono variare sensibilmente a seconda degli eventi inclusi nel composito. Questo risultato è particolarmente importante per la Cina, dove il segnale medio può essere influenzato dalla diversa posizione, intensità e struttura dei singoli SSW.
L’utilizzo dei 21 modelli CMIP6 nel lavoro di Hu et al. serve proprio a ridurre tale incertezza campionaria. I modelli generano un numero molto maggiore di inverni e quindi una quantità significativamente superiore di eventi stratosferici rispetto al breve record osservativo. Il risultato particolarmente interessante è che i compositi CMIP6 riproducono in modo soddisfacente le principali caratteristiche spaziali individuate in ERA5, ma presentano segnali statisticamente più robusti. Ciò non significa necessariamente che i modelli producano un impatto fisicamente più intenso degli SSW: una parte importante della maggiore significatività deriva semplicemente dall’aumento delle dimensioni del campione. Quando la variabilità interna viene mediata su un numero maggiore di eventi, le componenti casuali tendono a cancellarsi, consentendo al segnale sistematico di emergere con maggiore chiarezza.
Questa distinzione tra grandezza dell’anomalia e significatività statistica è fondamentale. Una rianalisi può mostrare un’anomalia relativamente ampia che non supera una determinata soglia statistica semplicemente perché il numero di eventi è ridotto e la dispersione tra un episodio e l’altro è elevata. Un ensemble modellistico molto più ampio può invece produrre una risposta media di ampiezza comparabile ma con intervalli di confidenza molto più stretti. La coerenza tra ERA5 e CMIP6 è pertanto più importante della semplice significatività di ogni singola area della mappa: se due approcci sostanzialmente indipendenti producono una struttura spaziale analoga, aumenta la plausibilità che si tratti di una caratteristica dinamica reale del sistema atmosferico.
Lo studio del 2026 compie però un passo ulteriore rispetto alla semplice caratterizzazione climatologica degli SSW, perché colloca questa risposta all’interno dello stato dell’ENSO. Questa scelta è essenziale dato che ENSO può influenzare contemporaneamente sia il clima della Cina attraverso un percorso troposferico diretto sia la probabilità e la struttura degli eventi stratosferici. Durante El Niño, le anomalie della convezione tropicale e la riorganizzazione della circolazione del Pacifico possono modificare la depressione aleutinica e favorire una maggiore propagazione dell’onda planetaria 1 verso la stratosfera. La letteratura ha documentato da tempo una tendenza verso un vortice polare mediamente più caldo e debole durante El Niño, mentre la risposta associata a La Niña risulta generalmente meno robusta e più sensibile alla definizione degli eventi. Butler e Polvani, riesaminando il record osservativo, hanno confermato che gli inverni di El Niño tendono a presentare condizioni stratosferiche più calde e un vortice polare più debole rispetto agli inverni ENSO-neutrali, pur sottolineando la complessità della relazione fra ENSO e frequenza degli SSW.
ENSO e SSW devono quindi essere considerati come due fonti di variabilità in parte indipendenti ma potenzialmente interagenti. Oehrlein, Chiodo e Polvani hanno affrontato questo problema utilizzando grandi ensemble di simulazioni atmosferiche e separando gli effetti di El Niño da quelli dei riscaldamenti stratosferici improvvisi. I loro risultati mostrano che entrambi possono influenzare significativamente il clima dell’Atlantico settentrionale e dell’Eurasia, ma attraverso contributi non necessariamente identici. Gli SSW, in particolare, possono produrre un raffreddamento eurasiatico più intenso rispetto all’effetto diretto di El Niño, mentre entrambi tendono a favorire una risposta della NAO verso valori negativi. Gli autori mostrarono inoltre che, per diverse grandezze climatiche, le due influenze possono essere approssimativamente additive. Il nuovo lavoro sulla Cina suggerisce tuttavia che questa additività non debba essere generalizzata indiscriminatamente a tutte le regioni e a tutte le fasi ENSO.
Proprio la Cina meridionale sembra infatti costituire un’area nella quale il background troposferico associato all’ENSO modifica profondamente la risposta superficiale dell’SSW. Hu et al. mostrano che durante gli inverni di El Niño accompagnati da SSW emerge un riscaldamento particolarmente evidente sulla Cina meridionale, mentre negli inverni di El Niño privi di SSW le temperature possono risultare relativamente più basse. Durante La Niña, invece, la presenza di un SSW non riesce generalmente a invertire la tendenza verso anomalie fredde nella stessa regione. Ne deriva un effetto netto di riscaldamento degli SSW molto maggiore durante El Niño rispetto a La Niña. La rilevanza di questo risultato consiste proprio nel mostrare che un medesimo tipo generale di perturbazione stratosferica può avere conseguenze regionali differenti a seconda dello stato della troposfera nel quale è inserito.
La chiave dinamica risiede nelle differenti teleconnessioni planetarie. Durante El Niño, Hu et al. individuano un ruolo prevalente dell’intensificazione dell’onda planetaria troposferica di numero zonale 1. A questa configurazione si associa un dipolo dell’altezza geopotenziale caratterizzato da un’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale e da un’anomalia positiva sulla Cina. Quest’ultima è particolarmente importante per la temperatura superficiale: una struttura anticiclonica persistente può modificare il trasporto meridionale di calore, limitare l’intrusione delle masse d’aria continentali fredde e favorire condizioni termiche più elevate. Durante La Niña, al contrario, la perturbazione degli SSW risulta maggiormente connessa all’onda planetaria 2 e la corrispondente anomalia positiva sulla Cina risulta molto più debole o assente.
Il concetto di “impatto degli SSW” deve quindi essere interpretato con cautela. La circolazione osservata dopo un SSW è in parte il risultato dell’influenza discendente della stratosfera, ma conserva anche la memoria dello stato troposferico che ha contribuito a generare lo stesso evento. Le onde planetarie responsabili del disturbo del vortice nascono infatti nella troposfera e dipendono dalla distribuzione delle anomalie di geopotenziale, dalla posizione dei getti e dalla configurazione della circolazione planetaria. Ciò implica che causa e risposta siano dinamicamente concatenate: la troposfera influenza la stratosfera attraverso la propagazione delle onde, mentre la stratosfera perturbata può a sua volta modificare la troposfera nelle settimane successive. La risposta termica osservata sulla Cina costituisce pertanto il prodotto finale di un’interazione bidirezionale, non l’effetto isolato di una forzante stratosferica indipendente.
Un esempio recente della forte dipendenza degli impatti dal tipo di evento proviene dall’inverno 2023/24, durante il quale si verificarono due importanti riscaldamenti stratosferici con caratteristiche dinamiche e conseguenze superficiali differenti sulla Cina. Lo studio dedicato a questi eventi mostra che la risposta troposferica può variare sensibilmente a seconda che la stratosfera favorisca prevalentemente l’assorbimento o la riflessione delle onde planetarie e della configurazione ondulatoria che ne deriva. Questo tipo di evidenza rafforza l’idea che la semplice classificazione binaria “SSW/non SSW” descriva soltanto una parte della variabilità e che per una previsione regionale sia necessario considerare anche il tipo di SSW, la struttura del vortice, la propagazione delle onde e lo stato climatico di fondo.
Da questo punto di vista, l’analisi di gennaio–marzo condotta da Hu et al. assume un significato che va oltre una semplice scelta statistica. La fine dell’inverno rappresenta il periodo nel quale numerosi processi possono convergere: l’ENSO ha già esercitato per diversi mesi la propria influenza sulla circolazione troposferica; il segnale stratosferico associato all’ENSO tende a raggiungere una maggiore maturità; gli SSW sono climaticamente frequenti; e le anomalie stratosferiche hanno tempo sufficiente per propagarsi verso il basso. È quindi proprio nella seconda parte della stagione che la separazione tra percorso troposferico dell’ENSO e percorso stratosferico mediato dal vortice polare diventa particolarmente rilevante.
Le implicazioni sono importanti anche dal punto di vista della prevedibilità sub-stagionale. Gli SSW sono considerati una potenziale fonte di prevedibilità perché la stratosfera evolve su scale temporali relativamente lente rispetto alla variabilità meteorologica della troposfera. Dopo un forte indebolimento del vortice, anomalie della bassa stratosfera possono persistere per settimane, aumentando la probabilità di specifici regimi troposferici. Baldwin et al. sottolineano che questa memoria stratosferica può essere sfruttata nei sistemi di previsione sub-stagionale, anche se l’ampiezza e la localizzazione della risposta superficiale rimangono fortemente variabili. Per la Cina, i risultati di Hu et al. suggeriscono che tale informazione acquisti maggiore valore quando viene combinata con la fase ENSO e con la configurazione delle onde planetarie.
Non sarebbe dunque corretto affermare semplicemente che un SSW conduca a un inverno più freddo o più caldo sulla Cina. Il risultato climatologico dipende dalla regione considerata, dal periodo successivo all’evento, dallo stato dell’ENSO e dalla configurazione dinamica che precede e accompagna la perturbazione della stratosfera. La Cina nordorientale può presentare una maggiore propensione per anomalie fredde, mentre la Cina meridionale può sperimentare anomalie positive; queste ultime risultano particolarmente marcate quando l’SSW si verifica durante El Niño. Il nuovo studio dimostra quindi come la relazione fra vortice polare e condizioni meteorologiche regionali non possa essere dedotta da un’unica variabile stratosferica.
In conclusione, l’analisi dell’impatto degli SSW sulla temperatura superficiale invernale della Cina mostra come gli effetti della stratosfera rappresentino una componente rilevante ma altamente modulata della variabilità climatica dell’Asia orientale. ERA5 indica che nei 60 giorni successivi agli SSW gran parte della Cina tende mediamente verso anomalie termiche positive, con i segnali più robusti nella Cina meridionale e nordoccidentale, mentre anomalie fredde più deboli interessano soprattutto il nord-est. I modelli CMIP6 riproducono nel complesso questa struttura, aumentando la robustezza statistica grazie al maggiore numero di eventi simulati. La maggiore coerenza tra il pattern post-SSW e le anomalie di gennaio–marzo rispetto a quelle di novembre–dicembre giustifica inoltre la scelta di concentrare l’analisi sulla parte finale dell’inverno.
Il significato più profondo di questi risultati emerge però quando gli SSW vengono considerati insieme all’ENSO. L’impatto superficiale della stratosfera dipende dal background dinamico nel quale la perturbazione si sviluppa. El Niño può predisporre la circolazione troposferica a una configurazione dominata dall’onda planetaria 1 e associata a una persistente anomalia anticiclonica sulla Cina; La Niña tende invece a produrre una struttura differente, con un ruolo maggiore dell’onda 2 e senza un’analoga anomalia positiva persistente sul territorio cinese. L’effetto finale di un SSW non deriva quindi esclusivamente dal collasso del vortice polare, ma dall’interazione fra la perturbazione stratosferica e la struttura troposferica preesistente.
Questo quadro porta a una concezione più completa della variabilità invernale della Cina: l’ENSO modifica la circolazione del Pacifico e le onde planetarie; queste influenzano la propagazione dell’attività ondulatoria verso la stratosfera; il vortice polare può indebolirsi fino a produrre un SSW; la perturbazione stratosferica può quindi propagarsi nuovamente verso la troposfera; infine, la risposta discendente interagisce con le teleconnessioni tropicali ancora presenti e determina la distribuzione regionale delle anomalie di temperatura. La superficie rappresenta così il punto terminale di una catena dinamica che collega il Pacifico equatoriale, l’Eurasia, la stratosfera artica e l’Asia orientale. È proprio questa interazione multidirezionale a spiegare perché gli SSW possano produrre un riscaldamento significativo della Cina meridionale in alcuni inverni, un impatto molto più modesto in altri e, contemporaneamente, anomalie fredde nelle regioni più settentrionali. Per la previsione climatica sub-stagionale e stagionale, il messaggio che emerge è quindi particolarmente importante: conoscere lo stato del vortice polare non è sufficiente; occorre interpretarlo congiuntamente alla fase ENSO, alla struttura delle onde planetarie e alla configurazione troposferica che governa l’Asia orientale.
Figura 1 – Risposta della temperatura superficiale della Cina ai riscaldamenti stratosferici improvvisi: confronto tra ERA5 e CMIP6
La Figura 1 costituisce uno dei passaggi fondamentali dello studio perché permette di stabilire, prima ancora di separare gli inverni in funzione delle fasi di El Niño e La Niña, quale sia la risposta climatologica della temperatura dell’aria superficiale della Cina agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso, o Sudden Stratospheric Warmings (SSW). La figura mette a confronto la rianalisi ERA5 con le simulazioni dei modelli CMIP6 e analizza il segnale termico secondo tre differenti prospettive temporali: i 60 giorni immediatamente successivi all’inizio degli SSW, il periodo novembre–dicembre e il trimestre gennaio–marzo degli inverni nei quali si verifica almeno un evento SSW tra novembre e marzo. Questa impostazione non rappresenta soltanto una scelta grafica, ma consente di affrontare una questione dinamica essenziale: distinguere le anomalie termiche che possono effettivamente essere considerate successive alla perturbazione stratosferica da quelle che appartengono semplicemente allo stesso inverno ma possono precedere l’evento e quindi non rappresentarne una conseguenza.
Gli SSW costituiscono le manifestazioni più intense della variabilità dinamica della stratosfera polare invernale. Durante questi eventi il vortice polare stratosferico può subire un rapido e profondo indebolimento, accompagnato da un aumento della temperatura della stratosfera polare e, negli eventi maggiori, dall’inversione dei venti zonali climatologicamente occidentali. La causa dinamica primaria risiede nella propagazione verso l’alto delle onde planetarie generate nella troposfera e nella loro interazione con il flusso zonale stratosferico. Quando tali onde raggiungono la stratosfera e depositano quantità di moto, possono rallentare fortemente la circolazione occidentale, favorendo una circolazione meridionale anomala e una subsidenza dell’aria sulle regioni polari. Il conseguente riscaldamento adiabatico produce l’impressionante aumento termico che caratterizza gli SSW. Baldwin et al. hanno sottolineato come questi eventi non debbano essere interpretati soltanto come fenomeni stratosferici, perché le anomalie della circolazione possono estendersi progressivamente verso il basso e influenzare getti troposferici, storm tracks, Northern Annular Mode e probabilità di episodi meteorologici estremi alle medie latitudini.
La prima caratteristica evidente della Figura 1 riguarda proprio il carattere non uniforme della risposta termica della Cina. Nei 60 giorni successivi agli SSW, il composito ERA5 mostra anomalie positive della temperatura dell’aria superficiale su una vasta porzione del territorio cinese. I segnali più robusti si concentrano soprattutto nella Cina nordoccidentale e meridionale, dove alcune aree raggiungono il livello di significatività statistica del 95%. Al contrario, anomalie negative compaiono soprattutto sulla Cina nordorientale e sulle regioni più settentrionali adiacenti, ma risultano generalmente più deboli e meno robuste statisticamente. Questa distribuzione costituisce un punto particolarmente importante perché mostra come l’equazione semplicistica “SSW uguale freddo” non sia applicabile alla scala regionale. Un riscaldamento stratosferico improvviso aumenta la probabilità di determinate configurazioni atmosferiche, ma non impone un unico segno termico a tutta l’Eurasia.
La letteratura moderna sugli SSW insiste proprio sulla natura probabilistica e geograficamente strutturata della risposta superficiale. Gli eventi di forte indebolimento del vortice sono frequentemente seguiti da una fase negativa del Northern Annular Mode e da modificazioni della posizione dei getti e delle traiettorie delle perturbazioni. Ciò può aumentare la probabilità di irruzioni fredde in alcune regioni dell’Eurasia e del Nord America, ma la stessa configurazione emisferica può favorire anomalie miti o calde in altre zone. Baldwin et al. mostrano come la risposta meteorologica dipenda dalla struttura tridimensionale della circolazione e dall’interazione tra stratosfera, onde planetarie ed eddies troposferici, piuttosto che da un semplice trasferimento verticale di aria fredda dal polo verso le medie latitudini. La Figura 1 fornisce un esempio particolarmente chiaro di questo principio: mentre alcune aree del nord-est asiatico risultano relativamente fredde, la Cina meridionale tende verso anomalie di segno opposto.
Questa eterogeneità geografica è coerente anche con studi specificamente dedicati alla Cina. Un recente lavoro sulla relazione tra circolazione stratosferica e temperatura superficiale invernale cinese ha mostrato che la variabilità della stratosfera può essere associata a pattern termici molto differenti tra le diverse regioni del Paese e che l’influenza dello stato del vortice polare interagisce con altri modi di variabilità atmosferica, tra cui la QBO. Ancora più istruttivo è il caso dell’inverno 2023/24, durante il quale due SSW maggiori produssero conseguenze superficiali opposte sulla Cina: il primo evento, associato a una riflessione delle onde planetarie, fu seguito da una significativa ondata di freddo, mentre il secondo, caratterizzato da maggiore assorbimento dell’attività ondulatoria e da un segnale del Northern Annular Mode capace di propagarsi verso il basso, fu seguito da condizioni più calde sulla Cina nel mese successivo. Questo esempio dimostra in maniera concreta perché il segnale medio della Figura 1 debba essere interpretato come una probabilità climatologica e non come una risposta deterministica di ogni singolo SSW.
Il confronto tra il pannello relativo ai 60 giorni successivi agli SSW e quello di novembre–dicembre fornisce inoltre un’importante indicazione sulla causalità temporale. Le anomalie ND degli inverni contenenti almeno un SSW mostrano una distribuzione significativamente diversa dalla risposta post-evento. Gran parte delle regioni settentrionali presenta infatti anomalie negative, mentre il riscaldamento sulla Cina appare molto meno organizzato. Questo contrasto è fisicamente logico, poiché classificare un inverno come “inverno con SSW” non significa che tutte le anomalie osservate durante quella stagione siano conseguenze dell’SSW. Se l’evento si verifica in gennaio, febbraio o marzo, le anomalie osservate in novembre e dicembre precedono l’inizio del riscaldamento stratosferico e non possono quindi rappresentare la risposta discendente alla perturbazione del vortice.
Questa distinzione è particolarmente importante negli studi di accoppiamento stratosfera–troposfera. La risposta superficiale agli SSW viene generalmente analizzata allineando i differenti eventi rispetto alla loro data di onset, proprio perché le date variano considerevolmente da un inverno all’altro. Considerare una finestra temporale fissa può introdurre una forte dispersione del segnale. Gli eventi possono infatti verificarsi dall’inizio dell’inverno fino a marzo; di conseguenza, una media stagionale comprende contemporaneamente periodi pre-SSW, fasi immediatamente successive all’evento e periodi molto più lontani dall’onset. La Figura 1 dimostra empiricamente quanto questo problema sia rilevante: la risposta dei 60 giorni post-SSW e quella di novembre–dicembre possiedono caratteristiche spaziali molto differenti.
La situazione cambia nettamente considerando gennaio–marzo. Nel pannello ERA5 relativo a JFM, la configurazione delle anomalie termiche riacquista una notevole somiglianza con quella osservata nei 60 giorni successivi agli SSW: anomalie positive interessano gran parte della Cina occidentale, centrale e meridionale, mentre segnali più freddi emergono soprattutto verso nord e nord-est. Questa somiglianza costituisce la principale giustificazione empirica della scelta degli autori di concentrare le analisi successive sulla parte finale dell’inverno. Il trimestre JFM rappresenta infatti un periodo nel quale convergono diverse condizioni favorevoli: molti SSW avvengono proprio in questi mesi, le anomalie stratosferiche hanno maggiore possibilità di propagarsi verso il basso e il segnale associato all’ENSO nella stratosfera boreale tende a raggiungere uno stadio più maturo.
La propagazione discendente non deve tuttavia essere interpretata come una semplice discesa fisica della stessa anomalia termica dalla stratosfera verso la superficie. Si tratta principalmente di un processo dinamico. L’indebolimento del vortice modifica il gradiente meridionale di vorticità potenziale e la struttura del vento zonale; ciò altera a sua volta la propagazione delle onde e la posizione delle correnti a getto. L’interazione con gli eddies troposferici può rinforzare e mantenere il nuovo stato della circolazione anche quando l’anomalia stratosferica iniziale comincia a decadere. Baldwin et al. descrivono diversi meccanismi complementari attraverso i quali la stratosfera può influenzare la troposfera, sottolineando che nessun singolo processo è sufficiente a spiegare l’intera risposta. È quindi più corretto pensare allo SSW come a una perturbazione che modifica le probabilità dei regimi troposferici nelle settimane successive.
La scelta di una finestra di circa 60 giorni è coerente con questa lunga memoria dinamica della stratosfera. Gli SSW possono infatti produrre anomalie persistenti della bassa stratosfera per settimane, creando una fonte di prevedibilità superiore a quella normalmente disponibile nella troposfera meteorologica. Questo è uno dei motivi per cui la ricerca contemporanea attribuisce alla stratosfera un ruolo crescente nella previsione sub-stagionale. La revisione di Baldwin et al. evidenzia esplicitamente come la capacità di rappresentare correttamente gli SSW nei sistemi previsionali possa migliorare la probabilità di anticipare alcune configurazioni atmosferiche sulla scala di diverse settimane.
La Figura 1 evidenzia però anche una difficoltà fondamentale: la significatività statistica del segnale osservato in ERA5 è relativamente limitata in alcune regioni, specialmente quando viene utilizzata la media JFM. Questo risultato non deve sorprendere. Il numero degli SSW disponibili nel record osservativo moderno è necessariamente piccolo. Nel pannello relativo ai 60 giorni successivi agli SSW sono disponibili soltanto 40 eventi, mentre le medie stagionali derivano da 33 inverni. Anche un segnale fisicamente reale può quindi risultare statisticamente poco robusto se la risposta varia fortemente da un evento all’altro. Oehrlein et al., analizzando i 39 SSW osservati tra il 1958 e il 2019 mediante tecniche di bootstrap, hanno dimostrato che l’ampiezza e la distribuzione geografica della risposta superficiale possono variare considerevolmente a seconda del sottoinsieme di eventi utilizzato nel composito. Tale incertezza non dipende semplicemente dalla forza del vortice stratosferico, ma è fortemente influenzata dalla variabilità troposferica indipendente.
Questo risultato aiuta a interpretare correttamente la Figura 1. L’assenza di puntinatura su una determinata regione non significa necessariamente che non esista alcuna relazione fisica tra SSW e temperatura superficiale; indica piuttosto che, considerando il numero di eventi disponibili e la variabilità inter-evento, il segnale medio non supera la soglia di confidenza adottata dagli autori. In un sistema atmosferico altamente caotico, ogni SSW si sviluppa infatti all’interno di una configurazione troposferica diversa. Posizione dei getti, fase delle onde planetarie, stato dell’ENSO, QBO, copertura nevosa e variabilità interna possono modificare profondamente la risposta della superficie.
È precisamente qui che il confronto con CMIP6 acquista grande valore. Nei pannelli inferiori della Figura 1, il numero di eventi cresce enormemente: il composito dei 60 giorni successivi agli SSW comprende 1520 casi e le medie stagionali 1285 inverni. La struttura generale rimane sorprendentemente simile a quella di ERA5: condizioni relativamente più fredde si concentrano a nord, mentre una vasta parte della Cina mostra anomalie positive, soprattutto nei compositi post-SSW e JFM. Tuttavia, la puntinatura di significatività diventa molto più estesa. Questo comportamento costituisce un esempio quasi didattico dell’effetto delle dimensioni del campione sulla statistica climatologica: aumentando il numero degli eventi, le componenti casuali tendono maggiormente a cancellarsi e il segnale sistematico emerge con maggiore chiarezza.
Non bisogna pertanto interpretare automaticamente la maggiore significatività di CMIP6 come prova di un impatto degli SSW più intenso nei modelli. È soprattutto la maggiore numerosità campionaria a restringere l’incertezza sulla media. Proprio questo vantaggio dei grandi ensemble e dei campioni multi-modello è stato sottolineato dalla letteratura sugli effetti superficiali degli SSW. Gli studi basati esclusivamente sul record osservativo devono necessariamente fare i conti con poche decine di eventi, mentre i modelli possono produrre centinaia o migliaia di episodi statisticamente indipendenti. Ciò permette di distinguere più efficacemente la risposta media dalla variabilità interna e di verificare se un pattern osservato sia riprodotto in un clima simulato più ampio.
L’accordo qualitativo fra ERA5 e CMIP6 rappresenta quindi uno degli aspetti più rilevanti della Figura 1. I modelli non riproducono necessariamente ogni dettaglio geografico del campo osservato, ma catturano la caratteristica principale: una risposta termica generalmente positiva su buona parte della Cina dopo gli SSW e durante JFM, accompagnata da anomalie di segno opposto nelle regioni più settentrionali. Questo accordo suggerisce che il pattern non derivi esclusivamente dalla particolare successione degli eventi osservati nel periodo 1958–2020, ma possa rappresentare una proprietà statisticamente ricorrente dell’accoppiamento stratosfera–troposfera sull’Asia orientale.
Il quadro diventa ancora più interessante introducendo ENSO. L’ENSO influenza infatti contemporaneamente la troposfera e la stratosfera e può quindi modificare sia le condizioni che favoriscono un SSW sia il contesto nel quale la risposta discendente si sviluppa. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler mostra che El Niño è mediamente associato a una maggiore propagazione verticale delle onde planetarie extratropicali, a una circolazione di Brewer–Dobson più intensa e a un vortice polare boreale più caldo e più debole. Gli effetti di La Niña tendono spesso al segno opposto, ma risultano meno robusti e possono essere fortemente non lineari. Butler e Polvani avevano già evidenziato, utilizzando il record osservativo, che durante gli inverni di El Niño la stratosfera polare tende mediamente a essere più calda e il vortice più debole rispetto agli inverni ENSO-neutrali.
Questo significa che la risposta mostrata nella Figura 1 è in realtà il risultato medio di SSW verificatisi in contesti climatici differenti. Alcuni eventi avvengono durante El Niño, altri durante La Niña e altri ancora in condizioni ENSO-neutrali. Poiché ciascuno di questi stati modifica la circolazione troposferica e la struttura delle onde planetarie, è plausibile che la risposta termica post-SSW non sia identica nei diversi gruppi. La Figura 1 rappresenta quindi il punto di partenza necessario per la successiva separazione degli eventi secondo la fase ENSO.
La relazione ENSO–stratosfera è inoltre sensibile alla tipologia dell’evento tropicale. La letteratura ha mostrato che gli episodi di El Niño del Pacifico orientale e del Pacifico centrale possono avere effetti differenti sulla durata e sulle caratteristiche degli SSW. Li e Tian, ad esempio, hanno trovato che gli eventi SSW tendono ad avere una durata inferiore durante gli El Niño del Pacifico centrale rispetto a quelli del Pacifico orientale, pur senza osservare differenze altrettanto nette nella loro frequenza. Questo tipo di risultato evidenzia ulteriormente quanto il background tropicale possa modulare la dinamica stratosferica e, indirettamente, la risposta superficiale.
Un altro elemento significativo della Figura 1 è costituito dai rettangoli rossi tracciati nei pannelli JFM. Essi delimitano la regione utilizzata dagli autori nelle analisi successive per calcolare l’effetto medio netto degli SSW durante El Niño e La Niña. La scelta è scientificamente strategica: il settore comprende una parte della Cina meridionale e centro-meridionale, proprio dove il composito mostra una tendenza al riscaldamento dopo gli SSW. Lo studio del 2026 dimostrerà successivamente che questa risposta non è affatto indipendente dall’ENSO. Durante El Niño, gli SSW sono associati a un riscaldamento molto più pronunciato della Cina, mentre durante La Niña l’effetto netto risulta considerevolmente più debole.
La spiegazione proposta dagli autori coinvolge la diversa struttura delle teleconnessioni troposferiche nelle due fasi ENSO. Durante El Niño, la maggiore attività dell’onda planetaria 1 è associata a un dipolo dell’altezza geopotenziale, con un’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale e una persistente anomalia positiva sulla Cina. Quest’ultima tende a favorire condizioni termiche più miti e permane sia prima sia dopo l’inizio degli SSW. Durante La Niña, invece, l’attività dell’onda 2 assume maggiore importanza e la corrispondente configurazione troposferica presenta principalmente un’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale, mentre il segnale anticiclonico sulla Cina risulta molto più debole o assente. È questa differenza nella circolazione troposferica, secondo Hu et al., a spiegare gran parte dell’asimmetria della risposta termica.
Ciò conduce a una considerazione dinamica di grande importanza: l’impatto di un SSW non dipende esclusivamente da ciò che accade nella stratosfera dopo il collasso del vortice. Dipende anche dallo stato della troposfera che precede e accompagna l’evento. Le onde planetarie che perturbano il vortice provengono infatti dalla troposfera; pertanto, le condizioni troposferiche non costituiscono soltanto la risposta finale al forcing stratosferico, ma sono anche parte della causa che determina l’SSW. Si instaura quindi una relazione bidirezionale nella quale la troposfera modifica la stratosfera attraverso la propagazione delle onde e la stratosfera perturbata retroagisce successivamente sulla troposfera.
La Figura 1 deve pertanto essere letta come la prima rappresentazione di questa catena dinamica. Il segnale osservato nei 60 giorni successivi agli SSW non è semplicemente il prodotto di una “forzante stratosferica pura”, ma il risultato dell’interazione tra la memoria della troposfera precedente all’evento, l’evoluzione della stratosfera e la risposta discendente successiva. Il lavoro di Oehrlein et al. rafforza questa interpretazione mostrando che una parte sostanziale dell’incertezza nella risposta superficiale degli SSW deriva proprio dalla variabilità troposferica indipendente.
Le implicazioni per la previsione climatica sono notevoli. Se la presenza di un SSW fosse sufficiente a determinare una risposta termica sempre uguale, conoscere lo stato del vortice polare basterebbe per fornire indicazioni relativamente semplici sulla temperatura delle settimane successive. La Figura 1 e gli studi più recenti mostrano invece che il problema è molto più complesso. La previsione deve integrare lo stato del vortice, il tipo di evento stratosferico, la struttura delle onde planetarie, la fase ENSO e la configurazione troposferica preesistente. L’inverno 2023/24 fornisce un esempio eloquente: due SSW nello stesso inverno produssero effetti opposti sulla Cina proprio perché differivano nel modo in cui le onde planetarie interagivano con la stratosfera e successivamente con la troposfera.
Dal punto di vista metodologico, la Figura 1 giustifica inoltre con particolare efficacia la scelta di utilizzare JFM come stagione principale dello studio. Novembre–dicembre può contenere una forte componente di variabilità antecedente agli SSW e quindi non rappresentare correttamente l’effetto degli eventi. Al contrario, la somiglianza tra i compositi JFM e quelli calcolati nei 60 giorni successivi all’onset indica che gennaio–marzo costituisce una finestra temporale molto più rappresentativa del segnale superficiale. Questa scelta è ancora più importante quando l’obiettivo diventa studiare l’interazione con ENSO, perché la teleconnessione tropicale stessa presenta una notevole evoluzione sub-stagionale e il segnale stratosferico dell’ENSO tende a maturare nella seconda parte dell’inverno. Domeisen et al. evidenziano infatti che le teleconnessioni ENSO–stratosfera costituiscono una catena dinamica dipendente dalla stagione, dalla propagazione delle onde e dallo stato del vortice.
Nel complesso, la Figura 1 fornisce dunque molto più di una semplice descrizione delle anomalie termiche. Essa stabilisce la base fisica, statistica e temporale dell’intero studio. Dimostra che la risposta superficiale agli SSW sulla Cina presenta una struttura regionale, con un riscaldamento climatologico particolarmente evidente sulla Cina meridionale e occidentale e una tendenza a condizioni più fredde nel nord-est; mostra che tale risposta emerge molto meglio nella parte finale dell’inverno che in novembre–dicembre; evidenzia quanto la scarsità degli eventi osservativi limiti la significatività statistica delle rianalisi; e mostra contemporaneamente che CMIP6 riesce a riprodurre qualitativamente il medesimo pattern su un campione molto più ampio.
Il risultato più importante, tuttavia, è forse concettuale. La figura dimostra che un SSW non possiede un unico “effetto climatico” universalmente valido. La risposta dipende dalla regione, dal momento dell’inverno, dalla configurazione troposferica e dallo stato delle principali modalità climatiche. Nel caso della Cina, il riscaldamento medio osservato dopo gli SSW costituisce il punto di partenza per una domanda più profonda: perché questo riscaldamento diventa molto intenso durante El Niño e molto più debole durante La Niña? È proprio questa domanda che le sezioni successive dello studio affrontano attraverso l’analisi delle teleconnessioni, delle onde planetarie e delle anomalie dell’altezza geopotenziale. La Figura 1 prepara quindi il passaggio da una semplice climatologia degli SSW a una interpretazione dinamica integrata del sistema ENSO–troposfera–stratosfera, nella quale il Pacifico tropicale, il vortice polare e la circolazione dell’Asia orientale agiscono come parti interconnesse dello stesso sistema atmosferico.
b. L’effetto netto degli SSW durante le fasi ENSO nella rianalisi ERA5
L’analisi dell’effetto netto dei riscaldamenti stratosferici improvvisi durante le differenti fasi dell’El Niño–Southern Oscillation rappresenta uno dei passaggi più importanti dello studio di Hu et al., perché consente di superare una descrizione puramente climatologica degli SSW e di affrontare direttamente il problema dell’interazione tra variabilità tropicale, circolazione troposferica extratropicale e dinamica della stratosfera polare. L’idea centrale è che l’impatto superficiale di un SSW non possa essere considerato indipendentemente dallo stato atmosferico e oceanico nel quale esso si verifica. El Niño e La Niña modificano infatti la circolazione del Pacifico, l’attività delle onde planetarie, il monsone invernale dell’Asia orientale e, indirettamente, il vortice polare stratosferico; gli SSW, a loro volta, possono alterare la successiva evoluzione della troposfera. La temperatura osservata sulla Cina durante la parte finale dell’inverno rappresenta pertanto il risultato dell’interazione fra questi diversi processi, piuttosto che la semplice somma di una “risposta ENSO” e di una “risposta SSW”. Il lavoro pubblicato da Hu e collaboratori nel 2026 sul Journal of Climate mostra in particolare che il riscaldamento netto associato agli SSW sulla Cina risulta sensibilmente maggiore durante El Niño rispetto a La Niña, e attribuisce tale asimmetria alle differenti teleconnessioni troposferiche che accompagnano le due fasi dell’ENSO.
Per comprendere pienamente questo risultato è necessario partire dal concetto di “effetto netto”. In questo contesto, esso viene ottenuto confrontando gli inverni appartenenti alla medesima fase ENSO nei quali si verifica almeno un SSW con quelli nei quali nessun SSW è presente. Nel caso di El Niño, per esempio, vengono confrontati gli inverni El Niño con SSW con gli inverni El Niño privi di SSW. Poiché entrambi i gruppi condividono la stessa condizione di fondo del Pacifico tropicale, la differenza fra i rispettivi compositi tende a ridurre il segnale direttamente associato a El Niño e a mettere maggiormente in evidenza la componente legata alla presenza della perturbazione stratosferica e alle differenti configurazioni atmosferiche ad essa associate. Una strategia analoga era già stata utilizzata da Polvani et al. per distinguere gli effetti degli SSW da quelli dell’ENSO sulla variabilità climatica invernale dell’Atlantico settentrionale e dell’Eurasia, mentre Oehrlein et al. hanno successivamente cercato di quantificare separatamente i due contributi attraverso grandi ensemble modellistici.
La necessità di questa separazione deriva dal fatto che El Niño influenza la superficie attraverso almeno due vie dinamiche. La prima è prevalentemente troposferica: le anomalie di temperatura superficiale del mare nel Pacifico tropicale modificano la convezione, la circolazione di Walker e la divergenza nella troposfera superiore, generando onde di Rossby che si propagano verso le medie latitudini e contribuiscono alla formazione del pattern Pacific–North American. La seconda via coinvolge invece la stratosfera: le modificazioni della circolazione del Pacifico settentrionale alterano l’ampiezza e la fase delle onde planetarie, favorendo in molti eventi di El Niño una maggiore propagazione verso l’alto e un conseguente indebolimento del vortice polare. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler ha mostrato come El Niño sia mediamente associato a una stratosfera polare più calda, a un vortice più debole e a una maggiore attività ondulatoria verticale, mentre la risposta di La Niña tende spesso verso il segno opposto ma presenta una robustezza inferiore e maggiori non linearità.
Quando tutti gli eventi di El Niño vengono considerati insieme nella rianalisi ERA5, la risposta della temperatura superficiale nel trimestre gennaio–marzo è dominata soprattutto dalla classica teleconnessione PNA. Le anomalie fredde interessano il Pacifico nordorientale e parte del Nord America meridionale, mentre anomalie positive si sviluppano più a nord. Sulla Cina, tuttavia, il segnale medio di El Niño risulta molto più debole. Questo comportamento è coerente con la marcata evoluzione sub-stagionale della relazione ENSO–Asia orientale. Ma e Chen hanno sottolineato come l’influenza dell’ENSO sul monsone invernale dell’Asia orientale non sia costante durante la stagione: il segnale può essere particolarmente pronunciato nella prima parte dell’inverno e indebolirsi o modificarsi successivamente, in relazione allo sviluppo delle anomalie nel Pacifico occidentale, nell’Oceano Indiano e alla variabilità extratropicale. La stessa relazione ENSO–EAWM è inoltre modulata dalla PDO, dall’Oscillazione Artica, dalla tipologia dell’evento ENSO e dallo stato della circolazione troposferica.
Proprio per questo motivo la separazione degli inverni di El Niño in funzione della presenza degli SSW produce un cambiamento così netto. Quando El Niño è accompagnato da un SSW, il campo termico dell’Eurasia assume caratteristiche molto differenti da quello ottenuto considerando tutti gli eventi indistintamente. L’Eurasia settentrionale tende a sviluppare anomalie fredde, mentre sulla Cina sudoccidentale compaiono anomalie positive e sul settore nordorientale anomalie negative. Tale configurazione è coerente con la nota risposta discendente che frequentemente segue un forte indebolimento del vortice polare: la circolazione tende a proiettarsi verso una fase negativa del Northern Annular Mode e, nel settore atlantico, verso una NAO negativa, con importanti modificazioni della posizione delle correnti a getto e delle traiettorie delle perturbazioni. Tuttavia, la risposta regionale asiatica non può essere dedotta semplicemente dal segno del NAM, poiché dipende dalla sovrapposizione delle teleconnessioni del Pacifico e dell’Eurasia.
Negli inverni di El Niño privi di SSW, la configurazione cambia radicalmente. Sebbene il pattern PNA sul Pacifico e sul Nord America rimanga riconoscibile, il segno delle anomalie sull’Eurasia e sulla Groenlandia risulta sostanzialmente opposto a quello osservato negli inverni con SSW. L’Eurasia settentrionale tende in questo caso verso anomalie termiche positive, mentre condizioni relativamente fredde si estendono sull’Eurasia meridionale e sulla Groenlandia. Questa differenza costituisce la base fisica del forte segnale che emerge sottraendo i due compositi. Polvani et al. avevano già mostrato che gli SSW possono essere responsabili di una parte considerevole della variabilità superficiale attribuita apparentemente a ENSO e che distinguere gli inverni in funzione dello stato stratosferico modifica sensibilmente l’interpretazione delle anomalie sull’Atlantico settentrionale e sull’Eurasia.
Il composito differenziale degli inverni El Niño con e senza SSW assume così una struttura quadrupolare su larga scala che ricorda la risposta classica associata ai riscaldamenti stratosferici improvvisi. In Cina, la caratteristica più significativa è rappresentata dal riscaldamento della parte sudoccidentale e, più in generale, di una vasta porzione della Cina meridionale, mentre il settore nordorientale mostra un raffreddamento. Questa dicotomia territoriale evidenzia ancora una volta come l’impatto discendente della stratosfera non produca una risposta termica uniforme. La perturbazione del vortice modifica la circolazione su scala emisferica; la distribuzione finale delle anomalie superficiali dipende poi dalla posizione delle strutture di alta e bassa pressione e dal conseguente trasporto meridionale di calore e masse d’aria.
La dipendenza dall’intensità di El Niño aggiunge un ulteriore livello di complessità. Quando gli autori aumentano progressivamente la soglia dell’indice Niño3.4 utilizzata per selezionare gli eventi, la struttura generale della risposta rimane relativamente stabile, ma l’ampiezza delle anomalie cresce. El Niño, considerato da solo, continua a produrre sulla Cina un segnale relativamente debole nella parte finale dell’inverno; tuttavia, quando sono presenti SSW, gran parte del territorio cinese tende verso anomalie positive, mentre negli inverni della stessa fase ENSO senza SSW emergono anomalie fredde. Di conseguenza, la differenza fra i due gruppi diventa progressivamente più evidente con l’aumentare della soglia utilizzata per definire El Niño. Hu et al. osservano inoltre che gli eventi di El Niño più deboli possono presentare una risposta differente sulla Cina meridionale e che, a causa della scarsa numerosità dei campioni osservativi, alcune di queste differenze non raggiungono la significatività statistica.
Questo problema campionario è particolarmente rilevante. Gli SSW maggiori sono relativamente rari e gli eventi ENSO intensi costituiscono a loro volta un sottoinsieme limitato degli inverni disponibili. Quando il campione viene ulteriormente suddiviso in El Niño forte o debole, con e senza SSW, il numero di casi può diminuire rapidamente. Di conseguenza, un singolo inverno anomalo può influenzare considerevolmente il composito. È quindi necessario interpretare con prudenza le differenze fra le classi di intensità, soprattutto quando esse non sono supportate da un campione modellistico molto più ampio. Proprio questa difficoltà costituisce una delle ragioni per cui il confronto con CMIP6 assume un ruolo così importante nelle sezioni successive dello studio.
Un elemento particolarmente interessante riguarda i tre episodi estremi di El Niño del 1982–83, 1997–98 e 2015–16, che nel periodo considerato dallo studio superano la soglia di due deviazioni standard e non furono accompagnati da SSW secondo il criterio utilizzato dagli autori. In questi casi, gran parte della Cina presentò condizioni relativamente fredde nel trimestre JFM. Il dato non implica che un El Niño estremo conduca necessariamente a un raffreddamento della Cina; mostra piuttosto quanto lo stato della stratosfera possa contribuire a modulare l’esito regionale di una stessa fase tropicale. L’assenza di SSW in questi episodi rafforza, all’interno del campione analizzato, il contrasto fra gli inverni El Niño con e senza perturbazione stratosferica. Hu et al. utilizzano proprio questa evidenza per sottolineare che l’effetto termico di El Niño sulla Cina non può essere interpretato unicamente attraverso l’ampiezza dell’indice Niño3.4.
La situazione diventa ancora più interessante quando viene analizzata La Niña. Nella regione Pacifico–Nord America la risposta della SAT tende ad assumere un segno approssimativamente opposto a quello di El Niño, pur risultando generalmente più debole e con alcuni spostamenti nella posizione dei principali centri di anomalia. Sulla Cina, escludendo alcune aree dell’altopiano tibetano, La Niña favorisce prevalentemente anomalie termiche negative. Questo comportamento è coerente con la letteratura sul monsone invernale dell’Asia orientale: un’anomalia ciclonica sul Pacifico nordoccidentale e un rafforzamento dei venti settentrionali possono favorire un maggiore trasporto di aria fredda verso la Cina, mentre durante El Niño l’anomalia anticiclonica del Pacifico occidentale tende frequentemente a produrre l’effetto opposto. La relazione, tuttavia, non è perfettamente simmetrica e dipende fortemente dalla tipologia dell’evento ENSO e dallo stato degli altri modi di variabilità climatica.
L’aspetto sorprendente dei risultati di Hu et al. è che, durante La Niña, la presenza di un SSW modifica molto meno il pattern della temperatura superficiale. Negli inverni di La Niña accompagnati da SSW, le anomalie sul Pacifico–Nord America e sulla Cina mantengono una forte somiglianza con quelle osservate considerando tutti gli eventi di La Niña. In altre parole, il segnale tropicale sembra rimanere dominante e l’SSW non produce quella marcata riorganizzazione del campo termico che si osserva durante El Niño. La Cina meridionale rimane in larga parte più fredda della climatologia anche in presenza di una perturbazione importante del vortice polare. È questo uno dei risultati centrali dell’intero lavoro: l’esistenza di un SSW non garantisce una risposta superficiale analoga nelle due fasi ENSO.
Negli inverni di La Niña privi di SSW, ampie regioni eurasiatiche mostrano anomalie fredde, mentre il settore artico presenta anomalie positive più marcate. Sottraendo questo composito da quello degli inverni di La Niña con SSW, l’effetto netto risultante appare nettamente diverso rispetto a El Niño: il raffreddamento sull’Eurasia settentrionale è meno pronunciato e, soprattutto, il riscaldamento sulla Cina risulta molto più debole. Il nuovo studio del 2026 diverge quindi parzialmente dalle conclusioni osservazionali di Polvani et al. del 2017, secondo le quali l’effetto netto degli SSW sulla Cina risultava più simile fra El Niño e La Niña. Hu et al. sottolineano però una differenza metodologica essenziale: Polvani e collaboratori analizzavano un inverno esteso da novembre a marzo, mentre il nuovo lavoro concentra l’attenzione su gennaio–marzo, proprio quando il segnale stratosferico e la risposta superficiale di fine inverno diventano maggiormente rilevanti.
L’evoluzione sub-stagionale è quindi cruciale. La risposta dell’Asia orientale a ENSO non è costante fra novembre e marzo e può cambiare sensibilmente anche senza l’intervento della stratosfera. La revisione di Ma e Chen evidenzia che l’influenza dell’ENSO sul monsone invernale dell’Asia orientale è caratterizzata da marcate transizioni intrastagionali e da interazioni con l’Oceano Indiano, la PDO e l’Oscillazione Artica. Considerare l’intero periodo NDJFM può pertanto fondere insieme regimi atmosferici molto differenti, attenuando o modificando la risposta specifica di gennaio–marzo. La scelta di JFM nello studio di Hu et al. non rappresenta quindi un dettaglio metodologico secondario, ma può spiegare una parte sostanziale della differenza rispetto ai risultati precedenti.
Per comprendere fisicamente questa asimmetria fra El Niño e La Niña è necessario passare dalla temperatura superficiale alla circolazione della media troposfera. Le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa mostrano che durante El Niño è presente la nota teleconnessione PNA, espressione della risposta atmosferica extratropicale alla forzante tropicale. Negli inverni El Niño accompagnati da SSW, a questo pattern si sovrappone una struttura anulare compatibile con una fase negativa del NAM. Nel settore nord-atlantico compare una configurazione simile a una NAO negativa, mentre sul Pacifico settentrionale e sull’Eurasia orientale emergono anomalie che assumono un ruolo cruciale per la propagazione delle onde planetarie. Hu et al. sottolineano che nell’area East Asia–Pacific l’approfondimento della depressione aleutinica si accompagna a un’estensione dell’anomalia negativa verso il Pacifico nordoccidentale e l’Eurasia nordorientale, mentre alle latitudini subtropicali si sviluppa una marcata anomalia positiva.
Questa configurazione ricorda il pattern Western Pacific ed è particolarmente importante perché non rappresenta soltanto una risposta successiva all’SSW: può costituire anche un precursore troposferico dell’indebolimento del vortice. La distinzione è fondamentale dal punto di vista causale. Una parte delle anomalie troposferiche osservate nei compositi degli inverni con SSW esiste infatti prima del riscaldamento stratosferico e contribuisce alla sua genesi attraverso la modulazione delle onde planetarie. Garfinkel, Hartmann e Sassi mostrarono che anomalie troposferiche nel Pacifico settentrionale e nell’Europa orientale possono modificare l’ampiezza delle onde stazionarie 1 e 2 e quindi l’intensità del flusso di Eliassen–Palm diretto verso la stratosfera. Nel loro studio, tali configurazioni iniziano a indebolire il vortice nella stratosfera superiore quasi immediatamente, con un’influenza che raggiunge il massimo su scale dell’ordine di alcune settimane e successivamente si propaga verso il basso.
Il meccanismo può essere interpretato attraverso il concetto di interferenza lineare. La propagazione verticale di un’onda planetaria dipende non soltanto dalla sua ampiezza, ma anche dalla fase con cui le anomalie transitorie o forzate si sovrappongono alle onde climatologiche. Se una perturbazione associata a El Niño rafforza le saccature e le creste della struttura climatologica, l’ampiezza complessiva dell’onda aumenta e cresce il flusso di attività ondulatoria verso la stratosfera. Se invece la perturbazione è fuori fase, l’onda climatologica viene parzialmente cancellata e la propagazione verticale può indebolirsi. Garfinkel et al. dimostrarono proprio che le configurazioni troposferiche del Pacifico settentrionale possono approfondire o appiattire le onde planetarie 1 e 2, fornendo un collegamento dinamico tra teleconnessioni troposferiche e variabilità del vortice polare.
Durante gli inverni di El Niño con SSW, l’anomalia negativa nell’area Pacifico nordoccidentale–Eurasia nordorientale risulta favorevolmente allineata con la struttura climatologica delle onde planetarie. Questa disposizione aumenta la probabilità di un’intensa propagazione verso l’alto e quindi di una perturbazione significativa della stratosfera. Durante gli inverni El Niño senza SSW, al contrario, la depressione aleutinica tende a essere spostata maggiormente verso est e il pattern Western Pacific risulta assente o fortemente indebolito. Sull’Eurasia nordorientale compare un’anomalia positiva che è meno favorevole all’interferenza costruttiva con le onde climatologiche. Ne deriva una configurazione che limita la propagazione verticale dell’attività ondulatoria e rende meno probabile un forte indebolimento del vortice. Il contrasto fra i due gruppi non rappresenta quindi soltanto una conseguenza degli SSW, ma riflette anche condizioni troposferiche differenti che determinano la probabilità stessa che l’evento stratosferico abbia luogo.
Questa bidirezionalità è uno degli aspetti più sofisticati dello studio. In una lettura troppo semplice si potrebbe interpretare la differenza tra inverni con e senza SSW come interamente causata dalla discesa del segnale stratosferico. In realtà, una parte della differenza è presente già prima dell’evento. La troposfera genera o modula le onde che perturbano il vortice; la stratosfera risponde a tali onde e, dopo l’SSW, può retroagire sulla troposfera modificandone ulteriormente la circolazione. Il composito finale è quindi il risultato dell’interazione fra un precursore troposferico e una successiva risposta discendente. Questa concezione è pienamente coerente con la moderna interpretazione delle teleconnessioni ENSO–stratosfera, nella quale il sistema viene considerato come un accoppiamento dinamico bidirezionale piuttosto che come una catena unidirezionale.
La differenza fra El Niño con e senza SSW a 500 hPa è caratterizzata soprattutto da due dipoli. Il primo interessa l’Atlantico settentrionale e l’Europa e riflette in gran parte la diversa fase della NAO. Il secondo si estende dall’Eurasia centrale verso quella orientale e appare maggiormente legato alla diversa teleconnessione del Pacifico associata agli inverni nei quali il vortice viene o non viene fortemente perturbato. È soprattutto questo secondo dipolo a essere rilevante per la Cina. La presenza di un’anomalia positiva dell’altezza geopotenziale sul settore cinese favorisce una circolazione anticiclonica, modifica il trasporto meridionale e contribuisce a limitare l’afflusso di aria fredda continentale. Si crea così una configurazione favorevole alle anomalie positive della SAT osservate durante gli inverni El Niño con SSW.
All’aumentare dell’intensità di El Niño, la struttura fondamentale di queste anomalie tende a conservarsi ma il segnale si rafforza. Ancora una volta, tuttavia, gli eventi deboli costituiscono un’eccezione importante: la scarsità di casi e la maggiore sensibilità alla variabilità interna possono produrre configurazioni che si discostano dalla risposta PNA convenzionale. Questo punto è coerente con il quadro più generale emerso dalla letteratura: le teleconnessioni dell’ENSO sono non lineari e dipendono dalla posizione delle anomalie tropicali, dalla loro intensità e dalla configurazione del background atmosferico. Domeisen et al. evidenziano esplicitamente la diversità degli eventi ENSO e le non linearità della risposta stratosferica come una delle principali fonti di incertezza nella comprensione delle teleconnessioni extratropicali.
Durante La Niña, invece, il comportamento dell’altezza geopotenziale risulta profondamente differente. Il PNA tende verso una fase negativa, ma il segnale appare mediamente più debole di quello associato alla fase calda ENSO. Negli inverni La Niña con SSW, le anomalie sull’Atlantico settentrionale e sull’Eurasia risultano meno organizzate e non emerge una struttura NAM o NAO negativa altrettanto chiara. Negli inverni privi di SSW, invece, le anomalie diventano più intense, con valori negativi dell’altezza geopotenziale su vaste aree dell’Eurasia meridionale che favoriscono anomalie fredde della temperatura superficiale. La differenza fra i due gruppi produce quindi una configurazione molto diversa da quella osservata durante El Niño.
Il dipolo che negli inverni El Niño si sviluppa tra l’Eurasia centrale e orientale scompare durante La Niña e viene sostituito da una struttura spostata maggiormente verso l’Eurasia occidentale e centrale. Questo spostamento geografico è cruciale perché riduce la componente anticiclonica sulla Cina e quindi l’effetto termico positivo degli SSW. In altre parole, non è necessario che la perturbazione stratosferica durante La Niña sia completamente assente: è sufficiente che il pattern troposferico associato sia collocato in una posizione differente perché le conseguenze sulla temperatura della Cina cambino radicalmente. Hu et al. riconducono proprio a questa differenza delle teleconnessioni dell’area East Asia–Pacific la minore capacità degli SSW di riscaldare la Cina durante La Niña.
Il risultato suggerisce inoltre che l’asimmetria El Niño–La Niña coinvolga la struttura spettrale delle onde planetarie. El Niño favorisce prevalentemente un rafforzamento della componente di onda 1, mentre durante La Niña l’associazione con gli SSW sembra coinvolgere maggiormente l’onda 2. La differenza non è puramente tecnica: onda 1 e onda 2 corrispondono a configurazioni emisferiche molto differenti delle creste e delle saccature e quindi producono distribuzioni diverse delle anomalie troposferiche. Un SSW favorito da una forte onda 1 può essere preceduto e accompagnato da una configurazione sulla Cina completamente diversa da quella associata a un evento nel quale l’onda 2 svolge il ruolo dominante. La revisione di Domeisen et al. sottolinea come la risposta stratosferica a ENSO dipenda proprio dalle modificazioni delle onde planetarie e dalla loro propagazione verticale, rendendo plausibile un comportamento non speculare fra El Niño e La Niña.
Da un punto di vista climatico, la conseguenza fondamentale è che la fase ENSO determina una sorta di “ambiente dinamico” all’interno del quale opera la risposta stratosferica. Durante El Niño, il background troposferico può risultare favorevole tanto alla generazione dell’SSW quanto alla persistenza di un’anomalia anticiclonica sulla Cina. Quando la perturbazione stratosferica si verifica, la successiva risposta discendente può quindi agire su una troposfera già predisposta verso condizioni relativamente miti nella Cina meridionale, amplificandone il segnale. Durante La Niña, invece, il background rimane maggiormente favorevole a un flusso freddo e all’assenza di un’analoga anomalia anticiclonica; anche se si verifica un SSW, la risposta discendente non riesce normalmente a produrre un cambiamento termico altrettanto intenso.
Questa interpretazione completa ed estende i risultati di Oehrlein et al., i quali utilizzando grandi ensemble del Whole Atmosphere Community Climate Model mostrarono che El Niño e gli SSW costituiscono entrambi sorgenti importanti di variabilità climatica sull’Atlantico settentrionale e sull’Eurasia. Il loro approccio permise di distinguere meglio l’effetto diretto di El Niño da quello associato alla stratosfera e mostrò che gli SSW possono produrre un contributo molto rilevante alla risposta eurasiatica. Il lavoro di Hu et al. aggiunge tuttavia una dimensione regionale fondamentale: sulla Cina, soprattutto nella seconda parte dell’inverno, l’effetto degli SSW non appare indipendente dal segno dell’ENSO e la risposta durante La Niña non può essere considerata una semplice immagine speculare di quella durante El Niño.
Le implicazioni riguardano direttamente anche la prevedibilità sub-stagionale e stagionale. Sapere che un El Niño è in corso non permette di stabilire con certezza quale sarà l’anomalia termica della Cina durante gennaio–marzo, soprattutto perché la teleconnessione ENSO sull’Asia orientale tende a indebolirsi e a modificarsi durante la stagione. Allo stesso modo, prevedere un SSW non è sufficiente per concludere automaticamente che la Cina sperimenterà freddo o caldo. Il valore predittivo aumenta quando le due informazioni vengono combinate con la struttura della circolazione troposferica. La fase ENSO, l’intensità del PNA, la posizione della depressione aleutinica, il pattern Western Pacific, la struttura delle onde 1 e 2 e lo stato del vortice polare costituiscono parti di un unico sistema dinamico.
L’insieme dei risultati della rianalisi ERA5 conduce quindi a una conclusione di notevole rilevanza. L’effetto netto degli SSW sulla temperatura superficiale della Cina è fortemente asimmetrico tra El Niño e La Niña. Durante El Niño, la presenza di SSW è associata a una marcata riorganizzazione della circolazione eurasiatica e a un riscaldamento consistente della Cina meridionale e sudoccidentale rispetto agli inverni El Niño senza SSW. Durante La Niña, al contrario, il pattern termico rimane molto più simile alla risposta climatologica della fase fredda ENSO e il riscaldamento netto prodotto dagli SSW risulta decisamente attenuato. Il nuovo studio identifica nella diversa struttura delle teleconnessioni dell’area Asia orientale–Pacifico e nel differente contributo delle onde planetarie la spiegazione principale di questa asimmetria.
Più in generale, questa sezione mostra perché lo studio delle teleconnessioni climatiche non possa essere ridotto a relazioni statistiche fra singoli indici. ENSO modifica le onde planetarie; le onde planetarie influenzano il vortice polare; il vortice può andare incontro a un SSW; la perturbazione stratosferica può propagarsi verso il basso; ma il segnale discendente incontra una troposfera che continua contemporaneamente a essere condizionata dall’ENSO. Il clima di fine inverno della Cina rappresenta quindi il prodotto finale di una catena di interazioni nella quale cause e risposte si sovrappongono su differenti scale temporali. Il risultato di Hu et al. rafforza così una concezione sempre più centrale nella climatologia dinamica moderna: l’effetto di un SSW dipende non soltanto dall’intensità della perturbazione stratosferica, ma anche dalla configurazione troposferica che l’ha preceduta e dallo stato climatico nel quale essa si manifesta. È proprio questa dipendenza dal background ENSO a spiegare perché un riscaldamento stratosferico improvviso possa contribuire a un marcato riscaldamento della Cina durante El Niño e produrre invece una risposta molto più debole durante La Niña.
Figura 2 – Modulazione dell’effetto degli SSW sulla temperatura superficiale durante El Niño e La Niña
La Figura 2 rappresenta uno dei passaggi più rilevanti dell’intero studio, poiché consente di osservare direttamente come la risposta della temperatura dell’aria superficiale durante la parte finale dell’inverno cambi quando gli eventi di El Niño e La Niña vengono separati in funzione della presenza o dell’assenza di riscaldamenti stratosferici improvvisi. Il periodo analizzato, gennaio–marzo, è particolarmente significativo perché coincide con la fase nella quale la risposta stratosferica all’ENSO tende a raggiungere la propria maturità e nella quale gli effetti discendenti degli SSW possono manifestarsi più chiaramente nella troposfera e alla superficie. La figura mostra quindi che la variabilità termica della Cina e dell’intero settore eurasiatico non può essere interpretata attraverso una semplice relazione ENSO–temperatura, ma deve essere considerata come il risultato dell’interazione fra lo stato del Pacifico tropicale, la dinamica delle onde planetarie, l’intensità del vortice polare e la successiva propagazione verso il basso delle anomalie stratosferiche.
Una delle prime caratteristiche che emergono dalla figura è la risposta relativamente debole della temperatura superficiale della Cina quando vengono considerati tutti gli inverni di El Niño senza distinguere lo stato della stratosfera. Il segnale più evidente si concentra infatti nella regione Pacifico–Nord America, dove compare la classica configurazione termica associata alla teleconnessione PNA: anomalie fredde sul Pacifico nordorientale e su porzioni del Nord America meridionale e condizioni più calde alle latitudini settentrionali del continente. Questa distribuzione è coerente con il ruolo delle anomalie convettive tropicali nel generare onde di Rossby che si propagano verso il Pacifico settentrionale e il Nord America, producendo una sequenza di anomalie di pressione e temperatura che costituisce una delle più robuste teleconnessioni dell’ENSO. Gli studi classici di Wallace e Gutzler, Trenberth e collaboratori e numerosi lavori successivi hanno mostrato che il PNA costituisce una delle principali vie attraverso cui la variabilità del Pacifico tropicale influenza la circolazione extratropicale dell’emisfero settentrionale.
Sulla Cina, tuttavia, il segnale diretto di El Niño durante gennaio–marzo appare molto più debole. Questo risultato è particolarmente importante perché conferma che la relazione tra ENSO e clima dell’Asia orientale presenta una marcata evoluzione sub-stagionale. Numerosi studi, tra cui quelli di Son et al., Geng et al., Kim et al., Li et al., Zhao et al. e la più recente sintesi di Ma e Chen, hanno evidenziato come l’influenza di El Niño sulla circolazione dell’Asia orientale sia generalmente più evidente nella prima parte dell’inverno e possa indebolirsi sensibilmente tra gennaio e marzo. Durante novembre–dicembre, l’anticiclone anomalo sul Pacifico nordoccidentale e sul Mar delle Filippine può favorire un trasporto di aria calda e umida verso la Cina sudorientale e indebolire il monsone invernale dell’Asia orientale. Con il procedere della stagione, tuttavia, la struttura di questa teleconnessione può modificarsi a causa dell’evoluzione dell’ENSO stesso, dell’interazione con l’Oceano Indiano, della variabilità del Pacifico extratropicale e della crescente importanza della dinamica stratosferica.
È proprio la separazione degli inverni El Niño in presenza o assenza di SSW a rivelare quanto la debolezza del segnale medio sulla Cina possa in realtà nascondere due regimi atmosferici profondamente differenti. Durante gli inverni di El Niño accompagnati da un SSW, la temperatura superficiale dell’Eurasia subisce una riorganizzazione evidente. Sulle regioni settentrionali del continente emergono anomalie fredde estese, mentre la Cina sudoccidentale e parte della Cina meridionale tendono verso condizioni relativamente più calde. Contemporaneamente, la Cina nordorientale presenta anomalie termiche negative. Questa configurazione richiama la risposta climatologica frequentemente osservata dopo importanti indebolimenti del vortice polare, nei quali la circolazione atmosferica tende a evolvere verso una fase negativa del Northern Annular Mode e, nel settore euro-atlantico, verso una NAO negativa.
Il collegamento tra SSW e NAM negativo è uno degli elementi più consolidati della letteratura sull’accoppiamento stratosfera–troposfera. Baldwin e Dunkerton mostrarono che le anomalie della circolazione stratosferica possono propagarsi progressivamente verso il basso e precedere configurazioni persistenti della circolazione troposferica. Butler et al. e successivamente Baldwin et al. hanno evidenziato che gli SSW possono essere seguiti per diverse settimane da una maggiore probabilità di anomalie di pressione positive alle alte latitudini e negative alle medie latitudini, da spostamenti delle correnti a getto e da un aumento della probabilità di episodi freddi in alcune regioni dell’Eurasia e del Nord America. È tuttavia fondamentale ribadire che la risposta non è spazialmente uniforme: mentre alcune regioni possono raffreddarsi, altre possono sperimentare anomalie termiche positive.
La Cina rappresenta un esempio particolarmente chiaro di questa eterogeneità regionale. Durante gli inverni El Niño con SSW, la Cina sudoccidentale e meridionale mostra una tendenza al riscaldamento, mentre il nord-est tende verso condizioni più fredde. Tale contrasto riflette il modo in cui le anomalie della circolazione atmosferica modificano il trasporto meridionale delle masse d’aria. Una configurazione anticiclonica sulla Cina centro-meridionale può ridurre l’afflusso di aria fredda proveniente dalla Siberia e favorire anomalie dei venti meridionali, mentre un’anomalia ciclonica o una depressione più intensa sull’Eurasia nordorientale può favorire condizioni fredde nelle regioni settentrionali. La risposta termica non è quindi determinata direttamente dalla temperatura stratosferica, ma dalla riorganizzazione della circolazione troposferica indotta o favorita dalla perturbazione del vortice.
Il quadro cambia radicalmente negli inverni di El Niño privi di SSW. In questo caso, l’Eurasia settentrionale presenta anomalie termiche relativamente positive, mentre una fascia più meridionale del continente tende verso condizioni fredde. La Groenlandia mostra anch’essa una risposta di segno opposto rispetto agli inverni con SSW. Questa differenza rappresenta uno degli elementi più importanti della Figura 2, perché dimostra che due inverni appartenenti alla stessa fase ENSO possono produrre risposte superficiali profondamente diverse a seconda dello stato della stratosfera. In altre parole, una classificazione basata esclusivamente sul Niño3.4 non è sufficiente per descrivere completamente il clima di fine inverno sull’Eurasia.
È proprio sottraendo il composito degli inverni El Niño senza SSW da quello degli inverni El Niño con SSW che emerge il cosiddetto effetto netto degli SSW. Tale differenza tende ad attenuare la componente comune associata a El Niño e a mettere in evidenza la parte della risposta connessa alla diversa condizione stratosferica e troposferica dei due gruppi. Il risultato assume una struttura quadrupolare su vasta scala, molto simile a quella descritta in numerosi studi sulla risposta superficiale agli SSW. Butler et al. hanno mostrato che un forte indebolimento del vortice polare può produrre una configurazione termica caratterizzata da anomalie fredde su alcune porzioni dell’Eurasia e del Nord America e da anomalie calde in altri settori, mentre Polvani et al. hanno sottolineato come la presenza o l’assenza degli SSW possa modificare sostanzialmente l’apparente teleconnessione superficiale dell’ENSO.
Il concetto di effetto netto deve tuttavia essere interpretato con una certa cautela. La differenza tra inverni con e senza SSW non rappresenta necessariamente una misura pura e isolata del forcing stratosferico. Gli inverni nei quali si verifica un SSW possono essere preceduti da configurazioni troposferiche differenti rispetto agli inverni privi di SSW. Le stesse onde planetarie che perturbano il vortice polare nascono nella troposfera e dipendono dalla posizione delle creste e delle saccature del geopotenziale. Di conseguenza, parte della differenza osservata tra i due gruppi può rappresentare un precursore dell’SSW, mentre un’altra parte costituisce la risposta discendente successiva all’evento. Garfinkel et al. hanno mostrato con chiarezza come l’interferenza costruttiva o distruttiva tra le anomalie troposferiche e le onde planetarie climatologiche possa controllare la quantità di attività ondulatoria che penetra nella stratosfera e, quindi, la probabilità di indebolimento del vortice.
Questa interpretazione rende particolarmente interessante l’aumento dell’ampiezza delle anomalie al crescere dell’intensità di El Niño. Nei compositi costruiti con soglie di 0,75 e 1 deviazione standard, il pattern generale rimane simile, ma il contrasto tra inverni con e senza SSW diventa progressivamente più marcato. Negli eventi El Niño più intensi, la Cina tende a riscaldarsi in modo evidente quando è presente un SSW, mentre tende verso condizioni più fredde quando l’evento stratosferico non si verifica. Questo risultato suggerisce che l’interazione tra ENSO e stratosfera possa essere non lineare e dipendere dall’ampiezza della forzante tropicale.
La letteratura sulle teleconnessioni ENSO conferma che l’intensità dell’evento costituisce un elemento importante. Gli eventi più intensi producono anomalie convettive tropicali maggiori, una risposta più forte della circolazione di Walker e una più marcata eccitazione delle onde di Rossby extratropicali. Ciò può amplificare il PNA, modificare maggiormente la depressione aleutinica e creare condizioni più favorevoli alla propagazione verticale delle onde planetarie. Domeisen et al. hanno sottolineato che El Niño tende mediamente a essere associato a una maggiore attività ondulatoria nella stratosfera boreale, a una circolazione di Brewer–Dobson più intensa e a un vortice polare più caldo e debole, sebbene la risposta vari considerevolmente da un evento all’altro.
Il risultato relativo agli eventi estremi di El Niño è particolarmente suggestivo. Nel periodo analizzato, gli inverni 1982–83, 1997–98 e 2015–16 superarono la soglia di due deviazioni standard e, secondo la classificazione utilizzata nello studio, nessuno fu accompagnato da un SSW maggiore. In tali inverni gran parte della Cina risultò relativamente fredda durante la fase finale della stagione. Questo non significa che gli El Niño estremi producano necessariamente condizioni fredde sulla Cina, ma evidenzia quanto la risposta regionale possa dipendere dallo stato della stratosfera e dalla configurazione troposferica associata. Tre eventi tropicali estremamente intensi possono quindi non produrre il segnale termico apparentemente atteso se la catena dinamica che collega Pacifico, onde planetarie e vortice polare evolve in maniera differente.
Il ridotto numero di eventi introduce però un’importante limitazione statistica. Quando la soglia di El Niño viene aumentata a 1 deviazione standard, il campione si riduce a pochi inverni con e senza SSW. In queste condizioni, un singolo evento può influenzare considerevolmente il composito. Questo problema è comune nella ricerca sulle interazioni ENSO–stratosfera, perché si combinano due fenomeni che possiedono entrambi una frequenza relativamente bassa. Gli SSW maggiori si verificano mediamente meno di una volta per inverno e gli eventi ENSO intensi rappresentano soltanto una frazione del record disponibile. Suddividere ulteriormente i casi secondo l’intensità dell’ENSO riduce rapidamente la numerosità statistica. È proprio per questo motivo che gli autori ricorrono successivamente ai modelli CMIP6, che consentono di verificare i risultati su campioni molto più ampi.
La parte della Figura 2 relativa a La Niña introduce l’aspetto probabilmente più innovativo dello studio. Se El Niño mostra una forte differenza tra inverni con e senza SSW, La Niña appare molto meno sensibile alla presenza dell’evento stratosferico. Quando tutti gli inverni La Niña vengono considerati insieme, la risposta termica nella regione PNA assume grosso modo il segno opposto rispetto a El Niño, anche se l’ampiezza è inferiore e la posizione dei centri di anomalia non è perfettamente speculare. Sulla Cina, La Niña favorisce prevalentemente anomalie negative della temperatura superficiale, coerentemente con una circolazione monsonica maggiormente favorevole all’afflusso di aria continentale fredda.
La relazione tra La Niña e clima dell’Asia orientale è però intrinsecamente asimmetrica rispetto a quella di El Niño. Studi come quelli di Kug et al., Son et al. e Ma et al. hanno mostrato che le teleconnessioni delle due fasi ENSO non rappresentano semplici immagini speculari. La risposta convettiva alle anomalie fredde del Pacifico tropicale può differire da quella prodotta dalle anomalie calde, così come differiscono posizione e intensità delle strutture cicloniche e anticicloniche sul Pacifico occidentale. Questa non linearità è particolarmente importante durante l’inverno, quando il monsone dell’Asia orientale interagisce con la circolazione siberiana e con le teleconnessioni extratropicali.
Durante La Niña con SSW, la caratteristica sorprendente mostrata dalla Figura 2 è che il pattern termico rimane molto simile a quello della La Niña considerata complessivamente. La Cina continua a presentare vaste anomalie fredde e non emerge un riscaldamento post-SSW comparabile a quello osservato durante El Niño. Questo suggerisce che l’SSW non riesca a sovvertire in maniera significativa il background troposferico associato alla fase fredda ENSO. Il segnale tropicale rimane quindi dominante nella parte finale dell’inverno.
La situazione diventa ancora più chiara osservando la differenza tra La Niña con e senza SSW. Il cosiddetto effetto netto appare molto più debole sulla Cina rispetto al corrispondente composito El Niño. Le anomalie positive sono meno intense e la struttura principale del segnale si sposta maggiormente verso l’Eurasia occidentale e centrale. Tale risultato costituisce il nucleo della tesi dello studio: l’effetto termico degli SSW sulla Cina è fortemente dipendente dalla fase ENSO e risulta considerevolmente più efficace durante El Niño che durante La Niña.
Questo comportamento si discosta in parte da quanto riportato da Polvani et al., che avevano trovato una risposta netta degli SSW relativamente simile durante le due fasi ENSO. La differenza può essere spiegata almeno in parte dalla diversa finestra stagionale adottata. Polvani et al. utilizzavano un inverno esteso da novembre a marzo, mentre il nuovo studio concentra l’attenzione su gennaio–marzo. Questa scelta è tutt’altro che marginale. La teleconnessione ENSO–Asia orientale cambia significativamente durante la stagione, e gli SSW esercitano i loro effetti più rilevanti nelle settimane successive all’evento. Mescolare novembre e dicembre con gennaio–marzo può quindi diluire o modificare la struttura del segnale.
La Figura 2 rafforza inoltre l’idea che il concetto di “risposta dell’ENSO” debba essere interpretato come una media condizionata da altri modi di variabilità. La temperatura della Cina durante El Niño non dipende soltanto dall’anomalia del Pacifico tropicale; dipende anche dal vortice polare, dalla fase del NAM, dalla QBO, dalla PDO, dallo stato del monsone invernale dell’Asia orientale e dall’evoluzione intrastagionale delle anomalie oceaniche. Analogamente, la risposta durante La Niña può essere profondamente diversa a seconda della configurazione delle onde planetarie e dell’eventuale presenza di un SSW.
In termini dinamici, il contrasto tra le due fasi suggerisce che El Niño prepari un background atmosferico particolarmente favorevole all’amplificazione del segnale post-SSW sulla Cina. La maggiore attività dell’onda planetaria 1 tipica di molti inverni El Niño può contemporaneamente contribuire all’indebolimento del vortice polare e creare una struttura troposferica favorevole allo sviluppo di anomalie anticicloniche sull’Asia orientale. Quando l’SSW si verifica, la successiva risposta discendente si inserisce quindi in una circolazione già predisposta verso un riscaldamento della Cina meridionale. Durante La Niña, il maggiore ruolo dell’onda planetaria 2 e una diversa disposizione delle anomalie di geopotenziale producono invece un background meno favorevole allo sviluppo della stessa anomalia anticiclonica.
Questa interpretazione è coerente con il lavoro di Song e Son sulla relazione ENSO–SSW, che evidenziava come la risposta delle onde planetarie differisca fra El Niño e La Niña. Durante El Niño, il rafforzamento dell’onda 1 rappresenta frequentemente il contributo dominante alla propagazione verticale dell’attività ondulatoria, mentre durante La Niña può assumere maggiore importanza l’onda 2. Tali differenze possono avere conseguenze profonde non soltanto per la probabilità di un SSW, ma anche per la distribuzione geografica della risposta troposferica.
Un altro aspetto importante riguarda il rapporto tra significatività statistica e significato fisico. La puntinatura presente nei vari pannelli individua le regioni nelle quali il segnale supera il livello di confidenza del 95%, ma l’assenza di significatività non equivale necessariamente all’assenza di una relazione dinamica. Alcuni compositi sono basati su campioni estremamente piccoli. La variabilità interna dell’atmosfera può quindi mascherare un segnale sistematico. Questo principio è particolarmente rilevante per gli eventi La Niña più intensi, dove il numero di casi senza SSW può scendere a poche unità. La robustezza del pattern deve pertanto essere valutata non solo attraverso la puntinatura, ma anche verificandone la coerenza fra differenti soglie, dataset e modelli.
La Figura 2 può quindi essere interpretata come una dimostrazione dell’importanza delle analisi condizionate. Considerando soltanto il composito di tutti gli inverni El Niño, la Cina mostra un segnale termico debole e si potrebbe concludere che ENSO abbia un’influenza ridotta sulla regione durante JFM. Separando però gli stessi eventi in funzione della presenza di un SSW emerge un quadro completamente diverso: gli inverni con SSW tendono verso il caldo su ampie zone della Cina, mentre quelli privi di SSW tendono maggiormente verso il freddo. Il debole segnale del composito complessivo deriva quindi in parte dalla cancellazione reciproca di due regimi atmosferici differenti.
Lo stesso ragionamento, applicato a La Niña, produce invece un risultato diverso. La separazione tra inverni con e senza SSW non genera due risposte altrettanto opposte sulla Cina. Ciò significa che l’influenza stratosferica risulta molto più debole o, più precisamente, meno efficace nel modificare il background troposferico associato alla fase fredda ENSO. Questa asimmetria rappresenta una prova importante del fatto che gli effetti combinati dei modi climatici non possono essere sempre descritti attraverso una semplice somma lineare.
Dal punto di vista della prevedibilità, i risultati assumono notevole interesse. ENSO è una delle principali sorgenti di prevedibilità stagionale, mentre lo stato della stratosfera può aumentare la prevedibilità sulla scala sub-stagionale. Combinare queste due informazioni potrebbe quindi offrire una previsione più accurata della temperatura invernale della Cina. Un El Niño accompagnato da segnali di forte disturbo del vortice potrebbe indicare una probabilità maggiore di condizioni miti sulla Cina meridionale durante la parte finale dell’inverno rispetto a un El Niño nel quale il vortice rimane forte. Al contrario, durante La Niña, anche un SSW potrebbe non essere sufficiente a modificare sostanzialmente la tendenza verso condizioni relativamente fredde. Naturalmente si tratta di relazioni probabilistiche, non deterministiche, e la configurazione specifica della troposfera rimane essenziale.
In conclusione, la Figura 2 rappresenta un passaggio decisivo nello sviluppo dell’argomentazione scientifica dello studio. Essa dimostra che il debole segnale medio dell’ENSO sulla temperatura della Cina durante gennaio–marzo nasconde una forte dipendenza dallo stato del vortice polare. Durante El Niño, gli SSW sono associati a un marcato riscaldamento della Cina meridionale e sudoccidentale rispetto agli inverni della stessa fase ENSO privi di SSW; durante La Niña, questa modulazione è sensibilmente più debole e il segnale freddo di fondo tende a persistere anche quando si verifica una perturbazione stratosferica. L’asimmetria aumenta quando vengono considerate soglie ENSO più elevate, pur con le necessarie cautele dovute alla riduzione del campione.
La figura suggerisce quindi che non esista un unico “effetto degli SSW” indipendente dal contesto climatico. La risposta superficiale nasce dall’interazione fra la struttura troposferica preesistente, la propagazione delle onde planetarie, l’evoluzione del vortice polare e il successivo accoppiamento discendente. El Niño sembra configurare il sistema atmosfera–stratosfera in modo tale da rendere molto più efficace il riscaldamento della Cina associato agli SSW, mentre La Niña tende a mantenere una struttura dinamica favorevole alla persistenza delle anomalie fredde. La Figura 2 costituisce quindi il ponte fondamentale tra la semplice climatologia degli SSW illustrata nella Figura 1 e la spiegazione dinamica fornita successivamente attraverso l’altezza geopotenziale, le teleconnessioni PNA e Western Pacific e la diversa attività delle onde planetarie.
Figura 3 – Teleconnessioni troposferiche, onde planetarie e diversa risposta del vortice polare durante El Niño e La Niña
La Figura 3 rappresenta uno dei passaggi dinamicamente più importanti dello studio, poiché permette di comprendere l’origine della marcata asimmetria, evidenziata nelle analisi precedenti, tra l’effetto dei riscaldamenti stratosferici improvvisi durante El Niño e quello osservato durante La Niña. Mentre la Figura 2 descriveva essenzialmente la risposta della temperatura dell’aria superficiale, la Figura 3 sposta l’attenzione sulla circolazione della media troposfera attraverso le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa, consentendo quindi di ricostruire le strutture atmosferiche responsabili delle differenti anomalie termiche osservate sulla Cina e sull’Eurasia. Tale livello è particolarmente appropriato per questo tipo di analisi perché riflette le grandi strutture ondulatorie della circolazione extratropicale e permette di riconoscere le principali teleconnessioni dell’emisfero settentrionale. Il lavoro classico di Wallace e Gutzler mostrò già all’inizio degli anni Ottanta che il campo dell’altezza geopotenziale a 500 hPa è caratterizzato durante l’inverno da configurazioni ricorrenti su scala planetaria, fra cui il Pacific–North American pattern, interpretabili come manifestazioni della variabilità delle onde atmosferiche stazionarie.
Il significato della Figura 3 va quindi ben oltre la semplice descrizione di aree caratterizzate da geopotenziale superiore o inferiore alla climatologia. Le anomalie positive dell’altezza geopotenziale corrispondono generalmente a una colonna atmosferica relativamente più spessa e a una circolazione anticiclonica anomala, mentre anomalie negative sono associate a strutture maggiormente cicloniche e a una colonna atmosferica relativamente meno spessa. La disposizione geografica alternata di tali anomalie costituisce la firma delle onde di Rossby e delle teleconnessioni che trasferiscono l’influenza della variabilità tropicale verso le medie e alte latitudini. Nel caso dell’ENSO, le variazioni della convezione sul Pacifico equatoriale perturbano la divergenza nella troposfera superiore e generano sorgenti anomale di onde di Rossby; queste perturbazioni si propagano nel flusso occidentale extratropicale e possono riorganizzare la depressione aleutinica, le dorsali sul Nord America, la circolazione eurasiatica e, indirettamente, il flusso di attività ondulatoria diretto verso la stratosfera.
La prima riga della Figura 3 evidenzia questa dinamica negli eventi di El Niño identificati mediante una soglia dell’indice Niño3.4 pari a 0,5 deviazioni standard. Considerando tutti gli episodi, compare una configurazione ben riconoscibile nel settore Pacifico–Nord America, coerente con il PNA associato alla fase calda dell’ENSO. L’importanza di tale struttura risiede nel fatto che il PNA non rappresenta soltanto una risposta regionale del Pacifico e del Nord America, ma modifica la geometria delle onde planetarie dell’intero emisfero. Wallace e Gutzler descrissero il PNA come una delle principali configurazioni di teleconnessione dell’inverno boreale, caratterizzata da centri di azione alternati e da una marcata espressione nella media troposfera. Nel contesto dell’ENSO, questa struttura diventa uno dei principali ponti attraverso i quali l’anomalia tropicale può raggiungere prima la circolazione extratropicale e successivamente la stratosfera.
La distinzione tra gli inverni El Niño con e senza SSW mostra tuttavia che non tutti i PNA associati alla fase calda del Pacifico producono le medesime conseguenze per il vortice polare. Negli inverni El Niño accompagnati da un riscaldamento stratosferico improvviso, la Figura 3 mostra infatti una struttura molto più complessa rispetto al composito di tutti gli eventi. Nel settore nord-atlantico si sviluppano anomalie compatibili con una fase negativa della North Atlantic Oscillation, mentre alle alte latitudini emerge una struttura più assimilabile alla fase negativa del Northern Annular Mode. Questa configurazione è coerente con la nota risposta troposferica che frequentemente segue un forte indebolimento del vortice polare. Baldwin e Dunkerton mostrarono che importanti anomalie della circolazione stratosferica possono propagarsi progressivamente verso la bassa stratosfera e essere seguite, per periodi dell’ordine di diverse settimane, da regimi troposferici simili alla fase negativa dell’Oscillazione Artica e della NAO.
Tuttavia, interpretare tutte le anomalie osservate nei compositi “con SSW” come conseguenze della stratosfera sarebbe eccessivamente semplicistico. La Figura 3 contiene infatti un secondo messaggio, probabilmente ancora più importante: una parte delle anomalie della media troposfera rappresenta un precursore dell’SSW. Questa distinzione è fondamentale per comprendere la causalità. Gli SSW sono innescati da un aumento della propagazione verticale delle onde planetarie dalla troposfera alla stratosfera; la configurazione troposferica precedente all’evento determina quindi in buona misura quanta attività ondulatoria possa raggiungere il vortice polare. In altre parole, la troposfera non è soltanto il destinatario finale del segnale stratosferico, ma svolge un ruolo attivo nella generazione stessa dell’evento.
Proprio a questo scopo, nei pannelli relativi a El Niño con e senza SSW vengono sovrapposti i contorni climatologici delle onde planetarie 1 e 2. Le linee viola rappresentano la struttura climatologica dell’onda zonale 1, mentre quelle verde chiaro rappresentano l’onda 2. La sovrapposizione consente di valutare se le anomalie del geopotenziale associate a ENSO siano disposte in modo tale da rafforzare o indebolire le onde planetarie climatologiche. Questo principio è riconducibile alla teoria dell’interferenza lineare: quando un’anomalia atmosferica presenta creste e saccature spazialmente allineate con quelle dell’onda climatologica, le due strutture si sommano costruttivamente, aumentando l’ampiezza dell’onda; quando invece sono in opposizione di fase, tendono a cancellarsi parzialmente.
Garfinkel, Hartmann e Sassi hanno fornito una dimostrazione particolarmente importante di questo meccanismo analizzando i precursori troposferici della variabilità del vortice polare. Il loro studio mostrò che anomalie della circolazione sul Pacifico settentrionale e sull’Europa orientale sono capaci di approfondire oppure appiattire le onde stazionarie troposferiche, in particolare le componenti zonali 1 e 2, modificando conseguentemente il flusso verticale di Eliassen–Palm diretto verso la stratosfera. Gli autori trovarono inoltre che tali configurazioni possono iniziare a indebolire il vortice nella stratosfera superiore quasi immediatamente, con un massimo dell’influenza dopo circa venti giorni e una successiva propagazione del segnale verso il basso. Si tratta di un risultato direttamente pertinente alla Figura 3, perché fornisce il quadro teorico attraverso cui interpretare la diversa disposizione delle anomalie troposferiche negli inverni con e senza SSW.
Negli eventi di El Niño accompagnati da SSW, la bassa pressione anomala che interessa il Pacifico nordoccidentale e l’Eurasia nordorientale tende a disporsi in fase favorevole con le saccature delle onde climatologiche. L’interferenza costruttiva rafforza quindi l’ampiezza della struttura ondulatoria complessiva e favorisce un incremento della propagazione verticale. Quando le onde planetarie raggiungono la stratosfera, possono depositare momento sul flusso medio, rallentando i forti venti occidentali del vortice polare. Se il forcing ondulatorio è sufficientemente intenso e persistente, il vortice può essere fortemente deformato, spostato o diviso, fino a produrre l’inversione dei venti zonali caratteristica di un SSW maggiore. Il compendio di Butler et al. sottolinea proprio come gli SSW rappresentino episodi estremi della variabilità del vortice polare e come la loro evoluzione comprenda una complessa successione di condizioni troposferiche, stratosferiche e superficiali.
Durante El Niño, questa connessione è particolarmente plausibile perché la fase calda dell’ENSO tende mediamente ad aumentare la propagazione ondulatoria extratropicale verso la stratosfera. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler sintetizza numerosi studi secondo cui El Niño è associato, in media, a un rafforzamento del forcing ondulatorio, a una Brewer–Dobson circulation più intensa e a un vortice polare stratosferico boreale più caldo e più debole. Gli autori sottolineano tuttavia che la relazione non è deterministica e che la diversità degli eventi ENSO, la variabilità interna e altri modi climatici possono modificare notevolmente la risposta. La Figura 3 fornisce precisamente una rappresentazione di questa variabilità condizionata: alcuni El Niño presentano una configurazione troposferica favorevole alla propagazione ondulatoria e agli SSW, mentre altri no.
Negli inverni El Niño privi di SSW, la depressione aleutinica appare maggiormente concentrata e spostata verso il Pacifico nordorientale, mentre sull’Eurasia nordorientale compare una significativa anomalia positiva dell’altezza geopotenziale. La conseguenza dinamica non è semplicemente un cambiamento della posizione delle strutture bariche, ma una modificazione della loro fase relativa rispetto alle onde climatologiche. L’anomalia positiva sull’Eurasia nordorientale tende infatti a trovarsi fuori fase rispetto alle saccature delle componenti planetarie 1 e 2. In queste condizioni, l’interferenza diventa maggiormente distruttiva e la struttura ondulatoria climatologica viene parzialmente attenuata. La quantità di attività ondulatoria capace di raggiungere la stratosfera si riduce e il vortice polare ha quindi una probabilità maggiore di rimanere relativamente forte e indisturbato.
Ciò spiega perché la semplice presenza di El Niño non sia sufficiente a determinare un SSW. L’ENSO modifica la probabilità statistica di determinate configurazioni, ma il risultato finale dipende dalla fase e dall’ampiezza delle onde troposferiche. Domeisen et al. sottolineano proprio che la teleconnessione ENSO–stratosfera deriva dal modo in cui i treni di onde di Rossby originati o modulati dal Pacifico tropicale proiettano sulle strutture quasi stazionarie della circolazione extratropicale, modificando il flusso ondulatorio verticale. Non si tratta quindi di una risposta semplicemente proporzionale alla temperatura del Niño3.4.
Il pannello differenziale fra El Niño con e senza SSW rende particolarmente chiara questa distinzione. La configurazione è dominata da due grandi dipoli. Il primo interessa il settore nord-atlantico–europeo e può essere interpretato in larga parte come la differenza tra una circolazione maggiormente simile alla NAO negativa negli inverni con SSW e una configurazione più positiva o meno negativa negli inverni privi dell’evento. Questo dipolo è coerente con il noto accoppiamento discendente stratosfera–troposfera, attraverso il quale un vortice indebolito favorisce statisticamente una fase negativa del NAM e della NAO. Baldwin e Dunkerton mostrarono che la probabilità di regimi meteorologici troposferici cambia significativamente dopo importanti anomalie stratosferiche, con effetti che possono persistere per circa due mesi.
Il secondo dipolo, che si estende dall’Eurasia centrale a quella orientale, è ancora più importante per interpretare la risposta della Cina. Una marcata anomalia negativa compare sull’Eurasia nordorientale, mentre una corrispondente anomalia positiva si sviluppa più a sud e interessa la Cina e le regioni circostanti. Questa configurazione produce un forte gradiente meridionale dell’altezza geopotenziale e modifica i venti e il trasporto di massa nella troposfera. L’anomalia positiva sulla Cina è associata a condizioni maggiormente anticicloniche, alla riduzione dell’advezione fredda settentrionale e, in determinate configurazioni, a un maggiore contributo di flussi meridionali o sudoccidentali. È precisamente questo assetto che contribuisce a spiegare le anomalie positive della temperatura superficiale mostrate nella Figura 2.
Il nuovo lavoro di Hu et al. identifica proprio la presenza persistente di un’anomalia positiva dell’altezza geopotenziale sulla Cina, prima e dopo gli SSW durante El Niño, come uno degli elementi fondamentali per spiegare il più intenso riscaldamento di fine inverno. Durante La Niña, la stessa struttura è notevolmente più debole o completamente assente. La Figura 3 costituisce dunque il passaggio che collega il segnale termico superficiale al meccanismo dinamico della media troposfera.
La configurazione osservata durante El Niño presenta inoltre caratteristiche riconducibili al Western Pacific teleconnection pattern. Wallace e Gutzler identificarono già nel loro lavoro fondamentale diversi pattern ricorrenti dell’altezza geopotenziale della media troposfera, mostrando come le teleconnessioni invernali possano essere interpretate come strutture ondulatorie quasi stazionarie. Studi successivi hanno confermato che il Western Pacific pattern presenta una marcata struttura dipolare sul Pacifico occidentale e può influenzare significativamente la circolazione dell’Asia orientale e del Pacifico settentrionale. Nel contesto della Figura 3, una configurazione assimilabile a tale pattern contribuisce alla disposizione delle anomalie capace di amplificare le onde planetarie e favorire la perturbazione del vortice polare.
È importante sottolineare che il Western Pacific pattern mostrato nei compositi non deve essere interpretato semplicemente come un prodotto dell’SSW. Una parte significativa di questa configurazione precede probabilmente l’evento. Questo punto costituisce una delle principali cautele interpretative dello studio: il composito “El Niño con SSW” contiene sia la circolazione troposferica che ha favorito lo SSW sia la successiva risposta discendente della stratosfera. La differenza rispetto agli inverni senza SSW non isola quindi perfettamente un forcing unidirezionale dalla stratosfera alla troposfera. Al contrario, riflette un processo bidirezionale nel quale la troposfera influenza il vortice attraverso le onde e il vortice perturbato retroagisce sulla troposfera nelle settimane successive.
La ricerca contemporanea sull’accoppiamento stratosfera–troposfera insiste fortemente su questa bidirezionalità. La stratosfera non è un semplice ricevitore passivo del forcing troposferico, ma neppure un sistema indipendente che successivamente “impone” una risposta alla superficie. Le anomalie troposferiche determinano inizialmente la propagazione delle onde; la risposta stratosferica modifica poi il vento zonale, i gradienti di vorticità potenziale e le condizioni di propagazione delle onde stesse; questa nuova configurazione può alterare nuovamente il flusso troposferico e gli eddies sinottici. Il risultato è un sistema accoppiato dotato di retroazioni e memoria. La persistenza delle anomalie stratosferiche è inoltre una delle ragioni per cui tali processi possono contribuire alla prevedibilità meteorologica su scale di settimane, come evidenziato dalla revisione delle teleconnessioni ENSO–stratosfera.
Le righe della Figura 3 associate a soglie progressivamente più elevate dell’indice Niño3.4 mostrano un’altra caratteristica rilevante: aumentando l’intensità di El Niño, il pattern generale delle anomalie tende a rimanere riconoscibile, ma l’ampiezza del segnale aumenta. I dipoli della media troposfera risultano più pronunciati e il contrasto tra gli inverni con e senza SSW diventa particolarmente evidente. Questo comportamento è compatibile con l’idea che una forzante tropicale più intensa possa generare una risposta extratropicale mediamente più forte. Tuttavia, la relazione non deve essere considerata semplicemente lineare. Domeisen et al. sottolineano come la risposta stratosferica all’ENSO dipenda non soltanto dall’intensità dell’evento, ma anche dalla posizione longitudinale delle anomalie oceaniche, dalla diversità degli eventi ENSO e dalla variabilità atmosferica interna.
Il piccolo numero di eventi disponibili alle soglie più elevate rappresenta inoltre una limitazione inevitabile. Nei compositi osservativi, aumentando la soglia Niño3.4 si passa rapidamente da alcune decine a pochi casi. Il segnale può apparire molto intenso, ma può anche essere fortemente influenzato da singoli inverni. Gli stessi autori sottolineano che durante gli El Niño più deboli alcune configurazioni del Pacifico nordorientale si discostano dal PNA canonico e che la ridotta dimensione campionaria rende difficile stabilire quanto tali differenze siano sistematiche. Questo è un problema generale degli studi sulle teleconnessioni ENSO–SSW, perché si cerca di studiare l’intersezione tra due fenomeni relativamente poco frequenti. La revisione di Domeisen et al. richiama esplicitamente l’attenzione sulla brevità del record osservativo e sul rischio di interpretare come non linearità strutturali alcune caratteristiche che potrebbero essere amplificate dal piccolo campione.
La parte inferiore della Figura 3, dedicata a La Niña, mostra però che l’asimmetria non può essere attribuita semplicemente alla differente intensità delle anomalie. Considerando tutti gli episodi di La Niña, compare un pattern PNA di segno generalmente opposto rispetto a El Niño, ma più debole e non perfettamente speculare. Questo comportamento è coerente con il carattere non lineare dell’ENSO: la risposta atmosferica a un raffreddamento del Pacifico tropicale non costituisce necessariamente l’immagine matematica inversa della risposta al riscaldamento. La convezione tropicale, infatti, presenta soglie e dipendenze dallo stato medio del Pacifico che rendono intrinsecamente asimmetriche le teleconnessioni delle due fasi.
La stessa revisione di Domeisen et al. evidenzia che, sebbene La Niña tenda mediamente a produrre anomalie stratosferiche di segno opposto rispetto a El Niño, la risposta risulta meno robusta nelle osservazioni e presenta una notevole sensibilità alla selezione degli eventi. Questo aspetto appare chiaramente nella Figura 3: durante La Niña con SSW, le anomalie di geopotenziale sull’Atlantico settentrionale e sull’Eurasia sono meno organizzate rispetto agli inverni El Niño con SSW. Non emerge una struttura anulare altrettanto netta, né una configurazione NAO negativa particolarmente chiara.
Questa differenza suggerisce che la risposta troposferica associata agli SSW durante La Niña possa essere più eterogenea. Non significa che il vortice polare non possa essere fortemente perturbato durante la fase fredda dell’ENSO, ma piuttosto che gli eventi avvengono all’interno di un background troposferico diverso e probabilmente attraverso una combinazione differente delle onde planetarie. Lo studio di Hu et al. indica infatti che durante La Niña l’associazione tra ENSO e SSW coinvolge maggiormente l’intensificazione dell’onda planetaria zonale 2, mentre durante El Niño prevale il contributo dell’onda 1.
Questa distinzione possiede conseguenze dinamiche molto profonde. Un’onda 1 corrisponde, semplificando, a una sola grande alternanza emisferica di cresta e saccatura lungo un cerchio di latitudine, mentre l’onda 2 presenta due coppie. Cambiare la componente dominante significa quindi cambiare completamente la posizione geografica dei massimi e dei minimi di geopotenziale. Di conseguenza, anche qualora entrambe le configurazioni siano in grado di trasferire sufficiente attività ondulatoria alla stratosfera per produrre un SSW, gli effetti concomitanti sulla circolazione della Cina possono essere molto differenti.
Garfinkel et al. avevano già mostrato che sia l’onda 1 sia l’onda 2 contribuiscono alla variabilità del vortice e che anomalie regionali sul Pacifico settentrionale e sull’Europa orientale possono modificare selettivamente le due componenti. La Figura 3 estende questo concetto alla modulazione ENSO: la fase tropicale non determina soltanto “quanta” attività ondulatoria viene trasferita verso la stratosfera, ma contribuisce anche a determinarne la struttura spettrale e geografica.
Negli inverni di La Niña senza SSW, le anomalie del geopotenziale risultano in alcuni casi addirittura più intense rispetto a quelle osservate negli inverni con SSW. Vaste anomalie negative interessano l’Eurasia meridionale e contribuiscono a mantenere temperature superficiali inferiori alla climatologia, coerentemente con quanto mostrato nella Figura 2. La presenza di un SSW modifica tale quadro, ma non genera sulla Cina una struttura anticiclonica paragonabile a quella osservata durante El Niño.
Il composito differenziale di La Niña è particolarmente istruttivo. Il grande dipolo tra Eurasia centrale ed orientale che caratterizza gli inverni El Niño scompare e viene sostituito da una struttura maggiormente spostata verso l’Eurasia occidentale e centrale. Il cambiamento longitudinale dei centri di azione significa che l’anomalia positiva del geopotenziale non insiste con la stessa intensità sulla Cina. Di conseguenza, il contributo dinamico favorevole al riscaldamento della Cina meridionale risulta drasticamente ridotto. È questa traslazione della struttura troposferica, più che una semplice differenza nell’intensità dell’SSW, a spiegare l’asimmetria della risposta superficiale tra El Niño e La Niña identificata dallo studio.
La Figura 3 fornisce così la spiegazione fisica del risultato apparentemente sorprendente della Figura 2. Durante El Niño, un SSW coincide con una configurazione nella quale un’anomalia negativa si estende dall’area del Pacifico nordoccidentale verso l’Eurasia nordorientale mentre una forte anomalia positiva interessa la Cina. Questo dipolo determina una circolazione favorevole alle anomalie termiche positive sulle regioni centro-meridionali cinesi. Durante La Niña, invece, la struttura corrispondente è geograficamente differente e il centro anticiclonico sulla Cina è debole o assente; pertanto, anche dopo un SSW, la configurazione favorevole alle anomalie fredde associate alla fase ENSO può persistere.
Il risultato sottolinea inoltre l’importanza di distinguere fra precursori troposferici e risposta discendente. Prima dell’SSW, il pattern del Pacifico occidentale e dell’Eurasia orientale può favorire l’interferenza costruttiva con le onde climatologiche e quindi contribuire all’indebolimento del vortice. Dopo l’SSW, la stratosfera perturbata può sostenere o modificare ulteriormente una configurazione troposferica compatibile con un NAM negativo. La medesima anomalia osservata in un composito stagionale può quindi contenere entrambi i contributi. Questa sovrapposizione temporale rende estremamente difficile attribuire una singola struttura interamente alla causalità “dal basso verso l’alto” oppure “dall’alto verso il basso”.
Proprio per questo motivo le analisi basate sul flusso di Eliassen–Palm e sull’evoluzione temporale rispetto all’onset degli SSW, che lo studio affronta nelle sezioni successive, diventano fondamentali. Il solo geopotenziale a 500 hPa mostra la configurazione spaziale delle onde, ma per identificare il trasferimento effettivo dell’attività ondulatoria è necessario esaminare la propagazione verticale. Il lavoro di Garfinkel et al. evidenzia l’utilità del flusso EP per collegare quantitativamente le anomalie troposferiche all’indebolimento del vortice.
Un ulteriore elemento da considerare riguarda la relazione tra SSW e superficie. Il compendio di Butler et al., costruito utilizzando sei differenti rianalisi, mostra che gli eventi maggiori sono associati a una grande variabilità delle condizioni troposferiche e superficiali prima e dopo l’onset. Pur emergendo caratteristiche climatologiche ricorrenti, i singoli eventi possono produrre risposte molto diverse. La Figura 3 deve quindi essere interpretata come una struttura statistica media, non come una sequenza che si verifica obbligatoriamente in ogni inverno.
Questa cautela è particolarmente necessaria quando si cerca di utilizzare le teleconnessioni per la previsione stagionale. La presenza di El Niño aumenta mediamente la probabilità di un vortice più debole e di una maggiore propagazione ondulatoria, ma non garantisce un SSW; allo stesso modo, la presenza di La Niña non impedisce il verificarsi di eventi maggiori. La configurazione troposferica specifica, l’attività dell’onda 1 e dell’onda 2, la QBO, la copertura nevosa eurasiatica e la variabilità atmosferica interna possono modificare significativamente la risposta. Garfinkel et al. mostrarono, ad esempio, che le anomalie troposferiche regionali e la QBO spiegano insieme una parte considerevole della variabilità invernale del vortice nel record di rianalisi, evidenziando la natura multifattoriale della dinamica stratosferica.
Dal punto di vista della prevedibilità, tuttavia, questa complessità costituisce anche un’opportunità. Se la configurazione troposferica favorevole alla propagazione ondulatoria può essere riconosciuta prima dell’indebolimento del vortice, essa può fornire informazioni sulla probabilità di un successivo SSW. Se l’evento si verifica, la persistenza delle anomalie stratosferiche può poi aumentare la prevedibilità della troposfera nelle settimane successive. Baldwin e Dunkerton indicarono già nel 2001 che le anomalie stratosferiche possono fungere da precursori di regimi meteorologici troposferici anomali. La revisione di Domeisen et al. sottolinea analogamente come le teleconnessioni ENSO verso la stratosfera possano contribuire a una migliore previsione della superficie sulle scale da settimane a mesi.
Nel contesto della Cina, ciò significa che una previsione basata unicamente sul Niño3.4 sarebbe necessariamente incompleta. Un El Niño intenso può produrre risultati molto differenti a seconda che la struttura troposferica favorisca o meno la propagazione dell’onda 1 e l’indebolimento del vortice. La combinazione tra fase ENSO, stato delle onde planetarie, geopotenziale del Pacifico nordoccidentale ed Eurasia nordorientale e stato stratosferico può quindi fornire un’informazione climaticamente più significativa rispetto a un singolo indice.
La Figura 3 mostra inoltre perché il riscaldamento osservato sulla Cina durante gli SSW di El Niño non possa essere attribuito semplicemente alla propagazione verso il basso di un NAM negativo. Una parte sostanziale del segnale regionale deriva da una struttura troposferica specifica del settore East Asia–Pacific, che differisce nettamente tra gli inverni con e senza SSW. Hu et al. sottolineano che l’anomalia positiva sulla Cina è già significativa prima dell’SSW durante El Niño e rimane tale successivamente, mentre durante La Niña è molto più debole o assente. Questo risultato è essenziale perché dimostra che la maggiore risposta calda non deriva esclusivamente dall’“azione” della stratosfera: deriva dall’interazione tra un precursore troposferico favorevole e il successivo feedback discendente.
Da un punto di vista concettuale, quindi, la Figura 3 obbliga a superare una visione lineare secondo cui ENSO influenzerebbe la stratosfera e la stratosfera influenzerebbe successivamente la superficie in una catena rigidamente sequenziale. Il sistema appare invece caratterizzato da un continuo scambio di informazione dinamica tra troposfera e stratosfera. Il Pacifico tropicale modifica la convezione; la convezione genera anomalie ondulatorie; le onde riorganizzano il Pacifico settentrionale e l’Eurasia; la loro propagazione verticale modifica il vortice; il vortice alterato modifica nuovamente le condizioni di propagazione delle onde e la circolazione troposferica. Il risultato superficiale è quindi emergente e dipende dallo stato complessivo del sistema.
In definitiva, la Figura 3 fornisce la chiave dinamica per interpretare l’intero studio. Durante El Niño, gli inverni accompagnati da SSW presentano una configurazione della media troposfera caratterizzata da un Pacifico settentrionale e un’Eurasia nordorientale disposti in modo favorevole a un’interferenza costruttiva con le onde planetarie climatologiche, soprattutto con l’onda 1. Questa configurazione intensifica la propagazione verso la stratosfera, contribuisce all’indebolimento del vortice e contemporaneamente produce un’anomalia anticiclonica significativa sulla Cina. Dopo l’SSW, il segnale stratosferico può retroagire sulla troposfera, rafforzando ulteriormente alcuni aspetti della configurazione anulare e favorendo un riscaldamento persistente della Cina centro-meridionale.
Durante La Niña, invece, la struttura delle teleconnessioni risulta meno organizzata e maggiormente associata alla componente di onda 2. Il dipolo eurasiatico responsabile dell’anomalia anticiclonica sulla Cina durante El Niño scompare o si sposta verso occidente. Di conseguenza, l’SSW può comunque verificarsi, ma si sviluppa all’interno di una troposfera che non possiede la stessa predisposizione al riscaldamento della Cina. È precisamente questa differenza della circolazione di fondo, più che una semplice differenza nell’intensità degli SSW, a spiegare perché il loro effetto netto sulla temperatura di fine inverno risulti molto più forte durante El Niño che durante La Niña.
La conclusione scientifica più rilevante è dunque che la fase ENSO influenza non soltanto la probabilità e la dinamica degli SSW, ma anche la struttura troposferica sulla quale il segnale stratosferico successivamente agisce. El Niño e La Niña non producono due versioni speculari dello stesso percorso: modificano in modo differente le onde planetarie, la posizione dei centri di geopotenziale e l’interferenza con la climatologia. La Figura 3 mostra così come l’apparente risposta locale della temperatura cinese derivi in realtà da un processo atmosferico su scala emisferica, nel quale il Pacifico tropicale, la depressione aleutinica, il Western Pacific pattern, le onde planetarie 1 e 2, il vortice polare, la NAO e la circolazione dell’Asia orientale costituiscono elementi interdipendenti di un unico sistema dinamico. È proprio questa prospettiva integrata che consente di comprendere perché eventi stratosferici apparentemente simili possano produrre effetti climatici molto differenti a seconda della fase ENSO nella quale si verificano.
c. L’effetto netto degli SSW durante le fasi ENSO simulato nei modelli CMIP6
L’impiego delle simulazioni CMIP6 rappresenta un passaggio metodologicamente decisivo per valutare la robustezza dell’asimmetria tra El Niño e La Niña evidenziata nella rianalisi ERA5. Il principale limite dell’analisi osservativa risiede infatti nella ridotta numerosità del campione: gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso sono relativamente poco frequenti e, quando vengono ulteriormente suddivisi secondo la fase e l’intensità dell’ENSO, il numero di casi disponibili diminuisce rapidamente. Questa difficoltà è particolarmente importante negli studi sulla stratosfera, perché la variabilità interna dell’atmosfera è molto elevata e singoli inverni possono modificare sensibilmente il risultato di un composito. Oehrlein et al. hanno mostrato, ad esempio, che la risposta superficiale media agli SSW ricavata dalle rianalisi presenta una considerevole incertezza campionaria: pur emergendo segnali relativamente robusti nel settore nord-atlantico ed europeo, intensità e distribuzione spaziale delle anomalie possono cambiare sensibilmente a seconda degli eventi inclusi nell’analisi. L’utilizzo dei modelli CMIP6 permette quindi di ampliare enormemente il numero di realizzazioni climatiche disponibili e di verificare se i segnali osservati in ERA5 rappresentino effettivamente caratteristiche sistematiche della dinamica atmosferica oppure possano dipendere in misura rilevante dalla brevità del record osservativo.
Nel campione considerato da Hu et al. vengono identificati complessivamente 1520 SSW durante 2844 inverni simulati, corrispondenti a una frequenza media di circa 0,53 eventi all’anno. Questo valore è ragionevolmente vicino alle stime climatologiche ottenute dalle osservazioni e da precedenti analisi multimodello. La letteratura ha tuttavia evidenziato che la capacità dei modelli climatici di simulare correttamente la frequenza degli SSW non è uniforme. Wu e Reichler hanno mostrato che nei modelli CMIP5 e CMIP6 esiste una notevole dispersione intermodellistica: alcuni modelli sottostimano sensibilmente gli eventi, mentre altri li sovrastimano. Le differenze dipendono in parte dalla forza climatologica del vortice polare e dalla quantità di attività ondulatoria che riesce a propagarsi nella stratosfera; inoltre, i modelli dotati di maggiore risoluzione verticale stratosferica tendono mediamente a presentare una variabilità dinamica più realistica e una frequenza degli SSW più vicina alle osservazioni. Questo aspetto è fondamentale quando si interpretano i risultati CMIP6: il vantaggio del grande campione è enorme, ma non elimina la necessità di considerare i bias strutturali dei singoli modelli.
La stessa letteratura dedicata ai modelli CMIP6 conferma tuttavia che la nuova generazione di simulazioni presenta importanti miglioramenti nella rappresentazione della risposta stratosferica all’ENSO. Hu et al. nel 2023 hanno mostrato che CMIP6 riproduce meglio di CMIP5 il segnale ENSO nella stratosfera artica, con un PNA più realistico, una maggiore attività delle onde planetarie e una risposta più marcata del vortice polare. In particolare, El Niño è associato a un rafforzamento dell’onda planetaria 1, a una lieve riduzione dell’onda 2 e, complessivamente, a un vortice polare più caldo e più debole; La Niña tende invece a produrre una risposta pressoché opposta, con un vortice mediamente più freddo e più intenso. Lo stesso studio mostra inoltre che il segnale stratosferico dell’ENSO nei modelli CMIP6 tende a raggiungere la sua piena maturità tra febbraio e aprile, un risultato che fornisce ulteriore sostegno alla scelta di Hu et al. di concentrare l’analisi della temperatura superficiale sul periodo gennaio–marzo.
La Figura 4 del nuovo studio utilizza proprio questa maggiore numerosità campionaria per verificare le anomalie della temperatura dell’aria superficiale associate a El Niño e La Niña. Un risultato importante è che persino gli eventi classificati come El Niño debole nei modelli CMIP6 riescono a riprodurre una struttura termica simile a quella osservata negli eventi El Niño più intensi della rianalisi. Nella regione Pacifico–Nord America emerge la tipica configurazione collegata alla teleconnessione PNA, mentre sull’Eurasia il segno delle anomalie cambia nettamente a seconda della presenza o meno degli SSW. Durante gli inverni El Niño con SSW, l’Eurasia settentrionale tende al raffreddamento e quella meridionale al riscaldamento; in assenza di SSW, la struttura tende invece ad assumere caratteristiche opposte. La differenza fra i due gruppi produce un pattern quadrupolare ben organizzato intorno all’Atlantico settentrionale, compatibile con una risposta della circolazione simile alla fase negativa della NAO.
Questa configurazione è coerente con una vasta letteratura che attribuisce agli SSW un ruolo importante nel modificare il clima invernale dell’Atlantico settentrionale e dell’Eurasia. Polvani et al., utilizzando un modello atmosferico in grado di risolvere la stratosfera, mostrarono che gli SSW costituiscono una fonte di variabilità climatica distinta ma interagente con ENSO e che El Niño tende ad aumentare la frequenza degli SSW, mentre La Niña non produce necessariamente un effetto simmetrico. Gli autori evidenziarono anche che la separazione degli inverni in funzione della presenza della perturbazione stratosferica modifica considerevolmente il segnale superficiale attribuito a ENSO. Oehrlein et al., attraverso due ensemble di 200 simulazioni annuali con WACCM, quantificarono successivamente in modo più esplicito gli effetti distinti di El Niño e degli SSW, mostrando che entrambi possono contribuire alle anomalie climatiche invernali del Nord Atlantico e dell’Eurasia ma attraverso percorsi parzialmente differenti.
Nei modelli CMIP6, il risultato più rilevante per la Cina è che durante El Niño il riscaldamento associato agli SSW non rimane confinato alla sola fase debole dell’ENSO. Passando agli eventi moderati e forti, la configurazione spaziale dell’effetto netto degli SSW rimane sostanzialmente coerente, ma aumenta progressivamente di intensità. Anche durante gli episodi di El Niño più forti, gli inverni senza SSW non mostrano un marcato riscaldamento della Cina. Questo aspetto è estremamente importante perché indica che l’intensità del Niño3.4, da sola, non è sufficiente a determinare la risposta termica del territorio cinese durante la parte finale dell’inverno. La presenza della perturbazione stratosferica e, più precisamente, la configurazione dinamica troposfera–stratosfera associata all’SSW contribuisce in maniera sostanziale a stabilire il segno delle anomalie regionali.
Tale risultato amplia il significato del cosiddetto percorso stratosferico dell’ENSO. Il ruolo della stratosfera nella teleconnessione di El Niño era stato chiaramente documentato già da Ineson e Scaife, i quali mostrarono che parte della risposta invernale europea a El Niño passa attraverso l’indebolimento del vortice polare e la successiva propagazione discendente del segnale. Nei loro esperimenti, le anomalie superficiali tipiche dell’El Niño europeo risultavano particolarmente evidenti negli anni in cui si verificavano SSW. Il nuovo lavoro di Hu et al. estende questo quadro verso l’Asia orientale, mostrando che una modulazione analoga esiste anche sulla Cina, ma con una caratteristica cruciale: la risposta è fortemente asimmetrica tra El Niño e La Niña.
Quando vengono analizzati gli eventi di La Niña, infatti, il quadro cambia profondamente. I modelli CMIP6 riescono a riprodurre in maniera soddisfacente la risposta della temperatura nella regione PNA e mostrano una simmetria El Niño–La Niña maggiore rispetto a quella osservata nelle rianalisi. Tuttavia, proprio sulla Cina emerge la stessa caratteristica già individuata in ERA5: la presenza di un SSW modifica relativamente poco il segnale termico associato a La Niña. Le anomalie fredde persistono in numerose aree del Paese anche negli inverni in cui il vortice polare subisce una perturbazione maggiore. Il fatto che questo comportamento compaia sia nelle osservazioni sia in un campione modellistico di dimensioni molto superiori rappresenta uno degli elementi più solidi dell’intero studio.
L’asimmetria non può quindi essere spiegata semplicemente attraverso la differenza nella frequenza degli SSW. Essa riguarda il modo stesso in cui la troposfera risponde alle due fasi ENSO e, di conseguenza, il tipo di onda planetaria che viene favorito. Iza et al. hanno dimostrato che una risposta stratosferica robusta a La Niña emerge soprattutto quando vengono selezionati gli eventi più intensi: in questi casi La Niña è associata a un vortice polare più forte e freddo, prodotto da una riduzione della propagazione verticale delle onde planetarie causata da interferenza distruttiva tra gli eddies stazionari climatologici e le anomalie generate da La Niña nella regione Pacifico–Nord America. Questo risultato è fondamentale perché mostra che il percorso stratosferico di La Niña esiste, ma non deve essere considerato semplicemente come l’immagine speculare di quello di El Niño.
Il confronto dell’altezza geopotenziale a 500 hPa nei modelli CMIP6, mostrato nella Figura 5, rafforza ulteriormente questa interpretazione. Durante El Niño compare un PNA positivo e, soprattutto negli inverni con SSW, una fase negativa ben sviluppata della NAO. Contemporaneamente, la depressione aleutinica tende a estendersi verso l’Asia nordorientale e contribuisce alla formazione di una configurazione più anulare nell’emisfero settentrionale. Al contrario, negli inverni El Niño senza SSW la depressione aleutinica appare maggiormente confinata al Pacifico settentrionale, la NAO tende verso una fase positiva e sull’Eurasia nordorientale compare una pronunciata anomalia anticiclonica. Questa distinzione è coerente con il meccanismo dell’interferenza lineare: la posizione dei centri di geopotenziale determina se l’anomalia troposferica rafforzi oppure indebolisca le onde planetarie climatologiche, controllando così la quantità di attività ondulatoria capace di raggiungere la stratosfera.
Il grande numero di casi simulati rende i due dipoli già osservati in ERA5 molto più netti. Il primo è localizzato nella regione nord-atlantica ed europea ed è strettamente collegato al cambiamento di fase della NAO. Il secondo si estende dall’Eurasia centrale verso l’Asia orientale ed è quello maggiormente responsabile della risposta termica cinese. Durante El Niño con SSW, l’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale è associata a una significativa anomalia positiva più a sud, comprendente la Cina. Questa configurazione modifica il trasporto meridionale di massa e calore e tende a ridurre l’incidenza delle irruzioni fredde sulla Cina meridionale. Il persistente centro anticiclonico rappresenta quindi uno dei principali elementi dinamici attraverso cui il percorso ENSO–SSW produce il riscaldamento regionale identificato nello studio.
Durante La Niña, invece, l’aumento del campione CMIP6 rende la risposta dell’altezza geopotenziale più regolare rispetto a quella ricavata dalla sola rianalisi. Negli inverni senza SSW si osservano una NAO positiva nella regione NAE e una configurazione simile a un Western Pacific pattern negativo nel settore Asia orientale–Pacifico. Questa struttura comprende un’anomalia anticiclonica aleutinica che si estende verso l’Eurasia nordorientale e un’anomalia depressionaria sul Pacifico subtropicale e sulla Cina. La disposizione dei centri barici tende a sopprimere l’attività ondulatoria troposferica diretta verso la stratosfera e contribuisce così a mantenere un vortice polare relativamente indisturbato.
Quando durante La Niña si verifica invece un SSW, la struttura cambia: la NAO tende verso una fase più negativa, l’anomalia anticiclonica aleutinica arretra verso il Pacifico settentrionale e compare un’anomalia negativa del geopotenziale sull’Eurasia nordorientale. Questo dimostra che anche durante La Niña un SSW può influenzare significativamente la circolazione nord-atlantica; tuttavia, nel settore Asia orientale–Pacifico la risposta non sviluppa la stessa forte anomalia positiva sulla Cina che caratterizza El Niño. Da qui deriva una distinzione fondamentale: l’effetto degli SSW sul Nord Atlantico può essere relativamente simile nelle due fasi ENSO, mentre la risposta sull’Asia orientale rimane profondamente asimmetrica.
La Figura 6 aggiunge una verifica dinamica essenziale attraverso il flusso verticale di Eliassen–Palm a 100 hPa. La componente verticale dell’EP flux rappresenta infatti un indicatore della quantità di attività ondulatoria che si propaga dalla troposfera verso la stratosfera. Durante gli inverni di El Niño debole e moderato accompagnati da SSW, il flusso EP associato all’onda planetaria 1 aumenta sensibilmente tra gennaio e febbraio. Nel caso dell’El Niño debole, l’onda 2 mostra cambiamenti relativamente modesti, mentre negli eventi moderati tende persino a diminuire. Il risultato conferma che il percorso principale di El Niño verso gli SSW è legato soprattutto a un rafforzamento dell’onda 1. Hu et al. nel 2023 avevano già evidenziato nei CMIP6 che El Niño rafforza considerevolmente l’onda 1 e riduce leggermente l’onda 2, producendo complessivamente un aumento della propagazione verticale e un indebolimento della stratosfera polare.
Durante La Niña con SSW, invece, il comportamento delle onde risulta sostanzialmente opposto: l’onda planetaria 2 mostra un incremento pronunciato del flusso EP verticale, mentre l’onda 1 viene fortemente soppressa, soprattutto negli eventi moderati. Questo risultato è particolarmente importante perché dimostra che due eventi classificati entrambi come SSW possono essere raggiunti attraverso percorsi ondulatori differenti. L’evento stratosferico finale — il forte indebolimento del vortice — può apparire simile, ma la configurazione troposferica che lo precede e lo alimenta è profondamente diversa. Proprio questa differenza aiuta a spiegare perché la risposta superficiale sulla Cina non sia la stessa.
L’importanza della struttura ondulatoria è coerente anche con quanto emerso dagli studi dedicati alla simulazione degli SSW nei modelli climatici. Wu e Reichler hanno mostrato che la frequenza degli SSW dipende strettamente dall’intensità del vortice polare climatologico e dall’attività ondulatoria ascendente nella stratosfera. Rao et al., analizzando quattro modelli CMIP6 cinesi, hanno inoltre evidenziato che la capacità di simulare gli SSW e il loro impatto discendente varia considerevolmente tra i modelli, sottolineando quanto la rappresentazione della dinamica stratosferica sia essenziale per riprodurre correttamente le teleconnessioni superficiali.
Negli inverni privi di SSW, le Figure 6 mostrano una riduzione molto più marcata dell’attività delle onde planetarie, particolarmente durante La Niña. Questo comportamento è perfettamente coerente con l’esistenza di un vortice più forte e resistente alle perturbazioni. È tuttavia significativo che, durante gli El Niño moderati senza SSW, siano ancora presenti alcuni impulsi dell’onda 1, soprattutto verso la metà di gennaio. Ciò dimostra che la relazione tra propagazione ondulatoria e SSW non è binaria: El Niño può indebolire parzialmente il vortice polare anche senza produrre un riscaldamento stratosferico maggiore. Un aumento dell’attività dell’onda 1 può quindi spostare la stratosfera verso uno stato più debole senza necessariamente superare la soglia dinamica richiesta per l’inversione del vento zonale a 10 hPa.
Questa distinzione è importante dal punto di vista fisico perché il vortice polare possiede un continuum di stati, e non soltanto due categorie “SSW” e “non SSW”. Un inverno senza SSW può comunque essere caratterizzato da un vortice relativamente debole, mentre un inverno con SSW può includere un periodo precedente o successivo nel quale il vortice ritorna verso valori più normali. Di conseguenza, la differenza tra inverni ENSO con e senza SSW può ancora contenere l’effetto della diversa intensità stagionale media del vortice polare. È precisamente questo problema che Hu et al. affrontano attraverso l’introduzione di un indice stagionale dello SPV.
L’indice viene definito utilizzando l’altezza geopotenziale media a 10 hPa sulla calotta polare a nord di 70°N durante gennaio–marzo. Un’anomalia positiva del geopotenziale polare corrisponde generalmente a un vortice più debole, mentre una negativa indica condizioni più intense. Gli autori classificano quindi gli inverni in tre gruppi — SPV debole, normale e forte — e verificano come la forza media stagionale del vortice moduli la risposta superficiale dell’ENSO. Il risultato conferma un comportamento ben noto nella dinamica stratosfera–troposfera: indipendentemente dalla fase ENSO, un vortice debole è associato più facilmente a condizioni fredde sull’Eurasia settentrionale, mentre un vortice forte tende ad accompagnarsi a temperature relativamente più elevate in quelle regioni.
Questo risultato ricorda che una parte della classica struttura “freddo a nord, caldo a sud” ottenuta confrontando inverni con e senza SSW non deriva necessariamente dall’evento improvviso in quanto tale, ma più in generale dal diverso stato stagionale del vortice polare. Per isolare ulteriormente la particolare modulazione esercitata dagli SSW, gli autori ripetono quindi l’analisi selezionando soltanto gli inverni nei quali lo SPV medio stagionale rimane entro valori normali. È un test molto importante perché riduce la possibilità che la differenza tra i compositi sia semplicemente il risultato del confronto tra stagioni caratterizzate da vortici eccezionalmente deboli e stagioni con vortici eccezionalmente forti.
I risultati mostrati nella Figura 7 sono particolarmente significativi. Quando la forza media stagionale dello SPV è normale, El Niño e La Niña mostrano una risposta superficiale relativamente più simmetrica nel loro segnale ENSO di base. Tuttavia, la forte asimmetria associata agli SSW sulla Cina rimane. Durante El Niño, il riscaldamento della Cina meridionale emerge soprattutto negli inverni in cui si verifica un SSW; in assenza dell’evento, la Cina settentrionale e nordorientale tende maggiormente verso anomalie fredde. Durante La Niña, invece, anche gli inverni con SSW presentano significative anomalie fredde sulla Cina nordoccidentale e meridionale, mentre la differenza tra casi con e senza SSW risulta quasi trascurabile su gran parte della Cina orientale e meridionale.
Questo test dimostra che il risultato principale dello studio non dipende semplicemente dal fatto che gli SSW si verifichino preferenzialmente durante stagioni con un vortice già eccezionalmente debole. Anche eliminando gli stati più estremi dello SPV, la differenza tra El Niño e La Niña sopravvive. Si tratta di un punto metodologicamente molto forte: l’asimmetria deriva quindi in larga misura dalla configurazione troposferica associata alle due fasi ENSO e dal diverso tipo di interazione con le onde planetarie, non soltanto dallo stato medio stagionale della stratosfera.
La stessa conclusione emerge analizzando l’altezza geopotenziale nelle condizioni di SPV normale. Durante El Niño rimangono identificabili entrambi i dipoli fondamentali: quello della regione Nord Atlantico–Europa e quello del settore Asia orientale–Pacifico. Durante La Niña, invece, il dipolo della regione NAE rimane riconoscibile, ma nell’Asia orientale emerge principalmente un’anomalia depressionaria sull’Eurasia nordorientale, senza una robusta controparte anticiclonica sulla Cina. La differenza fra le due fasi si concentra quindi precisamente nel settore che determina la risposta termica regionale cinese.
Questo risultato permette di distinguere due componenti della teleconnessione post-SSW. La prima è relativamente universale e riguarda il Nord Atlantico: un forte disturbo del vortice favorisce una risposta simile alla NAO negativa indipendentemente, almeno in parte, dalla fase ENSO. La seconda è invece fortemente condizionata dalla configurazione tropicale e riguarda l’Eurasia orientale: qui El Niño favorisce la comparsa e la persistenza di una struttura anticiclonica sulla Cina, mentre La Niña non produce un segnale equivalente. Il riscaldamento netto sulla Cina è dunque molto più sensibile al background ENSO rispetto alla risposta nord-atlantica.
Dal punto di vista quantitativo, il segnale identificato dagli autori è tutt’altro che trascurabile. Nella regione della Cina meridionale compresa tra 20° e 35°N e 100°–120°E, l’effetto netto degli SSW raggiunge nelle osservazioni circa 0,6 K quando gli eventi ENSO vengono definiti con una soglia di ±0,75 deviazioni standard e circa 1,2 K con una soglia di ±1 deviazione standard. Nei modelli CMIP6, alla soglia di ±1 deviazione standard, il segnale medio è più contenuto, intorno a 0,2 K. Il fatto che l’ampiezza simulata sia inferiore a quella osservata non invalida il meccanismo: l’aspetto cruciale è che il segno e l’asimmetria tra El Niño e La Niña vengono riprodotti anche nel grande ensemble modellistico.
La differenza d’ampiezza tra ERA5 e CMIP6 invita tuttavia alla prudenza. I modelli climatici presentano bias nella posizione e nell’intensità delle teleconnessioni, nella simulazione del monsone invernale dell’Asia orientale, nell’attività delle onde planetarie e nella dinamica del vortice polare. Inoltre, un composito multimodello tende per sua natura a smussare le risposte regionali, perché i centri di anomalia non occupano necessariamente la stessa posizione in ogni modello. Un segnale osservativo localmente intenso può quindi apparire più debole quando viene mediato attraverso numerosi sistemi climatici con teleconnessioni leggermente disallineate. Il valore dei modelli non risiede pertanto soltanto nel riprodurre esattamente l’ampiezza osservata, ma soprattutto nel verificare se la struttura dinamica e il segno della risposta siano coerenti.
La buona rappresentazione CMIP6 della risposta stratosferica all’ENSO rilevata da Hu et al. nel 2023 rafforza questa interpretazione. Lo studio mostrava che i modelli CMIP6 riescono a riprodurre un PNA più realistico, un maggiore rafforzamento dell’onda 1 durante El Niño e una risposta del vortice polare più vicina a quella osservata rispetto a CMIP5. Tuttavia, Wu e Reichler ricordano che esiste ancora una notevole dispersione nella frequenza degli SSW e che la qualità della rappresentazione stratosferica dipende fortemente dalla struttura verticale del modello. I risultati multimodello devono quindi essere letti come evidenza statistica della robustezza del meccanismo, non come dimostrazione che ogni modello riproduca individualmente la teleconnessione con la medesima fedeltà.
Il confronto tra El Niño e La Niña evidenzia inoltre un’importante forma di non linearità climatica. Se la risposta fosse semplicemente lineare, un’anomalia ENSO positiva e una negativa della stessa ampiezza dovrebbero produrre teleconnessioni approssimativamente speculari. In realtà, sia le osservazioni sia i modelli mostrano che questo non avviene completamente. Iza et al. avevano già evidenziato che soltanto gli episodi di La Niña sufficientemente intensi producono un segnale stratosferico robusto, mentre eventi più deboli possono non emergere chiaramente dal rumore atmosferico. Hu et al. nel 2023 hanno inoltre mostrato che la risposta del vortice polare non cresce in modo strettamente proporzionale all’intensità del Niño3.4: gli El Niño forti producono una risposta stratosferica più debole di quella attesa da una relazione lineare, mentre le La Niña forti possono generare un segnale relativamente più intenso.
Queste non linearità aiutano a comprendere perché la semplice intensità dell’ENSO non possa spiegare da sola la risposta cinese. Ciò che conta è il modo in cui l’anomalia tropicale viene trasformata dalla circolazione atmosferica extratropicale. Durante El Niño, il rafforzamento dell’onda 1 favorisce una configurazione nella quale il minimo sull’Eurasia nordorientale è accompagnato da un massimo geopotenziale sulla Cina. Durante La Niña, l’incremento dell’onda 2 produce una geometria differente, nella quale la depressione dell’Eurasia nordorientale non è accompagnata da un’altrettanto robusta anomalia anticiclonica sulla Cina. È quindi la struttura spaziale della risposta, e non semplicemente la quantità totale di energia ondulatoria, a determinare l’effetto termico regionale.
La distinzione fra onda 1 e onda 2 ha profonde implicazioni fisiche. L’onda 1 presenta un’unica grande alternanza di cresta e saccatura attorno all’emisfero, mentre l’onda 2 possiede due coppie di massimi e minimi. Anche se entrambe possono trasferire quantità di moto verso la stratosfera e contribuire a un indebolimento del vortice, esse producono configurazioni troposferiche geograficamente differenti. Un SSW favorito dall’onda 1 può quindi essere accompagnato da un anticiclone persistente sulla Cina, mentre un evento favorito prevalentemente dall’onda 2 può non produrre la stessa struttura. Il fatto che l’evento finale venga classificato in entrambi i casi come SSW non implica dunque che la sua firma superficiale debba essere identica.
Questo risultato ha conseguenze rilevanti anche per il concetto di causalità. La differenza tra inverni ENSO con e senza SSW non rappresenta esclusivamente la risposta della troposfera a una perturbazione proveniente dall’alto. Una parte del segnale esiste già prima dell’evento e ne favorisce la genesi. Il pattern dell’Asia orientale–Pacifico modifica l’attività delle onde, le onde influenzano il vortice polare, il vortice perturbato retroagisce successivamente sulla troposfera e la configurazione finale può mantenere o amplificare il pattern termico regionale. Il sistema deve quindi essere interpretato come una catena bidirezionale di interazioni, non come una semplice sequenza lineare oceano–stratosfera–superficie.
In questa prospettiva, l’utilizzo dell’SPV stagionale come controllo aggiuntivo rappresenta un passaggio metodologico particolarmente elegante. Dimostrando che l’asimmetria El Niño–La Niña permane anche quando vengono eliminati gli inverni con vortice stagionalmente eccezionalmente debole o forte, gli autori mostrano che il risultato non è un artefatto della diversa distribuzione degli stati estremi del vortice. L’effetto di riscaldamento più intenso durante El Niño deriva realmente dalla struttura delle teleconnessioni troposferiche e dal diverso comportamento delle onde planetarie.
Il quadro complessivo risultante dai modelli CMIP6 rafforza quindi sostanzialmente le conclusioni osservazionali. La grande numerosità del campione conferma che durante El Niño gli SSW sono associati a un marcato riscaldamento della Cina, mentre durante La Niña la presenza di un evento stratosferico maggiore non è generalmente sufficiente a cancellare le anomalie fredde della parte finale dell’inverno. L’effetto netto sulla regione nord-atlantica può mostrare caratteristiche relativamente simili nelle due fasi ENSO, ma la risposta dell’Asia orientale rimane fortemente asimmetrica.
Dal punto di vista della prevedibilità climatica, questa conclusione è particolarmente significativa. ENSO rappresenta una sorgente di prevedibilità stagionale, mentre lo stato della stratosfera e gli SSW possono fornire informazione aggiuntiva sulla scala sub-stagionale. Se i due segnali vengono considerati separatamente, una parte importante della risposta regionale può sfuggire. Durante un inverno di El Niño, la comparsa di condizioni favorevoli alla propagazione dell’onda 1 e a un successivo SSW può aumentare sensibilmente la probabilità di anomalie miti sulla Cina nella fase gennaio–marzo. Durante La Niña, invece, un SSW non implica necessariamente una modifica sostanziale della tendenza fredda preesistente. Questo significa che l’informazione sul vortice polare acquisisce valore predittivo soprattutto quando viene interpretata all’interno del contesto ENSO e della struttura delle onde troposferiche.
In definitiva, la sezione dedicata ai modelli CMIP6 svolge un ruolo cruciale nell’architettura dello studio perché dimostra che la più forte risposta calda degli SSW durante El Niño non è semplicemente un prodotto fortuito del piccolo campione ERA5. I 1520 SSW simulati consentono di riprodurre le principali caratteristiche osservate e di individuarne con maggiore chiarezza i meccanismi dinamici: durante El Niño, il rafforzamento dell’onda planetaria 1, l’estensione della depressione aleutinica verso l’Asia nordorientale e la presenza di una persistente anomalia anticiclonica sulla Cina predispongono il sistema a un forte riscaldamento regionale; durante La Niña, il predominio relativo dell’onda 2, la diversa configurazione della teleconnessione EAP e l’assenza di un robusto massimo geopotenziale sulla Cina limitano fortemente la risposta termica.
L’analisi del vortice polare stagionale conferma inoltre che questa asimmetria sopravvive anche quando si controlla esplicitamente lo stato medio della stratosfera. Ne consegue che il risultato più importante non consiste semplicemente nell’affermare che gli SSW riscaldino maggiormente la Cina durante El Niño, ma nel mostrare perché ciò avvenga: El Niño e La Niña configurano due differenti ambienti dinamici troposfera–stratosfera, nei quali le stesse categorie nominali di evento stratosferico interagiscono con onde planetarie, teleconnessioni e strutture di geopotenziale diverse. È questa dipendenza dal background climatico a spiegare l’asimmetria del segnale superficiale e a mostrare come la previsione del clima di fine inverno in Cina richieda una valutazione integrata di ENSO, onde planetarie, stato del vortice polare e accoppiamento stratosfera–troposfera.
Figura 4 – Risposta della temperatura superficiale agli SSW durante El Niño e La Niña nei modelli CMIP6
La Figura 4 rappresenta uno dei passaggi più importanti dello studio perché consente di verificare, attraverso un campione modellistico molto più ampio rispetto a quello disponibile nelle rianalisi, se l’asimmetria osservata tra El Niño e La Niña nell’impatto degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso sulla temperatura superficiale della Cina costituisca una caratteristica robusta del sistema climatico. Le analisi condotte con ERA5 avevano infatti indicato che, durante El Niño, la presenza di un SSW modifica profondamente il clima della parte finale dell’inverno sulla Cina, favorendo anomalie termiche positive particolarmente evidenti nelle regioni meridionali, mentre durante La Niña lo stesso tipo di perturbazione stratosferica produce un effetto molto più debole e non riesce generalmente a eliminare le anomalie fredde associate alla fase ENSO. Tuttavia, il numero relativamente limitato di eventi osservati rende inevitabile il problema dell’incertezza campionaria. Gli SSW maggiori sono fenomeni relativamente rari e, una volta suddivisi secondo la fase ENSO, la sua intensità e la presenza o assenza dell’evento stratosferico, alcuni compositi possono essere costruiti su pochissimi inverni. Il ricorso alle simulazioni CMIP6 permette di superare almeno in parte questa difficoltà e di stabilire se la struttura osservata sia riproducibile in centinaia di realizzazioni climatiche indipendenti.
L’importanza di ampliare il campione è stata evidenziata dalla letteratura recente sugli effetti superficiali degli SSW. Oehrlein et al. hanno mostrato, attraverso tecniche di bootstrap applicate alle rianalisi, che la risposta superficiale media agli SSW presenta una significativa incertezza campionaria: alcuni aspetti, soprattutto nel settore nord-atlantico ed europeo, risultano relativamente robusti, mentre l’ampiezza e la precisa distribuzione geografica delle anomalie cambiano sensibilmente a seconda degli eventi selezionati. La Figura 4 affronta direttamente questo problema utilizzando, per molte categorie ENSO, diverse centinaia di casi. La prima conseguenza è immediatamente evidente: le aree statisticamente significative sono molto più vaste rispetto alla Figura 2 basata su ERA5 e i principali pattern risultano spazialmente più regolari.
È tuttavia necessario ricordare che l’uso dei modelli climatici non elimina tutte le fonti di incertezza. Wu e Reichler, analizzando CMIP5 e CMIP6, hanno dimostrato che esiste una notevole dispersione fra i modelli nella frequenza simulata degli SSW e che tali differenze sono strettamente collegate sia alla forza climatologica del vortice polare sia all’intensità dell’attività ondulatoria che riesce a propagarsi verso la stratosfera. Gli autori hanno inoltre evidenziato che una migliore risoluzione verticale della stratosfera tende a essere associata a una rappresentazione più realistica dell’attività delle onde e della frequenza degli SSW. Di conseguenza, la forza della Figura 4 non deriva dal presupposto che ogni singolo modello CMIP6 simuli perfettamente la stratosfera, bensì dal fatto che un segnale simile emerga mediando un grande numero di eventi prodotti da modelli differenti.
Le prime tre righe della Figura 4 sono dedicate agli eventi di El Niño suddivisi in deboli, moderati e forti. Già nel composito degli El Niño deboli emerge una risposta termica ben organizzata nella regione Pacifico–Nord America, coerente con la classica teleconnessione PNA. Il fatto che persino gli eventi deboli nei modelli riescano a riprodurre una configurazione simile a quella osservata durante eventi più intensi nelle rianalisi suggerisce che CMIP6 possieda una risposta extratropicale relativamente robusta alla forzante tropicale. Questo risultato è coerente con il lavoro di Hu et al. del 2023, secondo il quale i modelli CMIP6 rappresentano meglio rispetto a CMIP5 il segnale ENSO nella stratosfera artica, grazie anche a una simulazione più realistica del PNA e dell’attività delle onde planetarie. In particolare, durante El Niño i modelli CMIP6 mostrano un rafforzamento marcato dell’onda planetaria 1, una lieve riduzione dell’onda 2 e un conseguente vortice polare più caldo e più debole.
La risposta sull’Eurasia è però ancora più significativa. Negli inverni di El Niño debole accompagnati da SSW, l’Eurasia settentrionale tende a mostrare anomalie termiche negative, mentre le regioni più meridionali presentano anomalie positive. Gran parte della Cina rientra proprio nella fascia caratterizzata da riscaldamento. Quando invece El Niño debole si verifica senza SSW, la struttura cambia notevolmente: le anomalie calde occupano maggiormente le regioni settentrionali dell’Eurasia, mentre in alcune zone meridionali il segnale diventa più debole o di segno opposto. La differenza fra i due gruppi produce quindi un pattern netto caratterizzato da un contrasto meridionale molto marcato.
Questa configurazione ricorda la classica risposta superficiale associata a un forte indebolimento del vortice polare. Gli SSW tendono infatti ad aumentare la probabilità di una fase negativa del Northern Annular Mode e della North Atlantic Oscillation, con anomalie di pressione e temperatura organizzate su vasta scala. Oehrlein, Chiodo e Polvani, utilizzando due ensemble di 200 simulazioni annuali con WACCM, hanno mostrato che El Niño e gli SSW costituiscono entrambi importanti sorgenti di variabilità per il Nord Atlantico e l’Eurasia. Entrambi favoriscono anomalie negative della NAO, ma gli SSW possono produrre un raffreddamento eurasiatico più intenso rispetto al percorso diretto di El Niño. La Figura 4 mostra tuttavia che, nel caso della Cina, l’effetto regionale è più complesso: mentre parte dell’Eurasia settentrionale si raffredda, vaste zone della Cina diventano relativamente più calde.
Questo punto è essenziale per evitare una lettura semplicistica degli SSW. Un riscaldamento stratosferico improvviso non implica un raffreddamento uniforme delle medie latitudini. Il termine “riscaldamento” si riferisce alla stratosfera polare e la successiva risposta troposferica dipende dalla riorganizzazione del flusso zonale, delle onde planetarie e delle strutture di pressione. Le anomalie termiche superficiali possono quindi essere fredde in una regione e calde in un’altra. Nel caso mostrato dalla Figura 4, la Cina si trova frequentemente sul lato meridionale della struttura eurasiatica associata agli SSW durante El Niño e tende pertanto verso anomalie positive.
La seconda riga, dedicata agli El Niño moderati, mostra che la configurazione generale non cambia ma acquista maggiore intensità. Ciò suggerisce che l’aumento dell’ampiezza della forzante tropicale rafforzi il sistema di teleconnessioni attraverso cui El Niño interagisce con la stratosfera e successivamente con la superficie. Il PNA rimane evidente, ma il contrasto tra inverni con e senza SSW diventa particolarmente marcato sull’Eurasia. Nel composito con SSW si rafforza il raffreddamento alle alte latitudini e il riscaldamento nelle regioni più meridionali, mentre nel composito senza SSW l’anomalia positiva sulla Cina risulta molto meno evidente.
La differenza tra i due gruppi mostra quindi che l’SSW rappresenta un fattore decisivo nel determinare la risposta della Cina durante un El Niño moderato. È importante sottolineare che ciò non significa che l’SSW agisca come un forcing totalmente indipendente dall’ENSO. Al contrario, l’evento stratosferico si sviluppa all’interno di una troposfera già modificata dalla fase tropicale. La risposta osservata è il prodotto di una concatenazione di processi nella quale El Niño altera inizialmente la configurazione delle onde planetarie, facilitando in alcuni inverni la propagazione verso la stratosfera; il vortice polare perturbato può poi retroagire sulla troposfera, modificando ulteriormente le probabilità dei diversi regimi di circolazione.
Il lavoro di Hu et al. del 2023 è particolarmente utile per comprendere questo punto. Gli autori mostrano che il percorso attraverso cui ENSO influenza la stratosfera dipende principalmente dalla teleconnessione troposferica del Pacifico settentrionale. Durante El Niño, l’anomalia depressionaria sul Pacifico nordorientale e la corrispondente configurazione PNA interferiscono costruttivamente con le onde stazionarie climatologiche, rafforzando soprattutto l’onda 1 e aumentando la propagazione verticale verso la stratosfera. La Figura 4 rappresenta, alla superficie, una delle conseguenze finali di questo processo.
La terza riga, relativa agli El Niño forti, rende il messaggio ancora più evidente. Negli inverni con SSW, gran parte dell’Asia orientale e della Cina presenta anomalie termiche positive ben sviluppate, mentre le regioni più settentrionali eurasiatiche risultano relativamente fredde. Negli El Niño forti privi di SSW, invece, la Cina non mostra un riscaldamento comparabile. Questo risultato è particolarmente significativo perché dimostra che perfino una forte anomalia ENSO non è sufficiente, da sola, a produrre il marcato riscaldamento di fine inverno osservato sulla Cina.
L’intensità dell’ENSO deve quindi essere considerata insieme allo stato della stratosfera. Un El Niño forte modifica certamente il Pacifico tropicale e la circolazione extratropicale, ma l’esito regionale dipende anche da quanto efficacemente le onde planetarie riescano a perturbare il vortice. Tale dipendenza mette in evidenza il carattere non lineare della teleconnessione. Hu et al. hanno mostrato, utilizzando CMIP6, che la risposta della stratosfera non cresce semplicemente in proporzione all’intensità del Niño3.4: negli El Niño forti il segnale stratosferico può risultare inferiore a quello atteso da una relazione lineare, mentre durante La Niña intensa può verificarsi il comportamento opposto. La forza del forcing tropicale non è quindi l’unica variabile decisiva; conta anche la geometria della risposta troposferica e il modo in cui questa proietta sulle onde planetarie climatologiche.
Confrontando i pannelli di differenza relativi a El Niño debole, moderato e forte emerge comunque una notevole coerenza. Il segnale netto degli SSW presenta una configurazione sostanzialmente stabile, caratterizzata da raffreddamento su parte dell’Eurasia settentrionale e riscaldamento su vaste regioni più meridionali, tra cui la Cina. L’aumento dell’intensità di El Niño tende ad amplificare questa struttura anziché modificarne radicalmente la geometria. Si tratta di un risultato molto importante perché suggerisce che l’effetto di riscaldamento sulla Cina non dipenda da pochi episodi estremi, ma rappresenti una proprietà ricorrente della combinazione El Niño–SSW nel sistema modellistico.
La parte inferiore della Figura 4 introduce però una dinamica profondamente diversa. Durante La Niña, il pattern PNA cambia segno e nei modelli CMIP6 appare più simmetrico rispetto alla risposta di El Niño di quanto non accada nelle rianalisi. Questa maggiore simmetria modellistica non si traduce però in una risposta altrettanto simmetrica sulla Cina. Ed è precisamente questo il risultato più interessante: nonostante il segnale Pacifico–Nord America possa apparire quasi speculare, l’impatto degli SSW sull’Asia orientale rimane fortemente asimmetrico.
Negli episodi di La Niña debole, vaste aree della Cina presentano anomalie fredde. Quando vengono selezionati soltanto gli inverni con SSW, il pattern cambia sorprendentemente poco: il segnale freddo persiste su una parte considerevole del territorio. Ciò significa che, contrariamente a quanto avviene durante El Niño, la perturbazione stratosferica non è sufficiente a riorganizzare profondamente il campo termico cinese. Nel composito senza SSW le anomalie fredde rimangono presenti e l’effetto differenziale tra i due gruppi risulta quindi relativamente modesto sulla Cina.
Questo comportamento conferma quanto già osservato in ERA5 e ne rafforza fortemente l’interpretazione. Il campione modellistico degli eventi di La Niña debole è infatti molto più ampio rispetto al record osservativo. Se la debole risposta degli SSW durante La Niña fosse semplicemente il prodotto di pochi eventi particolari, sarebbe plausibile aspettarsi che scomparisse nel grande campione CMIP6. Al contrario, essa rimane evidente. Questo suggerisce che la differenza tra El Niño e La Niña abbia una base dinamica reale.
La letteratura ha da tempo evidenziato che la risposta della stratosfera a La Niña è meno robusta e più sensibile alla definizione dell’evento rispetto a quella di El Niño. Iza et al. mostrarono che una chiara risposta stratosferica della fase fredda ENSO emerge soprattutto utilizzando una soglia relativamente severa per identificare gli eventi; con soglie più permissive, il segnale può essere facilmente mascherato dalla variabilità atmosferica e dalla presenza degli SSW stessi. Questo risultato suggerisce che La Niña non debba essere interpretata come una semplice versione di segno opposto di El Niño, soprattutto quando si analizza la stratosfera.
La riga relativa alle La Niña moderate rafforza ulteriormente questa conclusione. La risposta termica del PNA è ben simulata e le anomalie sulla Cina continuano generalmente a essere negative. Anche quando si verificano SSW, non appare un riscaldamento regionale comparabile a quello osservato negli El Niño moderati. Il campo di differenza mostra una risposta netta sull’Eurasia e nel settore nord-atlantico, ma il segnale positivo sulla Cina rimane decisamente attenuato.
Questa differenza regionale è particolarmente significativa perché indica che gli SSW continuano a influenzare l’atmosfera durante La Niña, ma la loro influenza non si traduce nello stesso modo sulla Cina. In altre parole, non si tratta di un’assenza generalizzata di risposta stratosferica. Gli effetti possono essere evidenti sulla NAO, sull’Atlantico settentrionale e su altre parti dell’Eurasia, mentre il settore dell’Asia orientale reagisce diversamente a causa della configurazione troposferica di fondo.
Oehrlein et al. avevano dimostrato che gli effetti di El Niño e degli SSW possono essere di grandezza comparabile in alcune regioni del Nord Atlantico e dell’Eurasia e che la stratosfera costituisce quindi un elemento fondamentale per la prevedibilità invernale. La Figura 4 aggiunge però un’informazione essenziale: la rilevanza della stratosfera non implica necessariamente una risposta regionale uniforme. Sulla Cina, il valore predittivo dello stato stratosferico dipende fortemente dalla fase ENSO.
La situazione degli eventi di La Niña forte è più difficile da interpretare, poiché il campione di SSW è molto ridotto: soltanto otto eventi appartengono alla categoria di La Niña forte accompagnata da SSW. Le anomalie molto intense osservate in alcuni pannelli devono pertanto essere considerate con prudenza. La riduzione della numerosità campionaria aumenta l’influenza dei singoli eventi e può produrre strutture apparentemente marcate che non necessariamente rappresentano una risposta climatologica robusta. Questo limite è riconosciuto dagli stessi autori ed è coerente con il problema generale evidenziato da Oehrlein et al. sulla sensibilità dei compositi SSW al numero di casi disponibili.
Nonostante questa cautela, l’insieme delle tre categorie La Niña presenta una caratteristica coerente: il riscaldamento netto sulla Cina rimane sensibilmente inferiore rispetto alle corrispondenti categorie El Niño. È quindi il confronto complessivo tra le due metà della Figura 4, più che il dettaglio dell’ultima riga, a fornire l’evidenza più importante.
Dal punto di vista dinamico, questa asimmetria può essere compresa alla luce del diverso comportamento delle onde planetarie. Durante El Niño, la teleconnessione troposferica tende a rafforzare soprattutto l’onda zonale 1, mentre durante La Niña la configurazione può favorire maggiormente l’onda 2 in quegli inverni che sviluppano comunque un SSW. Questo punto verrà dimostrato più direttamente dalle successive analisi del geopotenziale a 500 hPa e del flusso di Eliassen–Palm, ma la Figura 4 ne mostra già la conseguenza termica superficiale.
La distinzione fra onda 1 e onda 2 è fondamentale perché le due componenti implicano una diversa disposizione geografica delle creste e delle saccature. Un’onda 1 dominante favorisce una grande alternanza emisferica e può produrre una configurazione nella quale la Cina si trova sotto un’anomalia geopotenziale positiva ben sviluppata. Un’onda 2 più importante determina invece due coppie di massimi e minimi e quindi una geometria profondamente diversa del flusso. Due SSW possono pertanto soddisfare lo stesso criterio dinamico nella stratosfera ma essere preceduti e accompagnati da configurazioni troposferiche molto differenti.
Gli studi sui modelli CMIP6 confermano che la rappresentazione corretta delle onde è essenziale per simulare gli SSW. Wu e Reichler hanno mostrato che la frequenza modellistica degli eventi dipende fortemente dall’attività ondulatoria ascendente e dallo stato medio della stratosfera. Rao, Liu e Chen, analizzando quattro modelli CMIP6 cinesi, hanno inoltre evidenziato differenze notevoli nella frequenza e nel tipo degli SSW simulati, ma hanno mostrato che i modelli sono comunque in grado di rappresentare diversi aspetti dell’impatto discendente, compresi pattern termici con caratteristiche di onda 1 e onda 2 e una tendenza verso NAO negativa dopo alcuni tipi di SSW. La Figura 4 si inserisce quindi in una letteratura che considera sempre più importante non soltanto sapere se un SSW si verifica, ma anche quale configurazione ondulatoria lo abbia generato.
Un altro elemento rilevante riguarda l’apparente maggiore simmetria tra El Niño e La Niña nel PNA simulato da CMIP6. Questo risultato dimostra che la forte asimmetria sulla Cina non deriva necessariamente da una cattiva rappresentazione generale delle due fasi ENSO. I modelli sono capaci di produrre risposte di segno opposto relativamente regolari nel settore Pacifico–Nord America, ma la trasformazione di tale segnale in una risposta dell’Eurasia orientale e della Cina dipende da processi aggiuntivi, tra cui la propagazione delle onde verso la stratosfera, la risposta del vortice polare e l’interazione con la circolazione dell’Asia orientale.
Ciò è particolarmente importante perché il clima della Cina dipende da una complessa sovrapposizione di influenze tropicali ed extratropicali. Il monsone invernale dell’Asia orientale, l’anticiclone siberiano, la depressione aleutinica, il getto subtropicale e le teleconnessioni del Pacifico occidentale possono modificare il trasporto meridionale di calore e quindi il segno delle anomalie superficiali. Durante El Niño con SSW, la configurazione tende a ridurre l’afflusso di aria fredda verso la Cina centro-meridionale e a favorire condizioni relativamente miti. Durante La Niña, invece, il background troposferico rimane maggiormente favorevole alla persistenza di anomalie fredde, anche quando il vortice polare subisce una perturbazione importante.
La Figura 4 suggerisce quindi che il debole effetto medio dell’ENSO sulla Cina durante gennaio–marzo possa nascondere una forte dipendenza dallo stato della stratosfera. Se si combinano tutti gli eventi El Niño, gli inverni con e senza SSW tendono in parte a compensarsi e il segnale medio regionale appare relativamente modesto. Separandoli, emergono due regimi ben distinti. Durante La Niña, invece, tale separazione modifica molto meno il segnale sulla Cina, perché entrambi i gruppi mantengono una maggiore tendenza verso anomalie fredde.
Questo risultato possiede anche implicazioni metodologiche importanti. Nei compositi climatici, una relazione debole non implica necessariamente l’assenza di un meccanismo fisico; può derivare dalla sovrapposizione di sottogruppi caratterizzati da risposte di segno opposto. La Figura 4 costituisce un esempio particolarmente chiaro: l’informazione sullo stato ENSO acquista un significato molto maggiore quando viene condizionata alla presenza o all’assenza di un SSW.
Sul piano della prevedibilità, ciò suggerisce che le previsioni stagionali e sub-stagionali per la Cina potrebbero beneficiare di una rappresentazione congiunta del Pacifico tropicale e della stratosfera polare. El Niño è prevedibile con mesi di anticipo in molti casi, mentre gli SSW, sebbene molto più difficili da anticipare su scala stagionale come singoli eventi, possono aumentare la prevedibilità delle settimane successive una volta che il vortice entra in uno stato fortemente perturbato. La capacità dei modelli di rappresentare la stratosfera diventa quindi essenziale. Oehrlein et al. sottolineano proprio che la corretta simulazione degli SSW è cruciale per le previsioni climatiche del Nord Atlantico e dell’Eurasia.
La Figura 4 mostra inoltre perché sia pericoloso utilizzare il solo indice Niño3.4 come previsore deterministico della temperatura cinese. Due El Niño della stessa intensità possono produrre condizioni opposte sulla Cina se uno è accompagnato da un SSW e l’altro no. Allo stesso modo, sapere che un SSW è in corso non permette automaticamente di dedurre il segno della risposta superficiale, perché durante La Niña l’evento può avere un impatto molto più limitato sulla regione. È quindi necessario considerare il sistema atmosferico come un insieme di stati condizionati e interagenti.
La maggiore numerosità CMIP6 consente inoltre di distinguere meglio la robustezza del segnale dalla sua ampiezza. Nella Figura 4 molte anomalie appaiono statisticamente significative su vaste aree, ma ciò non significa necessariamente che siano fisicamente molto più intense di quelle osservate in ERA5. Il grande numero di casi riduce l’errore della media e consente di identificare con maggiore precisione segnali relativamente piccoli. Questo è particolarmente importante quando si confrontano rianalisi e modelli: la maggiore significatività del campo CMIP6 non deve essere interpretata come prova automatica di una maggiore risposta climatica nei modelli.
Al contrario, l’aspetto veramente significativo è la coerenza qualitativa fra i due approcci. ERA5 e CMIP6 concordano sul fatto che gli SSW producano un riscaldamento netto molto più forte sulla Cina durante El Niño che durante La Niña. L’accordo tra una rianalisi vincolata dalle osservazioni e un grande campione di simulazioni climatiche indipendenti aumenta considerevolmente la credibilità del meccanismo.
Il risultato è coerente anche con il quadro più generale dell’influenza ENSO sulla stratosfera. Hu et al. hanno mostrato che CMIP6 riproduce una risposta sostanzialmente opposta del vortice polare nelle due fasi ENSO, ma con importanti asimmetrie e non linearità, e che la frequenza degli SSW tende ad aumentare durante El Niño e diminuire durante La Niña nei modelli high-top. Iza et al. avevano già sottolineato che il segnale stratosferico di La Niña richiede criteri di selezione più severi per emergere con robustezza. Questi risultati aiutano a spiegare perché l’interazione SSW–ENSO sia intrinsecamente diversa nelle due fasi.
In termini fisici, la Figura 4 può quindi essere interpretata come la manifestazione superficiale di due percorsi dinamici distinti. Durante El Niño, la forzante tropicale modifica il Pacifico settentrionale, favorisce una maggiore attività dell’onda 1 e crea una configurazione troposferica che può facilitare l’indebolimento del vortice. Se si verifica un SSW, la successiva risposta discendente si sovrappone a un background che favorisce un’anomalia anticiclonica sulla Cina e quindi un significativo riscaldamento regionale. Durante La Niña, invece, gli SSW che riescono comunque a svilupparsi sono associati a una configurazione diversa delle onde, con un ruolo relativamente maggiore dell’onda 2 e senza una struttura anticiclonica altrettanto efficace sulla Cina. Il segnale freddo della fase ENSO può quindi persistere.
Questa lettura evidenzia anche perché non sia corretto considerare gli SSW come eventi totalmente indipendenti dal contesto troposferico. Il vortice polare viene perturbato dalle onde provenienti dalla troposfera; dunque, lo stesso background atmosferico che determina il clima regionale contribuisce anche alla probabilità dell’evento stratosferico. Dopo l’SSW, la stratosfera può retroagire sulla troposfera. La risposta mostrata nella Figura 4 è pertanto il risultato di un accoppiamento bidirezionale nel quale “causa” e “conseguenza” non possono essere separate completamente attraverso un semplice composito.
Nel complesso, la Figura 4 costituisce una verifica modellistica molto robusta dei risultati ottenuti con ERA5. La maggiore numerosità degli eventi riduce l’incertezza campionaria e mostra che durante El Niño, passando da condizioni deboli a moderate e forti, l’effetto netto degli SSW sulla Cina mantiene una struttura coerente e tende ad aumentare di intensità. Anche gli El Niño forti non producono necessariamente un marcato riscaldamento della Cina quando gli SSW sono assenti, indicando che la componente stratosferica svolge un ruolo essenziale nella modulazione regionale.
Durante La Niña, al contrario, la presenza di un SSW modifica molto meno la risposta termica della Cina. Gli effetti sull’Atlantico settentrionale e su altre regioni eurasiatiche rimangono evidenti, dimostrando che lo SSW continua a influenzare il sistema atmosferico, ma la componente di riscaldamento sulla Cina risulta fortemente attenuata. La differenza non dipende quindi dall’assenza di accoppiamento stratosfera–troposfera durante La Niña, ma dal diverso modo in cui tale accoppiamento si inserisce nella configurazione delle teleconnessioni dell’Asia orientale.
La conclusione fondamentale della Figura 4 è pertanto che l’impatto degli SSW sulla temperatura superficiale della Cina è condizionato in maniera decisiva dalla fase ENSO. Durante El Niño, gli SSW sono associati a un riscaldamento diffuso e statisticamente robusto di gran parte della Cina, mentre negli inverni della stessa fase ENSO privi di SSW tale riscaldamento è fortemente ridotto o assente. Durante La Niña, invece, le anomalie fredde della Cina tendono a persistere anche quando si verifica un SSW e la differenza tra inverni con e senza evento stratosferico rimane relativamente modesta. Il fatto che questa asimmetria emerga sia nelle osservazioni sia in un grande insieme CMIP6 indica che non si tratta semplicemente di una peculiarità del breve record disponibile, ma di una caratteristica plausibilmente intrinseca dell’interazione tra ENSO, onde planetarie, vortice polare e circolazione dell’Asia orientale.
La Figura 4 prepara quindi direttamente la spiegazione dinamica fornita dalle Figure 5 e 6. Se il segnale termico sulla Cina è così diverso tra El Niño e La Niña, la causa deve essere ricercata non soltanto nello stato finale del vortice polare, ma nel diverso percorso attraverso cui le due fasi tropicali modificano l’altezza geopotenziale, la depressione aleutinica e la propagazione verticale delle onde planetarie. È proprio questa catena dinamica a trasformare due fenomeni apparentemente simili, entrambi classificati come SSW, in risposte climatiche regionali profondamente differenti.
Figura 5 – Teleconnessioni troposferiche, anomalie di geopotenziale e ruolo delle onde planetarie nella diversa risposta agli SSW durante El Niño e La Niña nei modelli CMIP6
La Figura 5 costituisce uno dei passaggi dinamicamente più importanti dello studio, perché permette di comprendere perché la risposta della temperatura superficiale della Cina mostrata nella Figura 4 sia così diversa durante El Niño e La Niña. Mentre la Figura 4 documenta il risultato finale alla superficie, la Figura 5 risale alla struttura della circolazione atmosferica che contribuisce a produrlo, attraverso l’analisi delle anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa simulate dai modelli CMIP6. Il livello di 500 hPa è particolarmente adatto allo studio delle teleconnessioni extratropicali perché rappresenta la media troposfera, dove le grandi onde di Rossby e i principali pattern atmosferici dell’emisfero settentrionale assumono una struttura spaziale chiaramente riconoscibile. Il lavoro classico di Wallace e Gutzler mostrò già nel 1981 che il campo invernale del geopotenziale a 500 hPa contiene configurazioni ricorrenti su scala planetaria, fra cui il Pacific–North American pattern e il Western Pacific pattern, interpretabili come espressioni di onde atmosferiche quasi stazionarie capaci di collegare regioni molto lontane tra loro.
La Figura 5 conserva la stessa organizzazione della precedente analisi termica: gli eventi di El Niño e La Niña vengono distinti in categorie deboli, moderate e forti e, per ciascuna categoria, vengono confrontati tutti gli eventi, quelli accompagnati da un SSW, quelli privi di SSW e la differenza fra gli ultimi due gruppi. Questa strategia consente di verificare non soltanto quale sia la configurazione media della circolazione associata all’ENSO, ma anche come lo stato della stratosfera e l’occorrenza di un riscaldamento stratosferico improvviso si inseriscano all’interno della teleconnessione tropicale. Il confronto è particolarmente robusto nei modelli CMIP6 perché la grande numerosità campionaria riduce sensibilmente il peso dei singoli inverni e permette ai pattern sistematici della circolazione di emergere con maggiore chiarezza.
Durante El Niño, le anomalie dell’altezza geopotenziale mostrano innanzitutto la nota risposta del Pacifico–Nord America. Il PNA costituisce uno dei principali collegamenti atmosferici tra la convezione anomala del Pacifico tropicale e le medie latitudini boreali. Wallace e Gutzler identificarono una struttura caratterizzata da centri d’azione alternati sul Pacifico centrale e settentrionale, sul Nord America occidentale e sugli Stati Uniti sudorientali; studi successivi hanno mostrato che il PNA associato a ENSO si sviluppa attraverso la generazione di onde di Rossby in risposta alle anomalie della convezione tropicale. La letteratura più recente conferma inoltre che l’intensità e la rapidità con cui il PNA si stabilisce dipendono dall’interazione dell’ENSO con il ciclo stagionale della temperatura superficiale del Pacifico e della convezione tropicale, particolarmente durante l’inverno boreale.
La Figura 5 mostra però che la configurazione troposferica degli inverni di El Niño dipende profondamente dalla presenza o meno di un SSW. Negli eventi accompagnati da un riscaldamento stratosferico improvviso, la depressione aleutinica non rimane confinata al Pacifico settentrionale, ma tende a estendersi maggiormente verso ovest, interessando il Pacifico nordoccidentale e l’Eurasia nordorientale. Parallelamente, nel settore atlantico si sviluppa una configurazione maggiormente compatibile con una fase negativa della North Atlantic Oscillation. L’insieme delle anomalie assume quindi una struttura più anulare e maggiormente organizzata su scala emisferica. Negli eventi senza SSW, invece, la depressione aleutinica risulta relativamente più contratta, sull’Eurasia nordorientale compare una marcata anomalia positiva del geopotenziale e la circolazione nord-atlantica tende verso una configurazione più prossima alla NAO positiva.
Questa distinzione è fondamentale perché collega direttamente la media troposfera alla dinamica della stratosfera. Gli SSW non sono fenomeni generati casualmente all’interno del vortice polare, ma rappresentano la risposta estrema della stratosfera all’interazione con le onde planetarie provenienti dalla troposfera. Garfinkel et al. dimostrarono che le anomalie della circolazione sul Pacifico settentrionale e sull’Europa orientale possono approfondire oppure appiattire le onde planetarie stazionarie dell’emisfero settentrionale, in particolare le componenti di numero zonale 1 e 2. Quando la configurazione troposferica rafforza queste onde, il flusso verticale di Eliassen–Palm verso la stratosfera aumenta e il vortice polare inizia a indebolirsi; nel loro studio, l’influenza sulla stratosfera superiore diventava evidente rapidamente, raggiungeva un massimo dopo circa venti giorni e successivamente tendeva a propagarsi verso il basso.
Questo meccanismo permette di interpretare la Figura 5 non semplicemente come una rappresentazione delle conseguenze troposferiche degli SSW, ma anche come una descrizione delle condizioni che ne favoriscono l’insorgenza. Una parte delle anomalie presenti nei compositi degli inverni con SSW è infatti già presente prima dell’evento e costituisce il cosiddetto precursore troposferico. La stratosfera e la troposfera devono pertanto essere considerate come un sistema dinamicamente accoppiato: la troposfera invia verso l’alto attività ondulatoria che può disturbare il vortice; il vortice indebolito può successivamente retroagire sulla troposfera e modificare ulteriormente i pattern di circolazione.
Questa bidirezionalità è coerente con il quadro generale della teleconnessione ENSO–stratosfera descritto da Domeisen, Garfinkel e Butler. La loro revisione mostra come El Niño tenda mediamente a intensificare la propagazione ondulatoria extratropicale verso la stratosfera, favorendo una Brewer–Dobson circulation più intensa e un vortice polare boreale più caldo e debole. Gli autori sottolineano tuttavia che la risposta è soggetta a una grande variabilità interna, alle caratteristiche specifiche dell’evento ENSO, alla QBO e ad altri fattori atmosferici, per cui il collegamento non è deterministico. La Figura 5 fornisce un esempio concreto di questa variabilità: alcuni El Niño sono accompagnati da una configurazione favorevole alla forte propagazione delle onde e agli SSW, mentre altri presentano un assetto troposferico meno favorevole e conservano un vortice relativamente più stabile.
Il confronto fra El Niño con e senza SSW mette soprattutto in evidenza due grandi dipoli delle anomalie di geopotenziale. Il primo interessa la regione Nord Atlantico–Europa e riflette principalmente la differenza fra una circolazione più vicina alla NAO negativa negli inverni con SSW e una più simile alla NAO positiva negli anni senza evento. Il secondo dipolo, ancora più rilevante per l’obiettivo dello studio, si sviluppa fra l’Eurasia nordorientale e le regioni più meridionali dell’Asia orientale, compresa la Cina. Durante gli inverni El Niño con SSW emerge una significativa anomalia negativa del geopotenziale sull’Eurasia nordorientale e una corrispondente anomalia positiva sulla Cina. È proprio questa struttura a fornire la spiegazione dinamica del riscaldamento evidenziato nella Figura 4.
Una positiva anomalia di geopotenziale a 500 hPa sulla Cina indica infatti una colonna atmosferica più spessa e una circolazione maggiormente anticiclonica. Una simile configurazione può ridurre la penetrazione verso sud delle masse d’aria fredde continentali e modificare il trasporto meridionale di calore, contribuendo a temperature superficiali superiori alla climatologia. Non si tratta quindi di un “riscaldamento proveniente dalla stratosfera” in senso termodinamico diretto: la stratosfera modifica la probabilità di determinate strutture troposferiche e sono tali strutture a controllare il trasporto di massa, momento e calore vicino alla superficie.
Questo principio permette di comprendere perché l’SSW non debba essere automaticamente associato al freddo. Un indebolimento del vortice può aumentare la probabilità di anomalie fredde sull’Eurasia settentrionale e, contemporaneamente, favorire condizioni miti su regioni più meridionali. Il nuovo studio di Hu et al. evidenzia proprio che il persistente massimo geopotenziale sulla Cina durante gli inverni El Niño con SSW, presente sia prima sia dopo la perturbazione stratosferica, costituisce la principale ragione del maggiore riscaldamento di fine inverno osservato rispetto agli anni di La Niña.
Passando dagli El Niño deboli a quelli moderati e forti, la Figura 5 mostra una notevole conservazione della geometria del pattern. Non cambia radicalmente la posizione dei principali centri di anomalia; aumenta soprattutto l’intensità della struttura. Questa coerenza è significativa perché suggerisce che il meccanismo non dipenda esclusivamente da alcuni casi isolati. La depressione aleutinica più estesa verso l’Asia nordorientale negli inverni con SSW, il segnale negativo sull’Eurasia nordorientale e l’anomalia positiva sulla Cina persistono attraverso differenti categorie di intensità dell’ENSO, anche se diventano più pronunciati negli eventi maggiormente intensi.
Ciò non significa tuttavia che la risposta della stratosfera sia perfettamente lineare rispetto all’intensità di El Niño. La revisione di Domeisen et al. sottolinea che la teleconnessione ENSO–stratosfera presenta importanti non linearità e dipende dalla posizione delle anomalie tropicali, dalla struttura della convezione e dalla variabilità interna dell’atmosfera. La stessa teleconnessione PNA può cambiare intensità e posizione a seconda della stagione e del tipo di ENSO, rendendo impossibile ricondurre l’intera dinamica a una semplice relazione proporzionale con l’indice Niño3.4.
Particolarmente utile, in questo contesto, è il concetto di interferenza lineare tra le anomalie troposferiche e le onde climatologiche. Garfinkel et al. hanno mostrato che il forcing stratosferico dipende fortemente dalla fase relativa delle anomalie. Se una bassa pressione anomala compare in corrispondenza di una saccatura climatologica dell’onda planetaria, le due strutture tendono a sommarsi e l’ampiezza dell’onda cresce. Se invece un’anomalia anticiclonica occupa quella stessa posizione, la saccatura climatologica viene parzialmente compensata e l’onda si indebolisce. Questa differenza può determinare una forte variazione nella quantità di attività ondulatoria che riesce a raggiungere la stratosfera.
Nel caso di El Niño con SSW, la configurazione mostrata dalla Figura 5 è quindi favorevole a un’interferenza costruttiva soprattutto della componente di onda 1. L’estensione della depressione aleutinica verso l’Eurasia nordorientale approfondisce la struttura ondulatoria troposferica e favorisce la propagazione verticale. Negli inverni El Niño senza SSW, invece, l’anomalia positiva sull’Eurasia nordorientale tende a ridurre l’ampiezza delle onde climatologiche e a rendere meno efficiente il trasferimento di attività ondulatoria verso la stratosfera. Il diverso stato del vortice polare emerge pertanto come conseguenza di una differenza geometrica della circolazione troposferica, non semplicemente della presenza di El Niño.
Questo aspetto è particolarmente importante per l’interpretazione causale. Il campo di differenza “con SSW meno senza SSW” non rappresenta esclusivamente l’effetto discendente della stratosfera, perché una parte della differenza esiste prima dell’SSW e contribuisce a provocarlo. Dopo l’evento, la perturbazione stratosferica può però rinforzare ulteriormente alcuni aspetti della circolazione troposferica, soprattutto la tendenza verso una fase negativa del NAM e della NAO. In questo senso, il composito raccoglie contemporaneamente la componente ascendente della comunicazione troposfera–stratosfera e quella discendente stratosfera–troposfera.
La parte inferiore della Figura 5 mostra come questa dinamica cambi radicalmente durante La Niña. In primo luogo, il PNA assume un segno generalmente opposto rispetto a El Niño e nei modelli CMIP6 appare relativamente più simmetrico rispetto a quanto osservato nella breve rianalisi. La maggiore numerosità del campione permette infatti di ridurre una parte della variabilità atmosferica casuale e fa emergere con maggiore chiarezza la risposta media della fase fredda ENSO. Tuttavia, la simmetria del PNA non si traduce in una simmetria del comportamento della stratosfera e della Cina.
Durante La Niña senza SSW, la Figura 5 mostra una NAO tendenzialmente positiva e una configurazione nel settore Asia orientale–Pacifico assimilabile a un Western Pacific pattern di segno negativo. Una anomalia anticiclonica interessa la regione aleutinica e tende a estendersi verso l’Eurasia nordorientale, mentre anomalie negative compaiono più a sud, sul Pacifico subtropicale e in prossimità della Cina. Questa disposizione tende a ridurre la propagazione verticale delle onde planetarie e quindi a favorire la persistenza di un vortice polare relativamente forte.
Quando durante La Niña si verifica invece un SSW, la configurazione cambia. La NAO diventa più negativa, mostrando che la risposta discendente del vortice polare continua a esercitare un’influenza sul settore nord-atlantico. Nel settore Pacifico–Asia orientale, tuttavia, l’anomalia anticiclonica aleutinica tende a ritirarsi verso il Pacifico e compare una bassa pressione anomala sull’Eurasia nordorientale. Il punto cruciale è che questa nuova struttura non è accompagnata da una forte anomalia positiva sulla Cina paragonabile a quella osservata negli inverni di El Niño con SSW.
È proprio questa assenza che spiega gran parte della differenza termica tra le due fasi ENSO. Il nuovo lavoro di Hu et al. mostra che durante El Niño il massimo geopotenziale sulla Cina rimane statisticamente significativo prima e dopo gli SSW, mentre durante La Niña risulta molto più debole o può scomparire. Di conseguenza, la Cina non beneficia della stessa configurazione anticiclonica capace di ridurre l’avvezione fredda e favorire temperature superiori alla norma. Gli SSW continuano ad avere conseguenze dinamiche, ma queste si manifestano maggiormente sul Nord Atlantico e sull’Eurasia settentrionale piuttosto che attraverso un forte riscaldamento della Cina.
Il confronto dei campi differenziali rende questa distinzione particolarmente evidente. Durante El Niño compare un dipolo ben definito sull’Eurasia orientale, costituito da geopotenziali negativi a nord e positivi sulla Cina. Durante La Niña la struttura risulta meno organizzata e il lobo meridionale positivo appare sensibilmente più debole. Il pattern può inoltre spostarsi verso l’Eurasia occidentale e centrale. Da un punto di vista termico, lo spostamento di poche decine di gradi di longitudine di un centro di teleconnessione può essere decisivo: una anomalia anticiclonica situata sull’Asia centrale non produce necessariamente lo stesso trasporto di calore sulla Cina di una struttura centrata direttamente sul settore cinese.
La distinzione fra El Niño e La Niña può essere interpretata anche attraverso le diverse componenti delle onde planetarie. Durante El Niño con SSW, l’attività dell’onda 1 assume un ruolo dominante; durante La Niña con SSW, le analisi successive dello stesso studio mostrano un rafforzamento molto più evidente dell’onda 2 e una soppressione relativa dell’onda 1. Questo risultato è perfettamente coerente con la struttura della Figura 5. Una componente di onda 1 produce una sola grande coppia emisferica cresta–saccatura, mentre l’onda 2 produce due coppie. Modificare la componente dominante equivale quindi a riorganizzare completamente la distribuzione geografica delle anomalie di geopotenziale.
Ne deriva un principio di grande importanza: due eventi che soddisfano entrambi il criterio dinamico di SSW non devono necessariamente avere la stessa origine troposferica né la stessa risposta superficiale. La classificazione “SSW” descrive lo stato estremo raggiunto dal vortice, ma non specifica quale spettro di onde abbia prodotto il disturbo. Se durante El Niño il vortice viene perturbato principalmente attraverso l’onda 1 e durante La Niña attraverso l’onda 2, è perfettamente plausibile che le anomalie superficiali sulla Cina risultino differenti.
Questo risultato completa la visione proposta dalla revisione di Domeisen et al., secondo cui le teleconnessioni ENSO verso la stratosfera devono essere interpretate considerando non soltanto l’intensità complessiva delle onde, ma anche la loro origine geografica, la loro struttura spettrale e l’interazione con lo stato medio dell’atmosfera. Il semplice fatto che El Niño tenda a indebolire il vortice e La Niña a rafforzarlo mediamente non è quindi sufficiente a spiegare i singoli inverni o gli eventi SSW: occorre conoscere la configurazione tridimensionale della circolazione.
Un ulteriore elemento importante della Figura 5 riguarda la risposta della NAO. Durante entrambe le fasi ENSO, la presenza di SSW tende a spostare la circolazione nord-atlantica verso una fase più negativa rispetto agli inverni privi di SSW. Questo comportamento suggerisce che il meccanismo discendente stratosfera–troposfera sul settore atlantico sia relativamente robusto e meno dipendente dalla fase ENSO rispetto alla risposta dell’Asia orientale. In altre parole, l’SSW può continuare a favorire una NAO negativa anche durante La Niña, ma il modo in cui questa perturbazione si combina con la teleconnessione del Pacifico e dell’Eurasia determina conseguenze regionali differenti sulla Cina.
Questa separazione geografica è importante anche per la prevedibilità. Un previsore che conoscesse soltanto l’avvenuto indebolimento del vortice potrebbe ragionevolmente aumentare la probabilità di una configurazione NAO negativa, ma non potrebbe dedurre automaticamente che la Cina sarà più calda. Per l’Asia orientale occorre conoscere contemporaneamente la fase ENSO, la disposizione della depressione aleutinica, la struttura del Western Pacific pattern e il contributo relativo delle onde 1 e 2. È la combinazione di queste informazioni a determinare il segno del segnale regionale.
La grande numerosità dei campioni CMIP6 conferisce particolare valore a questa conclusione. Nelle osservazioni, pochi eventi possono produrre apparenti differenze fra El Niño e La Niña semplicemente a causa della variabilità interna. Nei modelli, invece, le categorie deboli e moderate comprendono centinaia di inverni e il contrasto persiste. Questo rende meno plausibile che l’asimmetria sia un artefatto del piccolo campione ERA5. Il risultato centrale del nuovo studio — un riscaldamento netto della Cina molto maggiore durante El Niño rispetto a La Niña — emerge infatti sia dalle osservazioni sia dall’ensemble modellistico.
È però altrettanto importante non interpretare il risultato multimodello come una rappresentazione perfetta della realtà. I modelli differiscono nella forza del vortice polare, nell’attività delle onde stazionarie, nella posizione del PNA e nella rappresentazione della convezione tropicale. Un composito multimodello può inoltre smussare geograficamente i centri di anomalia se questi si trovano in posizioni leggermente diverse nei singoli modelli. La forza dell’evidenza risiede quindi soprattutto nella coerenza del segno e della struttura generale del meccanismo, più che nella precisa ampiezza di ogni singolo centro geopotenziale.
La Figura 5 sottolinea inoltre il ruolo della variabilità interna dell’atmosfera. Anche a parità di SST tropicali, le teleconnessioni ENSO possono variare sensibilmente da un inverno all’altro. Domeisen et al. ricordano che la variabilità interna extratropicale può essere sufficientemente grande da alterare o mascherare una teleconnessione tropicale, e che fenomeni come QBO, MJO e variabilità del Pacifico settentrionale possono ulteriormente condizionare la risposta della stratosfera. Il vantaggio del grande campione CMIP6 è proprio quello di ridurre statisticamente tale componente casuale e far emergere la risposta media.
Da un punto di vista concettuale, la Figura 5 fornisce quindi una rappresentazione particolarmente efficace del carattere bidirezionale dell’accoppiamento atmosfera–stratosfera. El Niño modifica la convezione tropicale e genera una teleconnessione PNA; il PNA e il pattern del Pacifico occidentale modificano le onde planetarie; le onde trasferiscono energia e quantità di moto verso la stratosfera; il vortice può indebolirsi fino a produrre un SSW; il vortice perturbato può successivamente favorire una NAO negativa e modificare ulteriormente la circolazione eurasiatica. Alla fine di questa catena, la configurazione del geopotenziale sulla Cina controlla il trasporto di calore e quindi la temperatura superficiale.
Durante La Niña la catena non è semplicemente percorsa al contrario. La teleconnessione tropicale modifica diversamente il PNA e il Pacifico occidentale; l’onda 2 può diventare relativamente più importante dell’onda 1; il vortice può comunque essere perturbato, ma la configurazione troposferica che accompagna l’evento non produce necessariamente un robusto anticiclone sulla Cina. La risposta regionale risulta quindi intrinsecamente asimmetrica.
Questo quadro permette anche di comprendere perché la relazione tra ENSO e vortice polare possa apparire relativamente debole in alcuni periodi osservativi. Garfinkel et al. hanno evidenziato che la teleconnessione ENSO–stratosfera non è stazionaria nel tempo e può risultare meno evidente in determinati decenni a causa della variabilità atmosferica interna. Ciò rafforza l’importanza di utilizzare grandi ensemble modellistici per distinguere la risposta forzata dall’enorme variabilità naturale della circolazione extratropicale.
Nel complesso, la Figura 5 dimostra che la differenza fra El Niño e La Niña nell’impatto degli SSW sulla Cina non deriva semplicemente da una diversa intensità del riscaldamento stratosferico, ma soprattutto da una diversa geometria della circolazione troposferica. Durante El Niño, gli inverni con SSW presentano una depressione aleutinica più estesa verso l’Asia nordorientale, una struttura favorevole all’aumento dell’onda planetaria 1, un’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale e una forte anomalia positiva sulla Cina. Questa configurazione favorisce tanto la perturbazione del vortice quanto il successivo riscaldamento della Cina.
Durante La Niña, gli SSW sono invece associati a una diversa disposizione dei centri di geopotenziale, con un ruolo maggiore dell’onda 2 e senza un robusto massimo anticiclonico sulla Cina. La NAO può ugualmente diventare negativa, dimostrando che il segnale stratosferico discendente rimane attivo, ma l’impatto sull’Asia orientale cambia perché il background troposferico è differente. Il risultato è un effetto netto di riscaldamento sulla Cina decisamente più debole.
La Figura 5 costituisce dunque il collegamento essenziale fra la risposta termica mostrata dalla Figura 4 e l’analisi dell’attività ondulatoria che verrà quantificata attraverso il flusso di Eliassen–Palm nella Figura 6. Il geopotenziale a 500 hPa identifica dove si trovano le creste e le saccature; il flusso EP permetterà di verificare se e quando tali onde trasferiscano effettivamente attività verso la stratosfera. L’insieme delle due analisi consente di passare dalla semplice correlazione alla costruzione di un meccanismo dinamico coerente.
La conclusione scientifica più significativa è quindi che lo stesso risultato stratosferico, ossia il verificarsi di un SSW, può nascere da configurazioni ondulatorie differenti e produrre conseguenze superficiali differenti. Durante El Niño prevale un percorso dominato dall’onda 1 e accompagnato da un forte anticiclone anomalo sulla Cina; durante La Niña assume maggiore importanza un percorso legato all’onda 2, senza un equivalente centro anticiclonico regionale. È questa differenza nella struttura delle teleconnessioni troposferiche, più che la semplice presenza dell’SSW, a spiegare perché il clima di fine inverno della Cina reagisca così diversamente alle due fasi dell’ENSO.
Figura 6 – Propagazione verticale delle onde planetarie e differenti percorsi dinamici degli SSW durante El Niño e La Niña
La Figura 6 costituisce probabilmente una delle evidenze dinamiche più importanti dell’intero studio, perché permette di passare dalla descrizione spaziale delle anomalie atmosferiche osservate nelle Figure 3 e 5 a una diagnosi quantitativa della propagazione delle onde planetarie dalla troposfera verso la stratosfera. Gli autori analizzano infatti l’evoluzione temporale delle anomalie della componente verticale del flusso di Eliassen–Palm, EPz, a 100 hPa, mediata tra 45° e 75°N e separata nei contributi delle onde planetarie zonali 1, 2 e 3. In termini fisici, il flusso di Eliassen–Palm costituisce uno degli strumenti fondamentali della dinamica atmosferica per rappresentare la propagazione dell’attività ondulatoria e la sua interazione con il flusso zonale medio. A 100 hPa, cioè in prossimità della tropopausa extratropicale e della bassa stratosfera, una anomalia positiva della componente verticale indica, nel contesto utilizzato nello studio, un trasporto verso l’alto di attività ondulatoria più intenso rispetto alla climatologia. Un’anomalia negativa deve invece essere interpretata principalmente come una propagazione ascendente più debole del normale e non necessariamente come un vero flusso di onde diretto verso il basso.
Il significato dinamico della Figura 6 affonda le proprie radici nella teoria classica dei riscaldamenti stratosferici improvvisi. Già Matsuno, nel suo fondamentale lavoro del 1971, dimostrò che onde planetarie generate nella troposfera e capaci di propagarsi nella stratosfera possono trasferire quantità di moto al flusso medio, decelerando il getto polare notturno fino a produrre una profonda deformazione o persino il collasso del vortice. Quando il forcing ondulatorio è sufficientemente intenso e persistente, i venti occidentali possono invertirsi e il rapido riscaldamento della stratosfera polare emerge come conseguenza della circolazione meridionale indotta dall’interazione onda–flusso medio. Questo paradigma rimane alla base dell’interpretazione moderna degli SSW, anche se oggi è chiaro che l’interazione tra troposfera e stratosfera è più complessa e bidirezionale di quanto suggerisca una semplice sequenza “onda ascendente–collasso del vortice”.
La revisione di Baldwin et al. ha infatti sottolineato che gli SSW sono prodotti dalla dissipazione e dal breaking delle onde planetarie nella stratosfera, ma che non tutti gli eventi devono necessariamente essere interpretati come la risposta a un singolo impulso troposferico. In alcuni casi il forcing dal basso è particolarmente evidente; in altri, la stessa evoluzione del vortice stratosferico modifica le condizioni di propagazione delle onde e contribuisce a regolare quanto forcing possa continuare a raggiungere la stratosfera. La convergenza del flusso di Eliassen–Palm e il breaking ondulatorio rimangono comunque elementi centrali del rapido indebolimento del vortice. La Figura 6 va quindi interpretata all’interno di questo quadro: non mostra semplicemente “quanta onda entra nella stratosfera”, ma documenta come la composizione spettrale e l’evoluzione temporale del forcing ondulatorio differiscano tra El Niño e La Niña e tra inverni con e senza SSW.
Un aspetto metodologico importante riguarda la scelta della fascia 45°–75°N. Essa comprende le medie e alte latitudini dove una parte considerevole delle onde planetarie troposferiche responsabili della variabilità del vortice polare attraversa la bassa stratosfera. La separazione nei numeri d’onda zonali 1, 2 e 3 consente inoltre di distinguere strutture dinamiche profondamente differenti. L’onda 1 presenta una grande alternanza emisferica tra una cresta e una saccatura, l’onda 2 presenta due coppie di creste e saccature, mentre l’onda 3 possiede una struttura spazialmente ancora più articolata. La linea nera, corrispondente alla somma delle onde 1–3, fornisce invece una misura dell’attività planetaria complessiva rappresentata nello studio. Il fattore di scala applicato all’EPz serve a compensare la forte variazione della densità atmosferica con l’altezza e a rendere più leggibile la struttura verticale del flusso ondulatorio, mentre la media mobile di cinque giorni riduce la variabilità di brevissimo periodo e permette di mettere maggiormente in risalto gli impulsi sub-stagionali.
Nei pannelli relativi agli El Niño deboli con SSW, la caratteristica più evidente è l’intensificazione del flusso verticale associato all’onda 1 tra gennaio e febbraio. La linea rossa aumenta significativamente e la linea nera, che rappresenta il contributo combinato delle onde planetarie, segue in larga misura la stessa evoluzione. L’onda 2 presenta invece oscillazioni più limitate e l’onda 3 contribuisce relativamente poco al massimo complessivo. Questo risultato mostra che, durante gli El Niño deboli che culminano in un SSW, l’aumento dell’attività planetaria ascendente non è distribuito uniformemente fra le diverse componenti spettrali: il forcing è dominato soprattutto dall’onda zonale 1.
Questa caratteristica è coerente con la letteratura sulle teleconnessioni ENSO–stratosfera. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler evidenzia come El Niño tenda mediamente a rafforzare il forcing ondulatorio extratropicale, modificando la circolazione del Pacifico settentrionale e favorendo una maggiore propagazione di onde planetarie verso la stratosfera. Tale aumento del wave driving contribuisce a intensificare la circolazione di Brewer–Dobson e a produrre un vortice polare mediamente più caldo e debole. Il risultato della Figura 6 aggiunge però un’informazione più specifica: nel campione CMIP6 analizzato da Hu et al., il contributo dell’onda 1 è particolarmente importante proprio negli inverni El Niño che sviluppano SSW.
Il confronto con gli El Niño deboli senza SSW rafforza questa interpretazione. In tali inverni le anomalie dell’EPz rimangono molto più vicine alla climatologia durante buona parte del cuore dell’inverno e manca l’intenso impulso dell’onda 1 osservato nei casi con SSW. Alcuni episodi di propagazione ondulatoria sono comunque presenti, ma risultano meno intensi, meno persistenti o temporalmente disposti in modo meno favorevole alla destabilizzazione del vortice. Ciò evidenzia un concetto fondamentale: El Niño può predisporre la stratosfera a un vortice più debole senza necessariamente produrre un SSW maggiore. L’attività planetaria rappresenta infatti un continuum e il criterio di SSW identifica soltanto la parte estrema della distribuzione della risposta stratosferica.
La differenza tra El Niño debole con e senza SSW rende il contrasto particolarmente evidente tra la seconda metà di gennaio e febbraio. L’anomalia dell’onda 1 diventa fortemente positiva e domina il segnale delle onde 1–3. Questo intervallo temporale coincide precisamente con una fase dell’inverno nella quale il vortice boreale è particolarmente sensibile a forti impulsi di wave driving. La Figura 6 suggerisce quindi che non sia sufficiente una generica condizione El Niño: ciò che distingue maggiormente gli inverni che producono un SSW è la comparsa di un impulso più intenso e organizzato dell’onda 1.
Il quadro diventa ancora più chiaro negli El Niño moderati. Nei casi accompagnati da SSW, tra gennaio e febbraio si osserva un marcato aumento dell’onda 1 e del flusso totale, mentre l’onda 2 presenta contemporaneamente anomalie negative. Questo comportamento indica una vera e propria redistribuzione spettrale dell’attività planetaria. Non aumenta semplicemente l’intero spettro delle onde: una componente viene preferenzialmente amplificata mentre un’altra viene relativamente soppressa. Tale selettività è importante perché il vortice polare non risponde soltanto alla quantità complessiva di attività ondulatoria, ma anche alla struttura longitudinale e latitudinale delle onde che lo perturbano.
Garfinkel, Hartmann e Sassi mostrarono che la variabilità troposferica nel Pacifico settentrionale e nell’Europa orientale può approfondire oppure appiattire le onde stazionarie invernali, modificando in particolare le componenti zonali 1 e 2 e, attraverso esse, il flusso verticale di Eliassen–Palm diretto verso la stratosfera. Questo meccanismo fornisce un collegamento diretto tra la configurazione del geopotenziale mostrata nelle Figure 3 e 5 e le variazioni dell’EPz della Figura 6: quando le anomalie troposferiche interferiscono costruttivamente con l’onda climatologica 1, l’ampiezza complessiva dell’onda aumenta e cresce la quantità di attività capace di attraversare la tropopausa.
Negli El Niño moderati privi di SSW compare comunque un elemento molto interessante. Intorno alla metà di gennaio si osservano impulsi positivi dell’onda 1 e, successivamente, un nuovo aumento del flusso verso la primavera. Questo comportamento conferma che la teleconnessione di El Niño continua a esercitare un’influenza sulla stratosfera anche quando non si raggiunge un riscaldamento stratosferico maggiore. È plausibile che tali impulsi contribuiscano a produrre un indebolimento parziale del vortice senza essere sufficientemente intensi, persistenti o temporalmente coordinati da determinarne il collasso. In altre parole, il passaggio da un vortice relativamente debole a un vero SSW non deve essere interpretato come un semplice interruttore acceso/spento, ma come il risultato non lineare dell’interazione fra wave forcing, stato precedente del vortice e feedback stratosferici.
Questa distinzione è coerente con il quadro delineato da Baldwin et al., secondo cui la forza climatologica del vortice, l’ampiezza delle onde e il loro timing contribuiscono tutti alla probabilità di un SSW. Un vortice già relativamente debole può rispondere fortemente a un impulso ondulatorio che, in un altro contesto, sarebbe insufficiente a produrre un evento maggiore; viceversa, un vortice molto forte può assorbire un forcing considerevole senza raggiungere immediatamente l’inversione del vento.
La parte della Figura 6 dedicata a La Niña evidenzia però un comportamento profondamente differente. Negli eventi deboli accompagnati da SSW, l’onda 2 acquista un ruolo molto più evidente rispetto agli El Niño. L’anomalia della componente blu cresce durante il cuore e la seconda parte dell’inverno, mentre l’onda 1 non mostra il dominio osservato durante El Niño. La somma delle onde 1–3 può comunque risultare positiva, dimostrando che un forcing planetario sufficientemente forte raggiunge la bassa stratosfera, ma la composizione spettrale di tale forcing è diversa.
Questo risultato richiama direttamente quanto osservato da Song e Son nella loro rivalutazione della relazione ENSO–SSW. Gli autori hanno mostrato che gli SSW degli inverni di El Niño sono prevalentemente associati a una forte attività dell’onda zonale 1, mentre durante La Niña il contributo dell’onda 2 aumenta sensibilmente e può assumere un ruolo fondamentale nella perturbazione del vortice. Nel loro studio osservativo, gli eventi La Niña–SSW risultavano sostenuti da una combinazione di onda 1 e onda 2, mentre la componente 2 era decisamente più rilevante rispetto agli El Niño. La Figura 6 del nuovo lavoro CMIP6 porta questa distinzione ancora più in evidenza, soprattutto negli eventi moderati di La Niña, nei quali l’onda 2 cresce mentre l’onda 1 viene fortemente soppressa.
Questa precisazione è importante: non sarebbe corretto trasformare il risultato in una regola universale secondo cui “El Niño significa sempre onda 1 e La Niña sempre onda 2”. La letteratura mostra una notevole variabilità da evento a evento e Song e Son, per esempio, trovano che durante La Niña anche l’onda 1 può contribuire agli SSW. La conclusione più appropriata è che la distribuzione relativa dell’attività fra onda 1 e onda 2 cambia sistematicamente tra le due fasi ENSO, con una maggiore predominanza dell’onda 1 durante El Niño e un’importanza molto maggiore dell’onda 2 negli SSW di La Niña.
La differenza diventa particolarmente evidente durante le La Niña moderate con SSW. In questo caso l’onda 2 mostra anomalie positive consistenti durante gennaio e febbraio, mentre l’onda 1 presenta una fase di marcata soppressione. Il segnale totale delle onde planetarie può comunque aumentare, ma tale aumento viene sostenuto principalmente dalla componente zonale 2. Ciò fornisce una conferma indipendente e quantitativa dell’interpretazione avanzata sulla base dell’altezza geopotenziale a 500 hPa nella Figura 5.
Il comportamento degli inverni di La Niña senza SSW è altrettanto istruttivo. Qui l’attività planetaria risulta fortemente ridotta rispetto alla climatologia, soprattutto durante gennaio e febbraio. Le anomalie negative della linea nera e della componente di onda 1 indicano che la quantità di attività ondulatoria ascendente è inferiore al normale. È importante ribadire che un EPz anomalo negativo non significa necessariamente che le onde stiano propagandosi fisicamente dalla stratosfera verso la troposfera: significa innanzitutto che il flusso ascendente a 100 hPa è più debole rispetto alla climatologia. Tale riduzione è esattamente ciò che ci si attenderebbe in condizioni favorevoli a un vortice polare più forte e resistente.
Domeisen et al. mostrano che La Niña è spesso associata, in media, a una riduzione del wave driving extratropicale e a una risposta del vortice opposta a quella di El Niño, sebbene questo segnale sia meno robusto nelle osservazioni e presenti importanti non linearità. Song e Son hanno inoltre dimostrato che la relazione tra La Niña e frequenza degli SSW è particolarmente sensibile alla definizione utilizzata per identificare gli eventi, proprio perché la struttura delle onde e l’estensione latitudinale dell’inversione del vento differiscono da quelle degli SSW di El Niño. La Figura 6 aiuta a capire la ragione fisica di questa sensibilità.
La distinzione tra onda 1 e onda 2 non costituisce infatti un dettaglio matematico secondario. Le due componenti possiedono geometrie molto differenti e perturbano il vortice in modi diversi. Una forte onda 1 tende frequentemente a spostare il vortice dalla regione polare, producendo strutture fortemente asimmetriche rispetto al Polo. Una forte onda 2 può invece favorire configurazioni caratterizzate da una maggiore deformazione a due lobi e, in alcuni casi, contribuire alla divisione del vortice. Non esiste però una corrispondenza perfetta fra numero d’onda e classificazione displacement/split: l’evoluzione reale di un SSW dipende dall’interazione non lineare delle onde con il flusso medio e dalla struttura tridimensionale del vortice. La revisione di Baldwin et al. sottolinea proprio la grande diversità dinamica degli SSW e la necessità di evitare associazioni eccessivamente rigide fra singole componenti ondulatorie e tipo finale dell’evento.
Nel caso specifico dello studio di Hu et al., però, il contrasto fra onda 1 ed onda 2 ha un’importanza ulteriore perché è strettamente legato alla risposta superficiale della Cina. Durante El Niño, il rafforzamento dell’onda 1 è associato alla configurazione troposferica illustrata nelle Figure 3 e 5: una bassa pressione anomala sul settore Pacifico nordoccidentale–Eurasia nordorientale e una pronunciata anomalia positiva sulla Cina. Questa configurazione è contemporaneamente favorevole alla propagazione ondulatoria e al riscaldamento regionale. Durante La Niña, invece, il percorso maggiormente legato all’onda 2 presenta una diversa geometria delle anomalie di geopotenziale e non produce un analogo massimo anticiclonico persistente sulla Cina. Proprio questa differenza è indicata dagli autori come causa principale del più debole riscaldamento netto degli SSW durante La Niña.
La Figura 6 costituisce quindi un ponte particolarmente importante tra la dinamica delle onde e il clima regionale. Il percorso può essere riassunto concettualmente nel modo seguente: ENSO modifica la circolazione troposferica; la diversa configurazione troposferica altera le componenti spettrali delle onde planetarie; le onde modificano il forcing della stratosfera; il vortice risponde fino, in alcuni casi, al verificarsi di un SSW; la perturbazione del vortice può infine retroagire sulla troposfera, modificando la probabilità dei regimi di circolazione e la distribuzione della temperatura superficiale.
La revisione di Domeisen et al. descrive proprio questa teleconnessione come una catena nella quale ENSO modifica i treni di onde di Rossby troposferiche e approfondisce o indebolisce i principali sistemi quasi stazionari delle medie latitudini, alterando di conseguenza la propagazione delle onde verso la stratosfera. Il nuovo studio aggiunge un elemento regionale molto importante a questo quadro: la particolare componente ondulatoria attraverso cui avviene il collegamento aiuta anche a determinare quale struttura troposferica persisterà sull’Asia orientale e quindi quale sarà il segno delle anomalie termiche sulla Cina.
È altrettanto importante considerare la dimensione temporale. Il principale aumento dell’EPz negli inverni con SSW compare soprattutto tra gennaio e febbraio. Questo intervallo coincide con la fase nella quale gli autori avevano già mostrato una maggiore rilevanza del segnale stratosferico per la temperatura di gennaio–marzo. Non è quindi casuale che la differenza fra inverni con e senza SSW diventi massima nel cuore dell’inverno: il forcing ondulatorio intenso precede o accompagna la perturbazione del vortice e il successivo segnale stratosferico dispone poi di diverse settimane per influenzare la bassa stratosfera e la troposfera.
La riduzione del flusso differenziale osservata in diversi pannelli durante marzo e aprile deve invece essere interpretata con prudenza. Dopo un forte episodio di wave driving, il vortice e le condizioni di propagazione possono essere profondamente riorganizzati; inoltre, la transizione stagionale verso la primavera modifica progressivamente la struttura dei venti stratosferici. Una anomalia negativa successiva a un intenso impulso invernale potrebbe quindi riflettere, almeno in parte, il fatto che gran parte dell’attività ondulatoria è stata concentrata anticipatamente negli inverni con SSW rispetto ai casi senza SSW. La figura, tuttavia, da sola non consente di attribuire univocamente tali anomalie tardive a un singolo meccanismo.
Un altro elemento molto significativo è il comportamento della linea verde, associata all’onda 3. In quasi tutti i pannelli il suo contributo è più debole rispetto a quelli delle onde 1 e 2. Ciò è coerente con la teoria generale degli SSW, nella quale le grandi onde planetarie a basso numero d’onda sono particolarmente efficaci nel perturbare il vortice polare su scala emisferica. Matsuno aveva già posto al centro del problema la propagazione delle grandi onde planetarie, mentre la moderna letteratura conferma che la struttura a basso numero d’onda è essenziale per i maggiori riscaldamenti stratosferici.
La Figura 6 fornisce inoltre una utile dimostrazione del perché i semplici compositi stagionali del vortice non siano sufficienti per comprendere la dinamica degli SSW. Due inverni potrebbero presentare un’intensità media stagionale simile dello SPV, ma uno potrebbe essere caratterizzato da un enorme impulso dell’onda 1 in gennaio seguito da un SSW e l’altro da una serie di piccoli impulsi distribuiti nel tempo senza inversione del vento. La media stagionale perderebbe gran parte di questa informazione. L’analisi giornaliera del flusso EP permette invece di identificare il timing e la natura spettrale del forcing.
Questo aspetto è importante anche per la prevedibilità sub-stagionale. Le anomalie delle onde planetarie nella troposfera possono fornire segnali precursori dello stato futuro del vortice, mentre la successiva persistenza delle anomalie stratosferiche può aumentare la prevedibilità della circolazione superficiale nelle settimane seguenti. Baldwin et al. sottolineano che proprio questa memoria relativamente lunga della stratosfera rende gli SSW particolarmente interessanti per le previsioni da poche settimane a oltre un mese. La teleconnessione ENSO aggiunge poi una fonte di prevedibilità stagionale, poiché lo stato del Pacifico tropicale può contribuire a modificare in anticipo la probabilità di determinate configurazioni ondulatorie. Domeisen et al. hanno evidenziato esplicitamente questa potenziale utilità predittiva del percorso ENSO–stratosfera–superficie.
È però necessario distinguere tra probabilità e determinismo. La Figura 6 non implica che ogni impulso dell’onda 1 durante El Niño produca un SSW né che ogni forte onda 2 durante La Niña conduca inevitabilmente al collasso del vortice. Lo studio di Song e Son dimostra anzi che la relazione tra ENSO e frequenza degli SSW dipende in parte dalla definizione utilizzata per identificare gli eventi e che la risposta di La Niña è meno sistematica di quella di El Niño. Questo riflette il fatto che la propagazione delle onde è condizionata dal vento zonale di fondo, dalla posizione dei livelli critici, dalla QBO, dallo stato precedente del vortice e dalla stessa evoluzione della stratosfera.
La Figura 6 deve quindi essere letta come una relazione statistica condizionata: fra gli inverni El Niño che producono un SSW, la caratteristica ondulatoria più evidente è un aumento dell’onda 1; fra gli inverni La Niña con SSW, soprattutto quelli moderati nel campione CMIP6, emerge invece un rafforzamento relativo dell’onda 2 e una soppressione dell’onda 1. Questa formulazione conserva il forte risultato dello studio senza trasformarlo in una regola deterministica valida per ogni singolo evento.
Il valore di questo risultato aumenta considerevolmente se lo si collega alle Figure 4 e 5. La Figura 4 aveva mostrato che gli SSW producono un riscaldamento molto più pronunciato della Cina durante El Niño rispetto a La Niña. La Figura 5 aveva poi evidenziato la diversa struttura del geopotenziale a 500 hPa, con un marcato dipolo sull’Eurasia orientale e un centro positivo sulla Cina negli El Niño con SSW. La Figura 6 completa ora il meccanismo mostrando che questa differenza spaziale è accompagnata da una diversa struttura spettrale della propagazione ondulatoria: onda 1 dominante durante El Niño e un contributo molto più marcato dell’onda 2 durante La Niña.
Il risultato centrale del nuovo studio di Hu et al. acquista quindi una base dinamica coerente su tre livelli differenti. Alla superficie, cambia la temperatura; nella media troposfera, cambia la distribuzione dell’altezza geopotenziale; alla tropopausa e nella bassa stratosfera, cambia il tipo di onda planetaria che trasferisce attività verso l’alto. La concordanza fra questi tre livelli rende molto più convincente l’interpretazione proposta dagli autori.
La Figura 6 evidenzia infine un principio generale estremamente importante per la climatologia stratosferica: non è sufficiente conoscere l’intensità totale del forcing ondulatorio, ma è necessario conoscerne lo spettro, la posizione geografica e l’evoluzione temporale. Le onde 1 e 2 possono entrambe contribuire al disturbo del vortice, ma sono associate a strutture troposferiche differenti e possono quindi produrre conseguenze regionali diverse anche quando il risultato stratosferico finale viene classificato con la stessa etichetta di SSW.
In definitiva, la Figura 6 rafforza in maniera decisiva l’interpretazione secondo cui El Niño e La Niña non rappresentano due condizioni speculari del percorso troposfera–stratosfera. Durante El Niño, la configurazione della circolazione tende a favorire un marcato impulso dell’onda planetaria 1 nella bassa stratosfera, particolarmente negli inverni che sviluppano SSW. Durante La Niña, invece, gli eventi SSW selezionati dai modelli CMIP6 mostrano un ruolo molto più importante dell’onda 2 e, soprattutto negli episodi moderati, una contemporanea soppressione dell’onda 1. Questo diverso percorso ondulatorio è coerente con la diversa configurazione dell’Eurasia orientale e contribuisce a spiegare perché gli SSW siano associati a un forte riscaldamento della Cina durante El Niño ma abbiano un effetto termico molto più limitato durante La Niña.
Il messaggio più profondo della figura è dunque che uno SSW non è soltanto uno stato finale del vortice polare: è il prodotto di una particolare storia dinamica delle onde planetarie. Conoscere quella storia è essenziale per comprendere sia perché il vortice si sia indebolito sia quali conseguenze troposferiche e superficiali possano seguirne. Nel caso della Cina, la differenza fra un percorso prevalentemente dominato dall’onda 1 durante El Niño e uno caratterizzato da un contributo molto maggiore dell’onda 2 durante La Niña costituisce una delle chiavi principali per interpretare l’asimmetria del clima di fine inverno documentata dall’intero studio.
Figura 7 – Persistenza dell’asimmetria El Niño–La Niña sotto condizioni normali del vortice polare stratosferico: ruolo degli SSW e delle teleconnessioni troposferiche
La Figura 7 costituisce uno dei test metodologici più importanti dell’intero studio di Hu et al., perché affronta direttamente una possibile interpretazione alternativa dei risultati ottenuti nelle analisi precedenti. Le Figure 2–6 hanno mostrato che i riscaldamenti stratosferici improvvisi sono associati a un riscaldamento della Cina sensibilmente maggiore durante gli inverni di El Niño rispetto a quelli di La Niña. Tuttavia, gli inverni caratterizzati da SSW tendono frequentemente a essere associati, quando vengono mediati sull’intera stagione, a un vortice polare stratosferico relativamente debole. Diventa quindi necessario stabilire se la differenza osservata tra El Niño e La Niña sia realmente una proprietà delle differenti teleconnessioni troposferiche ENSO–SSW oppure se rappresenti semplicemente la conseguenza del fatto che i compositi confrontano stagioni caratterizzate da stati medi molto diversi del vortice polare. La Figura 7 risponde precisamente a questa domanda selezionando soltanto gli inverni nei quali il vortice polare stratosferico medio di gennaio–marzo presenta un’intensità considerata normale. Il fatto che la principale asimmetria tra El Niño e La Niña sopravviva anche dopo questo controllo costituisce una delle evidenze più robuste a sostegno dell’interpretazione dinamica proposta dagli autori.
La necessità di separare l’effetto di un singolo SSW dallo stato stagionale complessivo del vortice deriva dalla natura stessa della variabilità stratosferica. Un SSW rappresenta un evento relativamente rapido, durante il quale il vortice può essere fortemente perturbato per alcuni giorni o settimane, mentre l’indice stagionale dello SPV descrive invece la condizione media della stratosfera polare su un periodo di diversi mesi. I due concetti sono correlati, ma non equivalenti. È possibile, per esempio, che un inverno presenti un importante SSW ma che, considerando l’intero trimestre gennaio–marzo, la forza media del vortice non risulti eccezionalmente debole; analogamente, un inverno privo di SSW maggiore può comunque essere caratterizzato da un vortice persistentemente debole. Questa distinzione è fondamentale quando si cerca di attribuire un’anomalia superficiale alla presenza dell’evento stratosferico piuttosto che allo stato medio della circolazione polare.
Nel lavoro di Hu et al. l’indice stagionale dello SPV viene costruito utilizzando l’altezza geopotenziale a 10 hPa mediata sulla calotta polare a nord di 70°N durante gennaio–marzo. Valori positivi dell’anomalia del geopotenziale polare corrispondono generalmente a un vortice più debole, mentre valori negativi indicano una struttura più intensa e compatta. Gli autori classificano quindi gli inverni in condizioni di vortice debole, normale e forte e, nella Figura 7, restringono l’analisi agli inverni con SPV normale. Questa scelta elimina gli stati stagionali più estremi e rende possibile verificare se l’effetto differenziale degli SSW rimanga riconoscibile anche in assenza di una forte anomalia media della stratosfera.
Questo approccio è particolarmente rilevante alla luce della letteratura sull’accoppiamento stratosfera–troposfera. Numerosi studi hanno dimostrato che un vortice polare debole tende ad aumentare la probabilità di una fase negativa del Northern Annular Mode e di configurazioni superficiali caratterizzate da anomalie di pressione e temperatura persistenti alle medie latitudini. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler sottolinea che la stratosfera può rappresentare una importante sorgente di prevedibilità su scale da alcune settimane a mesi proprio perché le anomalie del vortice tendono ad avere una memoria più lunga rispetto a molte strutture meteorologiche troposferiche. Se, tuttavia, il riscaldamento della Cina osservato durante El Niño derivasse esclusivamente dal fatto che gli inverni con SSW possiedono mediamente un vortice molto più debole, tale segnale dovrebbe attenuarsi fortemente o scomparire selezionando soltanto anni con SPV stagionalmente normale. La Figura 7 dimostra invece che ciò non avviene.
Considerando dapprima la risposta della temperatura superficiale durante gli eventi moderati di El Niño, il composito di tutti gli inverni mostra ancora una chiara firma ENSO nella regione Pacifico–Nord America, mentre sulla Cina il segnale medio appare relativamente meno netto. Si tratta di una caratteristica già emersa nelle analisi precedenti: durante la parte finale dell’inverno, il semplice composito di El Niño può nascondere una notevole variabilità regionale perché comprende inverni caratterizzati da differenti condizioni della stratosfera e della circolazione extratropicale. La letteratura sulle teleconnessioni ENSO evidenzia proprio che il percorso verso le medie latitudini non è deterministico e che la risposta del Pacifico settentrionale, della stratosfera e dell’Eurasia può variare considerevolmente da un evento all’altro.
Quando vengono selezionati gli El Niño moderati accompagnati da SSW, il quadro termico cambia significativamente. Gran parte della Cina, soprattutto il settore orientale, mostra anomalie positive più evidenti. L’importanza di questo risultato risiede nel fatto che tali anomalie emergono nonostante gli autori abbiano escluso le stagioni con vortice polare mediamente molto debole. In altre parole, non è necessario che l’intera stagione sia caratterizzata da un SPV eccezionalmente disturbato perché la combinazione El Niño–SSW produca un significativo segnale caldo sulla Cina.
Negli El Niño moderati privi di SSW, al contrario, la Cina settentrionale e nordorientale tende maggiormente verso anomalie negative, mentre il riscaldamento della parte orientale del Paese appare molto meno pronunciato. La sottrazione tra i due gruppi produce quindi un segnale positivo su vaste aree dell’Eurasia, con un centro particolarmente evidente sulla Cina orientale. Questo risultato è ancora più interessante se confrontato con le figure precedenti, nelle quali l’effetto netto degli SSW mostrava spesso una struttura più classica caratterizzata da raffreddamento alle alte latitudini e riscaldamento più a sud. Eliminando gli stati stagionalmente anomali del vortice, tale struttura meridionale si modifica considerevolmente, ma il riscaldamento cinese durante El Niño rimane. Ciò suggerisce che almeno una parte del segnale “freddo a nord–caldo a sud” derivi dallo stato stagionale medio dello SPV, mentre l’anomalia positiva sulla Cina possiede una relazione più specifica con la configurazione troposferica associata agli SSW durante El Niño.
Questa distinzione è coerente con il quadro proposto da Ineson e Scaife, i quali mostrarono attraverso simulazioni con un modello dotato di una stratosfera ben risolta che una parte importante della teleconnessione di El Niño verso l’Europa durante la seconda parte dell’inverno passa attraverso la stratosfera e diventa particolarmente evidente negli anni caratterizzati da riscaldamenti stratosferici improvvisi. Sebbene il loro studio riguardasse principalmente il settore europeo, il principio dinamico è direttamente pertinente: la risposta superficiale di El Niño può cambiare sensibilmente a seconda che il percorso stratosferico venga attivato oppure no. La Figura 7 suggerisce che un comportamento analogo interessi la Cina, ma con una struttura geografica specifica dell’Asia orientale.
La risposta di La Niña costituisce il confronto decisivo. Considerando tutti gli eventi moderati sotto condizioni normali dello SPV, la temperatura superficiale presenta una configurazione largamente opposta a quella di El Niño, con anomalie fredde su vaste regioni dell’Eurasia e della Cina. Tale risposta di base è coerente con il segno opposto della teleconnessione PNA e con la diversa configurazione della circolazione del Pacifico nordoccidentale. Tuttavia, la vera informazione fornita dalla Figura 7 emerge dividendo nuovamente il campione tra inverni con e senza SSW.
Durante La Niña moderata con SSW, anomalie negative significative persistono sulla Cina nordoccidentale e meridionale. Questo risultato è particolarmente importante perché dimostra che un SSW, anche in presenza di un vortice stagionalmente normale, non riesce generalmente a trasformare la risposta fredda di La Niña in una risposta calda analoga a quella osservata durante El Niño. La differenza fra La Niña con e senza SSW rimane infatti molto piccola sulla Cina orientale e meridionale. Il segnale termico associato alla fase ENSO continua dunque a dominare sulla regione.
Questa evidenza rafforza la conclusione centrale del lavoro del 2026: gli SSW modulano efficacemente la risposta di El Niño sulla Cina, mentre hanno una capacità molto più limitata di modificare la risposta di La Niña. Hu et al. identificano proprio nella persistenza di un’anomalia anticiclonica sulla Cina durante El Niño, presente sia prima sia dopo gli SSW e molto più debole o assente durante La Niña, la principale causa della maggiore risposta calda.
La seconda metà della Figura 7 permette di comprendere il meccanismo attraverso le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa. Durante El Niño moderato con SPV normale continua a essere riconoscibile la teleconnessione PNA, identificata graficamente attraverso i quattro pentagrammi gialli utilizzati dagli autori per costruire l’indice corrispondente. Il PNA costituisce il principale ponte troposferico fra il Pacifico tropicale e quello settentrionale e contribuisce a modificare la depressione aleutinica e la struttura delle onde planetarie. La revisione di Domeisen et al. evidenzia che proprio le modificazioni del treno d’onda del Pacifico settentrionale costituiscono uno dei meccanismi principali attraverso cui El Niño altera la propagazione verticale delle onde verso la stratosfera.
Negli El Niño con SSW, il campo del geopotenziale mostra inoltre una configurazione più favorevole alla fase negativa della NAO. La regione utilizzata dagli autori per quantificare tale teleconnessione è evidenziata nella figura dalle linee viola. Questa struttura rappresenta il ramo nord-atlantico della risposta e riflette, almeno in parte, il noto accoppiamento discendente associato all’indebolimento del vortice. Gli studi sull’evoluzione degli SSW hanno infatti mostrato che la risposta troposferica post-evento tende frequentemente a proiettarsi verso la fase negativa del NAM e della NAO, anche se con una notevole variabilità tra un evento e l’altro. Il compendio di Butler et al., costruito utilizzando sei differenti rianalisi, documenta proprio l’ampia diversità delle condizioni stratosferiche, troposferiche e superficiali nei sessanta giorni precedenti e successivi agli SSW.
È tuttavia il secondo dipolo, quello dell’area Asia orientale–Pacifico, a essere determinante per la risposta della Cina. Nel pannello differenziale di El Niño rimane visibile una anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale, evidenziata dal riquadro utilizzato dagli autori per costruire l’indice della bassa pressione anomala, accompagnata da una anomalia positiva sull’area della Cina orientale. Questi due centri formano una struttura dipolare meridionale che modifica profondamente la circolazione atmosferica regionale.
La presenza di un’anomalia positiva di geopotenziale sulla Cina implica una circolazione anticiclonica anomala nella media troposfera. Essa può indebolire il trasporto verso sud di aria continentale fredda, favorire anomalie dei venti meridionali e aumentare lo spessore della colonna atmosferica, contribuendo alle anomalie positive della temperatura superficiale. Il legame tra geopotenziale e SAT è quindi dinamico: non è la stratosfera a “trasmettere calore” direttamente alla Cina, ma il disturbo stratosferico e le anomalie troposferiche ad esso associate modificano la configurazione dei flussi atmosferici e quindi l’advezione termica.
Il fatto che questo dipolo rimanga riconoscibile anche selezionando soltanto gli inverni con SPV normale rappresenta una evidenza particolarmente importante. Significa che la configurazione Asia orientale–Pacifico non deriva semplicemente da un estremo stato medio della stratosfera, ma appartiene alla diversa struttura troposferica che distingue gli inverni El Niño con e senza SSW. È precisamente questo aspetto che consente agli autori di sostenere che la conclusione principale sia largamente indipendente dallo stato medio dello SPV.
L’interpretazione può essere ulteriormente rafforzata dai risultati di Garfinkel, Hartmann e Sassi sulle anomalie troposferiche precursori della variabilità del vortice. Il loro studio dimostrò che anomalie regionali sul Pacifico settentrionale e sull’Europa orientale possono modificare l’ampiezza delle onde planetarie climatologiche 1 e 2 attraverso interferenza costruttiva o distruttiva. Tali perturbazioni iniziano a influenzare rapidamente la stratosfera superiore, raggiungono un massimo dopo circa venti giorni e successivamente il segnale tende a propagarsi verso livelli inferiori. Questo meccanismo è fondamentale per interpretare la Figura 7, perché suggerisce che le anomalie del geopotenziale non siano esclusivamente una conseguenza degli SSW: una parte della struttura EAP è già presente come precursore e contribuisce a creare le condizioni favorevoli al disturbo del vortice.
La Figura 7 documenta quindi una sovrapposizione tra causalità ascendente e discendente. Prima dell’SSW, la configurazione troposferica di El Niño può aumentare l’attività delle onde planetarie e predisporre la stratosfera al riscaldamento. Dopo l’evento, la perturbazione del vortice può retroagire sulla circolazione troposferica e contribuire alla persistenza delle anomalie. Il campo medio di gennaio–marzo contiene necessariamente entrambe le componenti. È per questo motivo che la differenza “con SSW meno senza SSW” non dovrebbe essere interpretata come una misura pura dell’effetto unidirezionale della stratosfera.
Durante La Niña, il settore nord-atlantico conserva invece alcune caratteristiche simili. Nel campo differenziale è ancora riconoscibile una risposta coerente con una NAO più negativa negli inverni con SSW rispetto a quelli senza SSW. Questo mostra che il collegamento discendente tra un vortice fortemente perturbato e la circolazione atlantica rimane operativo anche durante La Niña. Il comportamento è coerente con la visione generale secondo cui gli SSW tendono a spostare la distribuzione probabilistica della NAO verso valori più negativi, sebbene l’entità della risposta dipenda dallo stato troposferico e dal singolo evento.
Nel settore Asia orientale–Pacifico, tuttavia, il contrasto rispetto a El Niño è molto evidente. Durante La Niña il campo differenziale conserva soprattutto l’anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale, mentre il corrispondente centro anticiclonico sulla Cina orientale è fortemente ridotto o assente. In altre parole, sopravvive il lobo settentrionale della struttura, ma manca la componente meridionale necessaria a generare un forte riscaldamento della Cina.
Questa differenza è pienamente coerente con il risultato delle precedenti Figure 5 e 6. Durante El Niño, gli SSW risultano maggiormente associati a un rafforzamento dell’onda planetaria 1, mentre durante La Niña il contributo relativo dell’onda 2 diventa molto più importante. La differente geometria delle due componenti ondulatorie produce inevitabilmente differenti distribuzioni longitudinali delle anomalie di geopotenziale. La stessa categoria di evento stratosferico può quindi essere raggiunta attraverso configurazioni troposferiche diverse e, proprio per questo, avere conseguenze regionali differenti.
Il risultato deve essere inserito nel più ampio dibattito sull’asimmetria delle teleconnessioni ENSO. Domeisen et al. sottolineano che la risposta della stratosfera a El Niño e La Niña non può essere considerata perfettamente lineare e speculare: El Niño presenta una connessione mediamente più robusta con l’indebolimento del vortice, mentre il segnale di La Niña risulta generalmente più sensibile alla selezione degli eventi, alla QBO, alla variabilità interna e ad altre condizioni del sistema atmosferico. La Figura 7 mostra che questa asimmetria non riguarda soltanto la stratosfera, ma si estende fino alla configurazione della media troposfera e alla temperatura superficiale della Cina.
Un altro aspetto particolarmente interessante è che la selezione di condizioni normali dello SPV modifica profondamente il pattern eurasiatico rispetto alle Figure 2 e 4. Nei compositi non condizionati, l’effetto netto degli SSW mostrava spesso un raffreddamento delle regioni settentrionali e un riscaldamento di quelle meridionali. Quando gli stati estremi del vortice vengono eliminati, tale struttura diventa molto meno evidente. Durante El Niño compare invece un riscaldamento relativamente diffuso sull’Eurasia, con un massimo sulla Cina orientale; durante La Niña prevale un raffreddamento su vaste regioni, con un centro sull’Eurasia nordorientale. Ciò dimostra che una parte del pattern climatico tradizionalmente attribuito agli SSW è fortemente legata alla forza stagionale complessiva del vortice, mentre la differenza fra El Niño e La Niña sulla Cina possiede una origine più specifica nelle teleconnessioni EAP.
Questo punto possiede implicazioni importanti anche per gli studi precedenti. Ineson e Scaife avevano mostrato che il percorso stratosferico può svolgere un ruolo attivo nella risposta europea a El Niño e che la presenza degli SSW distingue in modo importante gli inverni con forte segnale superficiale. La Figura 7 suggerisce che, nel caso della Cina, sia necessario compiere un’ulteriore distinzione: non basta stabilire se il vortice stagionale sia debole o forte, ma occorre comprendere quale configurazione troposferica abbia accompagnato il singolo SSW e come tale configurazione interagisca con la fase ENSO.
Anche il lavoro di Garfinkel et al. è particolarmente rilevante in questa prospettiva, perché mostra che il vortice polare possiede una variabilità interna considerevole e che la parte spiegabile dalla troposfera dipende dall’interferenza delle anomalie regionali con le onde stazionarie climatologiche. Pertanto, due inverni con un indice stagionale dello SPV molto simile possono avere storie dinamiche profondamente differenti: uno può aver sperimentato un forte impulso dell’onda 1 e un SSW, l’altro un vortice moderatamente debole ma relativamente stabile per gran parte della stagione. La Figura 7 sfrutta proprio questa differenza per dimostrare che l’evento SSW e la teleconnessione ENSO contengono informazioni che non sono completamente rappresentate dall’intensità stagionale media del vortice.
Da un punto di vista della prevedibilità, questa conclusione è molto rilevante. Un indice stagionale dello SPV fornisce una misura utile della condizione media della stratosfera, ma non è sufficiente per prevedere il segno della risposta regionale sulla Cina. Per ottenere una informazione più completa è necessario considerare simultaneamente la fase ENSO, l’eventuale insorgenza di un SSW, la struttura PNA, la NAO e il dipolo EAP. La revisione di Domeisen et al. sottolinea proprio che l’utilità della stratosfera per la previsione superficiale dipende dalla capacità di rappresentare correttamente le teleconnessioni e la loro interazione con altri modi climatici.
I simboli e i riquadri inseriti nella parte inferiore della Figura 7 anticipano infatti l’analisi quantitativa sviluppata nella sezione successiva dello studio. I pentagrammi gialli definiscono i quattro centri utilizzati per costruire l’indice PNA; le linee viola individuano le regioni impiegate per la NAO; i riquadri dedicati all’Eurasia nordorientale e alla Cina orientale consentono invece di misurare separatamente i due lobi della teleconnessione EAP. La scelta di questi indici permette agli autori di passare da una interpretazione visuale delle mappe a una valutazione quantitativa dell’evoluzione temporale delle teleconnessioni prima e dopo l’insorgenza degli SSW.
Questo aspetto è particolarmente importante per distinguere precursore e risposta. Se il minimo sull’Eurasia nordorientale e il massimo sulla Cina sono già presenti prima dell’onset dell’SSW durante El Niño, non possono essere interpretati interamente come conseguenza della perturbazione stratosferica. Se invece, dopo l’onset, la NAO tende progressivamente verso valori negativi, questo cambiamento può riflettere più direttamente il percorso discendente del segnale stratosferico. Tale distinzione temporale è necessaria per costruire una interpretazione causale rigorosa della teleconnessione.
La Figura 7 evidenzia quindi un principio fondamentale della dinamica climatica: controllare statisticamente una variabile non significa eliminare l’intera complessità del sistema, ma può aiutare a stabilire quali meccanismi abbiano una reale autonomia. Eliminando gli stati stagionali estremi del vortice, Hu et al. mostrano che la forte risposta calda della Cina durante El Niño con SSW non è una semplice conseguenza del confronto tra stagioni con SPV debole e forte. La risposta sopravvive perché la fase ENSO modifica la struttura troposferica e le onde planetarie in maniera diversa.
Durante El Niño, la configurazione favorevole agli SSW comprende un minimo geopotenziale sull’Eurasia nordorientale e, soprattutto, un massimo sulla Cina orientale. Quest’ultimo contribuisce direttamente alle anomalie calde attraverso la riorganizzazione del trasporto atmosferico. Durante La Niña, la perturbazione stratosferica può ancora favorire una NAO negativa e una anomalia depressionaria sull’Eurasia nordorientale, ma manca un robusto massimo geopotenziale sulla Cina. Il risultato termico è quindi profondamente diverso.
La conclusione raggiunta dalla Figura 7 è pertanto più forte di quella che sarebbe possibile ricavare dalle sole Figure 2–6. Non soltanto gli SSW riscaldano maggiormente la Cina durante El Niño rispetto a La Niña, ma questa differenza permane anche quando viene controllata la forza stagionale del vortice polare stratosferico. Ciò indica che l’asimmetria non è principalmente un effetto collaterale del diverso stato medio dello SPV, bensì il risultato di due percorsi troposferici distinti dell’ENSO.
In termini più generali, la Figura 7 consolida quindi la visione di un sistema atmosferico nel quale il Pacifico tropicale, la troposfera extratropicale e la stratosfera polare sono collegati attraverso una rete di interazioni bidirezionali. El Niño modifica il PNA e le onde planetarie, predispone una configurazione favorevole a determinati SSW e contemporaneamente crea sull’Asia orientale una struttura geopotenziale capace di favorire temperature relativamente elevate. La stratosfera perturbata può successivamente contribuire alla riorganizzazione della NAO e della circolazione eurasiatica. La Niña, pur potendo anch’essa accompagnarsi a SSW, costruisce un differente background troposferico e non produce lo stesso centro anticiclonico sulla Cina.
È proprio questa differenza nella geometria delle teleconnessioni, più che la semplice forza del vortice polare, a spiegare il risultato fondamentale dello studio: la presenza di un SSW rappresenta un potente amplificatore del riscaldamento della Cina durante El Niño, mentre durante La Niña il segnale freddo di fondo rimane molto più resistente alla perturbazione stratosferica. La Figura 7 dimostra così che, per comprendere e prevedere il clima di fine inverno sull’Asia orientale, non è sufficiente sapere se il vortice polare sia forte o debole. È necessario conoscere anche la fase ENSO, la configurazione delle onde planetarie e, soprattutto, la struttura delle anomalie troposferiche che collegano il Pacifico settentrionale, l’Eurasia nordorientale e la Cina.
4. Variazioni delle teleconnessioni troposferiche durante gli anni di El Niño e La Niña
L’analisi delle teleconnessioni troposferiche rappresenta un passaggio essenziale per comprendere perché gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso producano sulla Cina una risposta termica molto più intensa durante El Niño rispetto a La Niña. I risultati delle sezioni precedenti hanno infatti mostrato che la sola presenza di un SSW non è sufficiente a determinare il segno e l’ampiezza dell’anomalia superficiale: ciò che risulta decisivo è la configurazione dinamica nella quale l’evento stratosferico si sviluppa. Durante El Niño, gli SSW tendono a essere associati a una pronunciata anomalia depressionaria sull’Eurasia nordorientale e a un’anomalia anticiclonica sulla Cina orientale; durante La Niña, invece, il lobo settentrionale depressionario rimane riconoscibile, mentre la controparte anticiclonica sulla Cina risulta molto più debole o può essere del tutto assente. Ne deriva una differenza sostanziale nell’advezione termica, nella circolazione regionale e nella risposta della temperatura superficiale. Per comprendere la natura di tale asimmetria è quindi necessario seguire nel tempo le teleconnessioni troposferiche e distinguere le componenti legate direttamente all’ENSO da quelle che precedono o seguono la perturbazione del vortice polare.
L’idea di teleconnessione atmosferica è centrale nella moderna climatologia dinamica. Con questo termine si indicano configurazioni statisticamente ricorrenti di anomalie della circolazione che collegano regioni geograficamente molto lontane attraverso la propagazione delle onde di Rossby e l’interazione onda–flusso medio. Il lavoro classico di Wallace e Gutzler mostrò come la circolazione invernale dell’emisfero settentrionale sia caratterizzata da pattern spaziali ricorrenti del geopotenziale, tra cui il Pacific–North American pattern e il Western Pacific pattern. Queste strutture non rappresentano semplici correlazioni geografiche, ma l’espressione di una dinamica ondulatoria capace di trasferire l’influenza di anomalie tropicali verso le medie e alte latitudini. La successiva letteratura teorica e modellistica ha chiarito che il riscaldamento anomalo del Pacifico tropicale modifica la convezione, la divergenza nella troposfera superiore e le sorgenti di vorticità, generando treni di onde di Rossby che si propagano verso il Pacifico settentrionale e il Nord America e, attraverso interazioni con il flusso extratropicale, possono raggiungere l’Atlantico e l’Eurasia. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler sottolinea come questi treni d’onda rappresentino il principale collegamento troposferico attraverso cui l’ENSO influenza anche la stratosfera boreale.
In questa prospettiva, il PNA svolge il ruolo di prima grande risposta extratropicale alle anomalie tropicali ENSO. Durante El Niño il PNA tende generalmente verso la propria fase positiva, mentre durante La Niña assume più frequentemente una configurazione negativa. La Figura 8 dello studio mostra che questo comportamento persiste per gran parte dell’inverno anche quando si considerano soltanto condizioni normali del vortice polare stratosferico. L’indice PNA rimane infatti prevalentemente positivo durante El Niño e negativo durante La Niña, mentre la differenza tra gli inverni con e senza SSW è generalmente relativamente piccola. Questa caratteristica indica che il PNA appartiene soprattutto al background troposferico imposto dalla fase ENSO, piuttosto che rappresentare una conseguenza diretta dell’SSW.
Il risultato è coerente con la comprensione moderna delle teleconnessioni ENSO. Domeisen et al. mostrano che le teleconnessioni troposferiche extratropicali dell’ENSO vengono principalmente trasmesse attraverso treni quasi stazionari di onde di Rossby generati dalla forzante convettiva tropicale e successivamente mantenuti o modificati dall’interazione con il flusso delle medie latitudini. Il PNA rappresenta quindi una sorta di “struttura di fondo” sulla quale possono sovrapporsi ulteriori perturbazioni associate alla variabilità del vortice polare. Questo aiuta a spiegare perché, negli inverni di El Niño, la differenza dell’indice PNA tra casi con e senza SSW rimanga modesta: entrambi i gruppi condividono la medesima forzante tropicale e quindi una parte rilevante della teleconnessione Pacifico–Nord America.
La situazione durante La Niña presenta tuttavia una sfumatura interessante. Sebbene l’indice PNA rimanga generalmente negativo sia negli inverni con sia in quelli senza SSW, la differenza fra i due gruppi diventa statisticamente significativa all’inizio e verso la metà di gennaio, circa due settimane prima della data media di onset degli SSW. Questo segnale è importante perché suggerisce che, almeno durante La Niña, una riorganizzazione del PNA possa precedere l’evento stratosferico. Non significa necessariamente che il cambiamento del PNA sia la causa unica del successivo SSW, ma indica che una modificazione della teleconnessione Pacifico–Nord America può alterare la struttura e la fase delle onde planetarie che raggiungono la stratosfera.
Questo comportamento è coerente con gli studi sui precursori troposferici del vortice polare. Garfinkel, Hartmann e Sassi hanno mostrato che la variabilità della circolazione nel Pacifico settentrionale e nell’Europa orientale può approfondire o appiattire le onde stazionarie climatologiche, soprattutto le componenti zonali 1 e 2, modificando così il flusso verticale di Eliassen–Palm verso la stratosfera. L’importanza non risiede quindi soltanto nell’intensità assoluta di un PNA positivo o negativo, ma nella posizione e nella fase delle anomalie rispetto alle onde climatologiche. Un piccolo riaggiustamento troposferico può produrre un’interferenza costruttiva o distruttiva molto diversa e quindi cambiare sensibilmente il forcing esercitato sul vortice.
Se il PNA rappresenta soprattutto il percorso troposferico dell’ENSO, la NAO mostra invece una relazione molto più evidente con la variabilità stratosferica. Durante gli inverni di El Niño accompagnati da SSW, la Figura 8 indica che la NAO tende a essere positiva prima dell’onset, per poi passare rapidamente a una fase negativa successivamente all’evento. Questa evoluzione temporale è coerente con una delle caratteristiche meglio documentate dell’accoppiamento stratosfera–troposfera: un vortice polare fortemente indebolito viene frequentemente seguito da una maggiore probabilità di NAM e NAO negativi nella troposfera.
Il lavoro fondamentale di Baldwin e Dunkerton dimostrò che grandi anomalie della circolazione stratosferica possono propagarsi progressivamente verso la bassa stratosfera ed essere seguite, nei circa sessanta giorni successivi, da anomalie superficiali simili alla fase negativa dell’Arctic Oscillation e da cambiamenti nella distribuzione probabilistica della NAO, delle storm tracks e degli eventi meteorologici alle medie latitudini. L’evoluzione mostrata nella presente analisi — NAO positiva prima dell’SSW e negativa successivamente — costituisce quindi una firma compatibile con il percorso discendente della perturbazione stratosferica.
La causalità resta tuttavia complessa. La NAO può essere influenzata direttamente dall’ENSO anche senza l’intervento della stratosfera. Jiménez-Esteve e Domeisen hanno infatti dimostrato l’esistenza di un percorso troposferico ENSO–Nord Atlantico nel quale le anomalie originate nel Pacifico vengono trasferite progressivamente verso l’Atlantico attraverso la modifica della baroclinicità, dei transient eddies e della posizione del getto. Il loro lavoro mostra inoltre che lo stato del vortice polare può modificare profondamente questo percorso: durante El Niño gli effetti europei più forti emergono negli anni con vortice debole, mentre durante La Niña il comportamento può essere differente. Ne deriva che la NAO osservata in un inverno ENSO è il prodotto di almeno due contributi, uno troposferico e uno stratosferico, che possono rafforzarsi oppure contrastarsi reciprocamente.
Questo spiega un risultato apparentemente paradossale dello studio: negli inverni di El Niño senza SSW, la NAO tende già verso valori negativi per una parte considerevole della stagione, sebbene il segnale non sia sempre statisticamente significativo. In tali casi la configurazione negativa può quindi essere sostenuta dal percorso troposferico dell’ENSO. Quando invece si verifica un SSW, l’evoluzione della NAO risulta molto più nettamente collegata all’onset dell’evento, con un rapido passaggio da valori positivi a negativi. La stessa anomalia superficiale può dunque essere raggiunta attraverso percorsi dinamici differenti.
L’importanza di distinguere le due vie è stata sottolineata anche da Ineson e Scaife, che mostrarono come la risposta climatica europea di fine inverno a El Niño sia significativamente amplificata negli anni caratterizzati da SSW, con condizioni più fredde nell’Europa settentrionale e più miti nella parte meridionale. Successivamente Polvani et al. hanno mostrato come ENSO e SSW debbano essere trattati come due sorgenti distinte ma interagenti della variabilità invernale del Nord Atlantico e dell’Eurasia, mentre Oehrlein, Chiodo e Polvani hanno utilizzato grandi ensemble per separarne quantitativamente gli effetti. La sezione qui analizzata estende questo quadro verso l’Asia orientale, dove la teleconnessione più importante non è necessariamente la NAO ma il dipolo tra Eurasia nordorientale e Cina orientale.
La risposta della NAO durante La Niña conferma ulteriormente che la fase ENSO modifica il modo in cui il segnale stratosferico viene ricevuto dalla troposfera. Negli inverni La Niña con SSW non compare una transizione verso valori negativi della NAO altrettanto netta e persistente di quella osservata durante El Niño. Ciò suggerisce una possibile interferenza fra la teleconnessione troposferica di La Niña e l’influenza discendente dell’SSW. Negli anni senza SSW, la NAO rimane prevalentemente positiva tra gennaio e marzo; tuttavia, confrontando direttamente i casi con e senza SSW, emerge una significativa differenza negativa intorno alla data di onset. Questo dimostra che l’SSW continua a esercitare un’influenza sul Nord Atlantico anche durante La Niña, ma tale influenza viene parzialmente mascherata o contrastata dalla configurazione troposferica di fondo.
Questo risultato è particolarmente importante perché impedisce di concludere che la stratosfera “non funzioni” durante La Niña. L’accoppiamento discendente è ancora presente, ma opera in un ambiente dinamico differente. Il segnale finale della NAO dipende dalla sovrapposizione tra la risposta stratosferica e la teleconnessione troposferica ENSO. Tale sovrapposizione può essere costruttiva durante alcuni El Niño e più distruttiva durante La Niña. La variabilità interna atmosferica complica ulteriormente il quadro: Oehrlein et al. hanno mostrato che l’ampiezza e la struttura geografica della risposta superficiale agli SSW variano notevolmente da un campione all’altro e che gran parte di questa incertezza deriva dalla variabilità troposferica indipendente piuttosto che dalla sola intensità del vortice polare.
L’aspetto più innovativo della sezione riguarda però il dipolo eurasiatico, analizzato attraverso gli indici HEC e LNE. L’HEC rappresenta l’anomalia dell’altezza geopotenziale a 500 hPa sulla Cina orientale, compresa tra 25° e 40°N e 100°–120°E, e misura quindi l’intensità del lobo anticiclonico meridionale. L’LNE rappresenta invece il geopotenziale sull’Eurasia nordorientale, tra 55° e 75°N e 70°–150°E, e misura il lobo settentrionale depressionario. Sottraendo LNE da HEC si ottiene un indice dipolare capace di quantificare l’intensità della configurazione che le analisi precedenti hanno identificato come centrale per la risposta termica della Cina.
La scelta di analizzare separatamente i due lobi è particolarmente appropriata perché la loro evoluzione non è simmetrica. Durante El Niño, HEC è generalmente positivo, indicando che la fase calda del Pacifico favorisce già di per sé una tendenza verso geopotenziali elevati sulla Cina orientale. Tuttavia, negli inverni accompagnati da SSW il segnale diventa sensibilmente più intenso. Le differenze fra anni con e senza evento emergono in diversi momenti della stagione, in particolare tra inizio e metà dicembre, a metà febbraio e all’inizio di marzo. Ciò suggerisce che il centro anticiclonico orientale non rappresenti semplicemente una risposta post-SSW, ma faccia parte di una configurazione troposferica persistente.
L’analisi centrata sull’onset conferma questa interpretazione in maniera particolarmente eloquente. Durante El Niño, l’indice HEC rimane positivo sia prima sia dopo l’SSW, ma aumenta rapidamente a partire da circa dieci giorni prima dell’evento e raggiunge il massimo proprio intorno al giorno 0. Questa sequenza temporale rende difficile interpretare l’anticiclone cinese esclusivamente come effetto della propagazione discendente dalla stratosfera: esso è già in fase di intensificazione quando il vortice non ha ancora raggiunto la soglia dinamica che definisce l’SSW.
L’anomalia positiva sulla Cina orientale deve quindi essere considerata anche come parte del precursore troposferico dell’evento. Il quadro è coerente con il meccanismo di interferenza lineare proposto da Garfinkel et al., secondo cui la disposizione delle anomalie troposferiche può rafforzare le onde stazionarie climatologiche e aumentare il wave driving diretto verso la stratosfera. Durante El Niño, la contemporanea presenza dell’alta pressione anomala sulla Cina e della bassa pressione sull’Eurasia nordorientale crea una struttura ondulatoria che favorisce l’amplificazione dell’onda planetaria 1, coerentemente con quanto osservato nelle analisi del flusso EP.
La persistenza dell’HEC positivo dopo l’onset assume però un significato diverso. Una volta verificatosi l’SSW, l’anomalia anticiclonica non scompare immediatamente ma continua a influenzare la circolazione dell’Asia orientale. Ciò favorisce la riduzione dell’avvezione di aria fredda continentale verso la Cina orientale e meridionale e contribuisce a mantenere temperature superiori alla climatologia. In questo senso la medesima struttura può svolgere due ruoli temporalmente consecutivi: prima dell’SSW contribuisce alla configurazione ondulatoria favorevole al disturbo del vortice; dopo l’evento costituisce una delle principali cause del riscaldamento superficiale regionale.
Questa dualità rappresenta un esempio molto chiaro della bidirezionalità dell’accoppiamento troposfera–stratosfera. La troposfera non è semplicemente un destinatario passivo delle anomalie provenienti dall’alto. Essa costruisce inizialmente le onde che disturbano il vortice e successivamente riceve una risposta stratosferica che può rinforzare, mantenere o modificare le anomalie già presenti. La revisione di Domeisen et al. pone grande enfasi proprio su questa complessità, sottolineando che il percorso ENSO–stratosfera–superficie non è una catena rigidamente unidirezionale ma un sistema nel quale teleconnessioni troposferiche, wave forcing e variabilità del vortice interagiscono continuamente.
Durante La Niña, il comportamento dell’HEC è profondamente differente. L’indice tende prevalentemente verso valori negativi, indicando geopotenziali inferiori alla climatologia sulla Cina orientale. Negli anni con SSW il segnale diventa addirittura più negativo tra gennaio e marzo rispetto ai casi privi di evento. Quando l’analisi viene centrata sull’onset, l’HEC intorno al giorno 0 risulta quasi nullo e non mostra il forte massimo pre-SSW caratteristico di El Niño. Ne deriva una conclusione dinamica molto importante: l’anomalia anticiclonica sulla Cina orientale non rappresenta un precursore sistematico degli SSW durante La Niña.
È precisamente questa differenza a spiegare gran parte dell’asimmetria termica dello studio. Durante El Niño, il sistema troposferico che precede l’SSW contiene già una forte struttura favorevole al riscaldamento cinese; durante La Niña, la stessa componente è assente. Di conseguenza, anche quando il vortice viene perturbato e si verifica un SSW, la risposta discendente non trova sulla Cina un background anticiclonico da rinforzare. Il segnale superficiale rimane quindi molto più debole o persino freddo.
Il comportamento dell’indice LNE completa questa interpretazione. Durante El Niño con SSW, LNE tende a essere negativo prima della data media dell’evento, mostrando una bassa pressione anomala sull’Eurasia nordorientale. Dopo l’onset, il segnale cambia gradualmente segno. Se invece non si verifica alcun SSW, l’indice rimane più frequentemente positivo, soprattutto dalla fine di gennaio. La presenza di una bassa pressione sull’Eurasia nordorientale distingue quindi nettamente gli inverni El Niño che culminano in un SSW da quelli che non lo sviluppano.
L’analisi centrata sull’evento rende ancora più evidente il carattere precursore di LNE. Intorno a dieci giorni prima dell’onset il geopotenziale sull’Eurasia nordorientale diminuisce rapidamente, raggiungendo il minimo circa un giorno prima dell’SSW. Il comportamento impulsivo è coerente con un rapido rafforzamento della struttura troposferica favorevole al trasferimento di attività ondulatoria verso la stratosfera. Immediatamente dopo l’evento il segnale passa invece a valori positivi, mostrando come la configurazione precursore sia relativamente transitoria.
Questo risultato si integra perfettamente con le anomalie dell’EP flux mostrate nella Figura 6. Negli El Niño con SSW, l’onda 1 aumenta fortemente proprio nel periodo che precede il disturbo del vortice. La bassa pressione sull’Eurasia nordorientale e l’alta pressione sulla Cina orientale rappresentano quindi la firma spaziale della configurazione che contribuisce a rafforzare il wave driving. Garfinkel et al. hanno mostrato che anomalie troposferiche regionali possono modificare rapidamente il flusso EP e indebolire il vortice su scale dell’ordine di alcune settimane. La temporizzazione di LNE e HEC osservata nello studio risulta quindi fisicamente coerente con tale meccanismo.
Durante La Niña, LNE presenta invece una evoluzione molto più persistente. Negli inverni con SSW l’indice rimane per gran parte della stagione negativo e raggiunge valori minimi più intensi rispetto a quelli osservati durante El Niño. Nell’analisi relativa all’onset, la bassa pressione inizia a intensificarsi circa 25 giorni prima dell’evento, raggiunge il minimo intorno a tre giorni prima e rimane complessivamente negativa anche dopo l’SSW. La differenza rispetto a El Niño è quindi duplice: l’anomalia inizia prima ed è molto più persistente.
Questa persistenza è fondamentale per il clima superficiale dell’Eurasia settentrionale. Una bassa pressione anomala duratura sull’Eurasia nordorientale può mantenere una configurazione favorevole a temperature inferiori alla norma per un periodo prolungato. Poiché durante La Niña manca simultaneamente un forte lobo anticiclonico sulla Cina, il risultato finale non è il dipolo “bassa pressione a nord–alta pressione a sud” ben organizzato osservato negli El Niño con SSW, ma una struttura dominata dal lobo settentrionale negativo.
Ciò aiuta a comprendere anche la diversa natura ondulatoria degli SSW nelle due fasi ENSO. Durante El Niño, il dipolo completo HEC–LNE è coerente con una forte amplificazione dell’onda planetaria 1; durante La Niña, la persistenza del minimo settentrionale senza un equivalente massimo sulla Cina contribuisce a una struttura più favorevole all’onda 2. Tale differenza è stata evidenziata dalle analisi del flusso EP della sezione precedente e costituisce uno dei meccanismi più interessanti dello studio.
La letteratura mostra che la risposta stratosferica a El Niño e La Niña non è perfettamente simmetrica. Butler et al., riesaminando il record osservativo, evidenziarono che gli SSW possono verificarsi durante entrambe le fasi ENSO e che la relazione fra ENSO e frequenza degli eventi è più complessa di quanto una semplice dicotomia “El Niño = vortice debole, La Niña = vortice forte” possa suggerire. La revisione di Domeisen et al. ha ulteriormente sottolineato le non linearità, la sensibilità alla definizione degli eventi e la forte influenza della variabilità interna. La nuova analisi delle teleconnessioni aggiunge un elemento importante: anche quando entrambe le fasi ENSO riescono a produrre un SSW, il percorso troposferico che conduce all’evento può essere profondamente diverso.
Particolarmente significativo è il fatto che queste analisi vengano condotte mantenendo il vortice polare stagionale in condizioni normali. Il controllo dello SPV riduce la possibilità che le differenze osservate siano semplicemente una conseguenza del confronto tra stagioni caratterizzate da vortici eccezionalmente deboli o forti. Le anomalie temporali del PNA, della NAO e soprattutto del dipolo HEC–LNE continuano a emergere anche in assenza di stati estremi dello SPV. Ciò rafforza l’interpretazione secondo cui la differenza El Niño–La Niña sia radicata principalmente nella struttura delle teleconnessioni troposferiche.
Resta tuttavia necessaria una cautela causale. La classificazione “con SSW” seleziona inevitabilmente inverni nei quali la troposfera era già favorevole alla perturbazione della stratosfera. La differenza con gli inverni “senza SSW” non può quindi essere attribuita completamente alla discesa del segnale stratosferico. Oehrlein et al. hanno dimostrato quanto la variabilità troposferica indipendente possa alterare la risposta superficiale degli SSW e quanto sia difficile isolare un segnale stratosferico puro basandosi soltanto sui compositi osservativi. Proprio per questo l’analisi temporale rispetto all’onset è particolarmente preziosa: se una struttura si intensifica prima del giorno 0, è molto più plausibile interpretarla come precursore; se emerge soltanto dopo l’evento, l’ipotesi di un contributo discendente diventa più convincente.
Applicando questo criterio, lo studio suggerisce una separazione concettuale abbastanza chiara. Il PNA costituisce principalmente la teleconnessione tropicale di fondo dell’ENSO; la NAO mostra una componente più direttamente sensibile alla risposta post-SSW; HEC e LNE descrivono invece una teleconnessione EAP che svolge contemporaneamente un ruolo di precursore e di modulatore del clima regionale. Durante El Niño, il dipolo completo si intensifica prima dell’SSW e il suo lobo anticiclonico meridionale persiste successivamente, fornendo un ponte dinamico fra la genesi dell’evento stratosferico e il successivo riscaldamento cinese. Durante La Niña, il lobo settentrionale depressionario domina la configurazione, mentre quello meridionale è assente o debole.
Il confronto con le teleconnessioni nord-atlantiche consente di apprezzare ancora meglio l’importanza regionale del dipolo. Sia durante El Niño sia durante La Niña gli SSW possono modificare la NAO, sebbene con intensità e tempistiche differenti. Ciò indica che la risposta discendente sul Nord Atlantico possiede una certa robustezza rispetto alla fase ENSO. Sulla Cina, invece, la risposta dipende in maniera decisiva dal fatto che sia presente oppure no il lobo HEC positivo. Questo significa che una previsione basata esclusivamente sullo stato del vortice o sulla NAO non sarebbe sufficiente per determinare il segno delle anomalie termiche sull’Asia orientale.
Le implicazioni per la prevedibilità sub-stagionale sono notevoli. ENSO fornisce una sorgente di informazione stagionale relativamente lenta; il PNA rappresenta una delle prime manifestazioni extratropicali di tale forcing; la configurazione HEC–LNE può fornire informazioni aggiuntive sulla probabilità di un prossimo disturbo del vortice; e l’eventuale SSW introduce una nuova sorgente di memoria atmosferica capace di influenzare la troposfera per diverse settimane. Baldwin e Dunkerton avevano già evidenziato come le anomalie stratosferiche possano precedere cambiamenti nella probabilità dei regimi meteorologici superficiali. La combinazione di ENSO, teleconnessioni troposferiche e stato stratosferico offre quindi una base fisica per estendere la prevedibilità oltre i limiti tradizionali della meteorologia sinottica.
Allo stesso tempo, il carattere probabilistico deve essere mantenuto in primo piano. La presenza di un HEC positivo o di un LNE negativo non garantisce la comparsa di un SSW; analogamente, un SSW non garantisce automaticamente il riscaldamento della Cina. La variabilità interna, la QBO, la posizione dei getti, l’intensità del vortice preesistente e il timing degli impulsi ondulatori possono modificare profondamente l’evoluzione del sistema. Domeisen et al. sottolineano proprio che, anche a parità di ENSO, la variabilità atmosferica interna può produrre teleconnessioni extratropicali assai differenti.
La variabilità intrastagionale dell’ENSO stesso costituisce un ulteriore fattore. Geng et al., studiando l’inverno 2015/16 e altri eventi estremi, hanno mostrato che anche durante un forte El Niño la risposta dell’Asia orientale può cambiare drasticamente nel corso della stagione e produrre episodi freddi intensi attraverso l’evoluzione sub-stagionale della circolazione. Questo risultato aiuta a comprendere perché un indice stagionale ENSO non possa essere utilizzato come predittore deterministico della temperatura cinese: la teleconnessione deve essere continuamente rivalutata in funzione dell’evoluzione troposferica e stratosferica.
Nel quadro complessivo dello studio, la sezione sulle variazioni delle teleconnessioni troposferiche fornisce dunque la prova temporale che mancava alle precedenti analisi spaziali. Le mappe delle Figure 3, 5 e 7 avevano mostrato che El Niño con SSW è associato a un dipolo tra Eurasia nordorientale e Cina orientale, mentre La Niña presenta soprattutto il lobo settentrionale. La Figura 8 chiarisce che PNA e NAO possiedono evoluzioni differenti e separa la teleconnessione ENSO di fondo dalla risposta maggiormente connessa agli SSW. La Figura 9 mostra poi che il dipolo eurasiatico non rappresenta semplicemente una struttura media stagionale, ma possiede una precisa evoluzione temporale rispetto all’onset.
Durante El Niño, l’alta pressione sulla Cina orientale è già presente per gran parte dell’inverno, aumenta rapidamente circa dieci giorni prima dell’SSW, raggiunge il massimo in corrispondenza dell’onset e persiste successivamente. Contemporaneamente, la bassa pressione sull’Eurasia nordorientale si intensifica impulsivamente nei dieci giorni precedenti e raggiunge il minimo immediatamente prima dell’evento, per poi dissolversi rapidamente. Il quadro suggerisce quindi un precursore troposferico particolarmente organizzato: il dipolo completo raggiunge la massima intensità poco prima dell’SSW, favorisce la propagazione dell’onda 1 e, dopo il collasso del vortice, il ramo anticiclonico cinese rimane attivo abbastanza a lungo da produrre un riscaldamento significativo.
Durante La Niña, il comportamento è radicalmente differente. L’alta pressione sulla Cina non costituisce un elemento rilevante e l’HEC rimane prevalentemente negativo; la bassa pressione sull’Eurasia nordorientale inizia invece a rafforzarsi diverse settimane prima dell’SSW, raggiunge il massimo pochi giorni prima e persiste anche successivamente. Questa struttura favorisce una diversa organizzazione delle onde planetarie, maggiormente associata all’onda 2, e mantiene condizioni favorevoli al freddo sulle regioni settentrionali ed orientali dell’Eurasia.
Il risultato finale è che la stessa categoria stratosferica — un SSW maggiore — emerge da due background dinamici differenti. Durante El Niño il precursore è un dipolo troposferico completo che contemporaneamente favorisce il disturbo del vortice e predispone la Cina al riscaldamento. Durante La Niña il precursore è maggiormente dominato dall’anomalia depressionaria settentrionale e manca un robusto ramo anticiclonico sulla Cina. L’SSW può quindi prodursi comunque, ma il sistema troposferico sul quale la risposta discendente agisce è profondamente diverso.
In conclusione, la sezione “Variazioni delle teleconnessioni troposferiche durante gli anni di El Niño e La Niña”mostra che l’asimmetria della risposta termica cinese non può essere spiegata attraverso la sola dinamica stratosferica. Il PNA fornisce il background tropicale–extratropicale legato all’ENSO; la NAO documenta una risposta più chiaramente sensibile alla perturbazione stratosferica; il dipolo HEC–LNE costituisce invece l’elemento regionale decisivo che collega l’ENSO, il forcing ondulatorio degli SSW e il clima della Cina. La sua evoluzione temporale dimostra che, durante El Niño, le anomalie sulla Cina orientale e sull’Eurasia nordorientale sono in parte precursori dell’evento stratosferico e in parte strutture persistenti capaci di influenzare la superficie dopo l’onset. Durante La Niña, l’assenza del lobo anticiclonico cinese impedisce la formazione dello stesso pattern di riscaldamento.
La conseguenza scientifica più importante è quindi che la maggiore capacità degli SSW di riscaldare la Cina durante El Niño nasce dall’interazione tra la teleconnessione ENSO preesistente e la successiva perturbazione stratosferica, non semplicemente dal collasso del vortice polare in sé. Il sistema deve essere interpretato come una sequenza dinamica integrata: il Pacifico tropicale modifica il PNA, il PNA e le anomalie dell’Asia orientale modificano le onde planetarie, le onde perturbano il vortice, l’SSW altera successivamente la NAO e la circolazione emisferica, mentre il dipolo eurasiatico determina se la Cina si trovi sotto una configurazione favorevole al caldo oppure al freddo. È questa interazione fra percorsi troposferici e stratosferici, differente tra El Niño e La Niña, a fornire la spiegazione più completa dell’asimmetria climatica osservata nello studio.
Figura 8 – Evoluzione del PNA e della NAO durante El Niño e La Niña: interazione tra teleconnessioni troposferiche, SSW e accoppiamento stratosfera–troposfera
La Figura 8 rappresenta un passaggio particolarmente importante nell’interpretazione dinamica dello studio di Hu et al., perché permette di abbandonare temporaneamente la prospettiva puramente stagionale delle mappe composite e di seguire giorno per giorno l’evoluzione di due tra le più importanti modalità di teleconnessione atmosferica dell’emisfero settentrionale: il Pacific–North American pattern, PNA, e la North Atlantic Oscillation, NAO. L’obiettivo principale non consiste semplicemente nello stabilire se questi pattern siano positivi o negativi durante El Niño e La Niña, ma nel comprendere quando si sviluppino le differenze tra gli inverni caratterizzati dalla presenza di un riscaldamento stratosferico improvviso e quelli nei quali l’SSW non si verifica. La dimensione temporale assume quindi un valore diagnostico fondamentale, perché consente di distinguere almeno in parte le anomalie che precedono il disturbo del vortice polare — potenzialmente interpretabili come precursori troposferici — dalle modificazioni che emergono successivamente all’onset e che possono essere maggiormente compatibili con un’influenza discendente della stratosfera. Questo approccio è centrale per il risultato complessivo del lavoro del 2026, secondo cui il diverso riscaldamento della Cina durante El Niño e La Niña deriva dalla differente struttura delle teleconnessioni troposferiche che accompagnano gli SSW.
L’analisi viene condotta esclusivamente sugli eventi ENSO moderati e, soprattutto, sugli inverni nei quali il vortice polare stratosferico medio stagionale presenta condizioni considerate normali. Questa selezione rappresenta un importante controllo metodologico. Un SSW è infatti un evento transitorio, mentre la forza dello SPV mediata su gennaio–marzo descrive lo stato stagionale complessivo della stratosfera. Se gli inverni con SSW fossero semplicemente anche gli inverni caratterizzati da un vortice eccezionalmente debole per tutta la stagione, sarebbe difficile distinguere l’effetto specifico dell’evento dalle conseguenze più generali di uno SPV stagionalmente anomalo. Limitando l’analisi alle condizioni normali del vortice, gli autori mostrano che le differenze nel PNA e nella NAO non possono essere ricondotte esclusivamente agli estremi della circolazione stratosferica media. Naturalmente tale procedura non elimina ogni influenza della stratosfera: un inverno classificato come stagionalmente normale può comunque contenere una significativa perturbazione episodica del vortice. Proprio questa caratteristica rende il test particolarmente utile, perché permette di analizzare il singolo SSW senza confonderlo completamente con lo stato medio dell’intera stagione.
La scelta di esaminare contemporaneamente PNA e NAO possiede inoltre una precisa logica dinamica. Il PNA rappresenta una delle manifestazioni più classiche della risposta extratropicale alla variabilità del Pacifico tropicale. Wallace e Gutzler, nel loro lavoro fondamentale sulle teleconnessioni dell’emisfero settentrionale, identificarono il PNA come una struttura ricorrente del geopotenziale invernale caratterizzata da centri di azione alternati nel Pacifico e sul Nord America, interpretabili come espressione di onde planetarie quasi stazionarie. L’ENSO modifica la posizione e l’intensità della convezione tropicale e della divergenza nella troposfera superiore, alterando le sorgenti delle onde di Rossby e favorendo la formazione di un treno d’onda che attraversa il Pacifico settentrionale. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler evidenzia come questa risposta troposferica costituisca anche una componente fondamentale della teleconnessione tra ENSO e stratosfera, perché le anomalie del Pacifico settentrionale possono modificare la propagazione verticale delle onde planetarie e quindi la forza del vortice polare.
Nel pannello relativo agli El Niño moderati, il comportamento del PNA è particolarmente istruttivo. L’indice rimane prevalentemente positivo per gran parte dell’inverno, sia negli anni nei quali si verifica un SSW sia negli anni senza riscaldamento stratosferico. Le curve associate ai due gruppi seguono un’evoluzione relativamente simile e la loro differenza rimane generalmente vicina allo zero. Ciò suggerisce che la fase positiva del PNA rappresenti soprattutto il background troposferico caratteristico di El Niño e non una risposta specifica alla presenza dell’SSW. La teleconnessione è quindi già stabilita indipendentemente dal successivo destino del vortice polare.
Questo comportamento è pienamente coerente con la distinzione tra forcing tropicale e variabilità stratosferica. El Niño agisce innanzitutto sulla troposfera attraverso la modifica della convezione tropicale e delle onde di Rossby; la struttura PNA emerge quindi come risposta relativamente diretta al forcing oceanico-atmosferico tropicale. Il fatto che essa rimanga positiva tanto negli inverni con quanto in quelli senza SSW indica che il PNA da solo non è sufficiente a determinare se il vortice polare subirà o meno un collasso maggiore. È necessario considerare ulteriori aspetti, tra cui la precisa posizione dei centri di geopotenziale, la fase delle anomalie rispetto alle onde climatologiche, la struttura delle onde 1 e 2 e lo stato precedente della stratosfera. La revisione di Domeisen et al. sottolinea proprio che, sebbene El Niño sia mediamente associato a una maggiore propagazione ondulatoria verso la stratosfera e a un vortice più debole, la variabilità tra un evento e l’altro rimane molto elevata e la teleconnessione non deve essere interpretata deterministicamente.
Il PNA positivo può quindi essere considerato come una sorta di predisposizione dinamica generale, mentre il verificarsi dell’SSW richiede una particolare configurazione delle anomalie troposferiche. Le Figure 5 e 6 dello stesso studio hanno mostrato che negli El Niño con SSW la depressione aleutinica tende a estendersi maggiormente verso l’Eurasia nordorientale e il forcing ascendente dell’onda planetaria 1 diventa particolarmente intenso tra gennaio e febbraio. Il PNA medio positivo non descrive completamente questa riorganizzazione. Due inverni possono possedere valori PNA relativamente simili e tuttavia differire profondamente nella struttura longitudinale dell’onda e quindi nella capacità di perturbare il vortice.
La Figura 8 chiarisce proprio questo punto: la semplice intensità dell’indice PNA non è il discriminante fondamentale per gli SSW durante El Niño. Ciò rappresenta un’importante cautela nell’utilizzo degli indici climatici. Un indice comprime una struttura spaziale complessa in un unico numero; può descrivere adeguatamente l’ampiezza complessiva di una teleconnessione ma non necessariamente la posizione precisa dei centri di azione o l’interferenza con le onde climatologiche. Due campi di geopotenziale differenti possono quindi produrre indici PNA simili ma trasferire quantità molto differenti di attività ondulatoria verso la stratosfera.
Durante La Niña moderata la situazione risulta speculare soltanto in parte. L’indice PNA rimane prevalentemente negativo durante l’inverno, coerentemente con la risposta di segno opposto della teleconnessione Pacifico–Nord America. Questo conferma che, anche durante La Niña, il PNA è principalmente controllato dal background ENSO. Tuttavia, la differenza tra gli inverni con e senza SSW diventa statisticamente significativa per un breve intervallo tra l’inizio e la metà di gennaio, cioè prima della data media di onset dell’SSW. Questo dettaglio temporale possiede un valore dinamico considerevole.
Il fatto che il segnale emerga prima del riscaldamento stratosferico significa infatti che esso non può essere attribuito alla risposta discendente successiva all’evento. È più plausibile interpretarlo come parte di un riaggiustamento troposferico che precede la perturbazione del vortice. Il nuovo studio suggerisce che gli SSW durante La Niña siano associati soprattutto a un rafforzamento dell’onda planetaria 2, mentre l’onda 1 tende a essere soppressa; un cambiamento anche relativamente modesto della teleconnessione PNA può modificare la fase e la geometria delle onde planetarie e contribuire a creare condizioni favorevoli a questa diversa via dinamica verso l’SSW.
Il carattere precursore delle anomalie troposferiche è coerente con una vasta letteratura sull’interazione onda–vortice. Gli SSW non nascono spontaneamente nella stratosfera, ma sono generalmente preceduti da un aumento della propagazione di onde planetarie provenienti dalla troposfera. Le anomalie della circolazione del Pacifico settentrionale e dell’Eurasia possono modificare l’ampiezza delle onde stazionarie attraverso interferenza costruttiva o distruttiva. Se il pattern anomalo si trova in fase con la struttura climatologica, l’onda complessiva si amplifica e aumenta il flusso verticale di attività ondulatoria; se invece è fuori fase, la propagazione verso l’alto viene attenuata. La revisione ENSO–stratosfera mostra che proprio questo meccanismo è essenziale per collegare il Pacifico tropicale alla variabilità del vortice polare.
La seconda metà della Figura 8, dedicata alla NAO, offre un quadro dinamico ancora più interessante. A differenza del PNA, la NAO non risponde principalmente e in modo persistente al segno dell’ENSO, ma mostra un’evoluzione molto più sensibile all’occorrenza degli SSW. Questo comportamento riflette la natura della NAO come modalità dominante della variabilità atmosferica del settore nord-atlantico, fortemente influenzata tanto dai processi troposferici quanto dall’accoppiamento discendente con la stratosfera.
Il collegamento tra vortice polare e NAO rappresenta uno dei risultati più consolidati della dinamica stratosfera–troposfera. Baldwin e Dunkerton mostrarono che grandi perturbazioni della circolazione stratosferica possono propagarsi verso livelli inferiori e essere seguite, durante i circa sessanta giorni successivi, da anomalie della pressione superficiale simili alla fase negativa dell’Arctic Oscillation e della NAO. Gli autori evidenziarono inoltre cambiamenti nella probabilità degli estremi della NAO, nella posizione delle storm tracks e nella frequenza di determinati regimi meteorologici alle medie latitudini. Il compendio di Butler et al., costruito attraverso sei rianalisi e comprendente l’evoluzione atmosferica nei sessanta giorni prima e dopo numerosi SSW, ha successivamente documentato la notevole variabilità interevento pur confermando l’esistenza di una risposta troposferica media riconoscibile.
Il pannello relativo alla NAO durante El Niño moderato mostra un’evoluzione particolarmente coerente con questo quadro. Negli inverni con SSW, l’indice NAO si trova frequentemente su valori positivi o prossimi allo zero prima dell’onset, mentre successivamente tende progressivamente verso valori negativi, raggiungendo anomalie marcate nella parte successiva dell’inverno. Questa transizione temporale costituisce una firma importante del possibile accoppiamento discendente. La NAO negativa non è già completamente stabilita prima dell’evento, ma emerge o si rafforza dopo la perturbazione stratosferica.
Non bisogna tuttavia interpretare questa associazione come una relazione deterministica nella quale ogni SSW provochi necessariamente una NAO negativa. Il compendio di Butler et al. mostra che la risposta troposferica varia significativamente fra gli eventi e che esistono SSW seguiti da una risposta debole o non canonica. Il risultato della Figura 8 è quindi probabilistico: in media, gli inverni El Niño con SSW mostrano un’evoluzione più favorevole a una NAO negativa dopo l’onset, ma il singolo evento può discostarsi sensibilmente dal composito.
Ancora più interessante è il comportamento degli inverni El Niño senza SSW. In questo gruppo la NAO tende comunque a essere negativa per una parte considerevole della stagione, pur con una robustezza statistica inferiore. Ciò dimostra che non tutta la teleconnessione ENSO–Nord Atlantico passa attraverso la stratosfera. Jiménez-Esteve e Domeisen hanno dedicato un importante studio proprio al percorso troposferico dell’ENSO verso l’Atlantico settentrionale, mostrando che anomalie quasi stazionarie e transient eddies possono propagare e riorganizzare il segnale attraverso il Nord America e verso il settore atlantico anche in assenza di una mediazione stratosferica dominante. Gli autori sottolineano inoltre che la teleconnessione ENSO–NAE è non lineare e non stazionaria proprio perché molteplici influenze atmosferiche si sovrappongono nella regione.
Questo permette di interpretare correttamente l’apparente paradosso della Figura 8: una NAO negativa può comparire sia negli El Niño con SSW sia negli El Niño senza SSW, ma il percorso dinamico può essere diverso. Negli anni senza SSW essa può derivare in misura maggiore dalla teleconnessione troposferica del Pacifico verso l’Atlantico; negli anni con SSW il passaggio verso valori negativi successivamente all’onset suggerisce invece un contributo più importante della risposta discendente stratosferica. La stessa fase della NAO può quindi essere prodotta attraverso una sovrapposizione diversa di processi troposferici e stratosferici.
Questa distinzione è cruciale anche per l’interpretazione statistica. Se si osservasse soltanto la NAO media stagionale, si potrebbero raggruppare insieme inverni che raggiungono valori simili attraverso evoluzioni dinamiche completamente differenti. L’analisi giornaliera della Figura 8 mostra invece che la sequenza temporale contiene informazioni causali che la media stagionale nasconde. Un’anomalia presente mesi prima dell’SSW non può essere attribuita alla risposta discendente dell’evento, mentre un cambiamento sistematico che compare immediatamente dopo l’onset può essere molto più plausibilmente collegato alla perturbazione stratosferica, pur restando necessario considerare la contemporanea variabilità troposferica.
Durante La Niña la relazione fra SSW e NAO diventa ancora più complessa. Negli inverni senza SSW, l’indice NAO rimane prevalentemente positivo tra gennaio e marzo. Negli inverni con SSW, invece, non emerge una transizione semplice e persistente verso una fase negativa analoga a quella osservata durante El Niño. La linea associata ai casi con SSW può tornare positiva dopo l’evento e mostrare considerevoli oscillazioni. Se ci si limitasse al valore assoluto della NAO, si potrebbe quindi concludere che gli SSW esercitino un’influenza limitata sul Nord Atlantico durante La Niña.
Il campo di differenza dimostra però che questa conclusione sarebbe incompleta. Intorno alla data media dell’SSW, la NAO degli inverni con evento risulta significativamente più negativa rispetto agli inverni La Niña senza SSW. Ciò indica che l’evento stratosferico modifica comunque la circolazione nord-atlantica, ma il segnale discendente si sovrappone a un background ENSO che tende a contrastarlo o a modificarne la persistenza.
Questo comportamento fornisce un esempio particolarmente chiaro di interferenza fra teleconnessioni. La Niña esercita una propria influenza sulla circolazione troposferica del Pacifico e dell’Atlantico; contemporaneamente, l’SSW tende a spostare la probabilità della NAO verso valori più negativi. Se le due influenze non sono concordi, il segnale finale può risultare attenuato, temporalmente limitato o perfino cambiare segno nel corso della stagione. L’assenza di una NAO persistentemente negativa non significa quindi che il collegamento stratosfera–troposfera sia assente, ma che esso opera all’interno di un ambiente dinamico che ne modifica l’espressione superficiale.
Questo punto è coerente con la più ampia letteratura ENSO–stratosfera. Domeisen et al. evidenziano come El Niño e La Niña non producano risposte perfettamente speculari nella stratosfera e come la teleconnessione verso le alte latitudini sia influenzata dalla variabilità interna, dalla QBO, dalla diversità degli eventi ENSO e dalle condizioni climatologiche del vortice. La risposta più irregolare della NAO durante La Niña può quindi essere interpretata come una manifestazione regionale di questa non linearità del sistema.
Un elemento particolarmente importante della Figura 8 è la diversa relazione temporale tra PNA e NAO rispetto all’onset degli SSW. Il PNA mostra principalmente una persistenza legata alla fase ENSO: positivo durante El Niño, negativo durante La Niña. La NAO, invece, presenta variazioni maggiormente collegate all’evento stratosferico. Questa differenza suggerisce di interpretare i due indici come rappresentanti di componenti diverse, sebbene interconnesse, della catena dinamica.
Il PNA costituisce soprattutto il ponte tropicale–extratropicale iniziale. Le anomalie di SST e convezione nel Pacifico tropicale generano la risposta ondulatoria; questa risposta modifica il Pacifico settentrionale e può successivamente alterare la propagazione verticale delle onde verso la stratosfera. La NAO rappresenta invece una delle regioni nelle quali il segnale può essere ricevuto dopo che il vortice è stato perturbato, anche se esiste contemporaneamente un percorso troposferico indipendente. Non bisogna quindi pensare a una sequenza rigida PNA → SSW → NAO valida in ogni inverno, ma la Figura 8 suggerisce che questa struttura generale sia statisticamente utile per interpretare il comportamento medio del sistema.
La revisione di Domeisen et al. supporta questa visione distinguendo diversi percorsi attraverso i quali l’ENSO può influenzare le regioni extratropicali. Le onde di Rossby originate nel Pacifico tropicale modificano la circolazione del Pacifico settentrionale e la propagazione ondulatoria verso la stratosfera; la perturbazione del vortice può quindi contribuire a un segnale discendente verso il Nord Atlantico e l’Eurasia, dove il suo effetto si sovrappone alle teleconnessioni troposferiche già presenti. La Figura 8 offre una rappresentazione temporale concreta di questa sovrapposizione.
Il confronto tra El Niño e La Niña evidenzia inoltre che la risposta del sistema non può essere descritta attraverso una semplice inversione di segno. Il PNA mostra effettivamente una certa simmetria di base, positivo durante El Niño e negativo durante La Niña, ma la NAO non risponde in modo altrettanto speculare. Durante El Niño con SSW emerge una transizione post-evento relativamente netta verso valori negativi; durante La Niña la risposta è meno persistente e maggiormente condizionata dal background troposferico. Questa asimmetria è coerente con il risultato principale dello studio, secondo il quale gli SSW producono sulla Cina un riscaldamento molto più efficace durante El Niño che durante La Niña.
La Figura 8, tuttavia, non spiega ancora direttamente il riscaldamento cinese. PNA e NAO sono pattern di scala emisferica e nessuno dei due descrive con sufficiente precisione la struttura regionale dell’Asia orientale. È proprio questa limitazione che motiva l’analisi della Figura 9, dedicata agli indici HEC e LNE. La Figura 8 serve quindi a stabilire un quadro di riferimento: mostra che i modelli CMIP6 riescono a riprodurre due teleconnessioni ben note e la loro diversa relazione con ENSO e SSW; una volta dimostrata questa capacità, diventa più credibile utilizzare lo stesso modello per analizzare il meno tradizionale dipolo fra Eurasia nordorientale e Cina orientale.
Questo passaggio metodologico è importante. Il PNA e la NAO sono stati studiati per decenni e costituiscono pattern largamente documentati. Wallace e Gutzler identificarono già nei primi anni Ottanta il PNA e altre teleconnessioni ricorrenti del geopotenziale invernale. La risposta della circolazione nord-atlantica alla stratosfera è stata successivamente documentata da Baldwin e Dunkerton e da un’ampia letteratura sugli SSW. Il fatto che CMIP6 riproduca ragionevolmente l’evoluzione temporale di questi pattern aumenta la fiducia nell’interpretazione dei nuovi indici regionali introdotti dagli autori.
Un altro elemento da considerare è la media mobile di sette giorni utilizzata nella costruzione delle serie. Questa operazione attenua le variazioni meteorologiche di brevissima durata e mette maggiormente in risalto le oscillazioni su scala sub-stagionale. Il risultato è particolarmente utile quando si analizzano teleconnessioni atmosferiche, perché PNA e NAO possono variare rapidamente in risposta ai singoli sistemi sinottici. La media settimanale permette di evidenziare strutture più persistenti, maggiormente rilevanti per il collegamento con la stratosfera e per la risposta climatica di settimane.
Allo stesso tempo, la media mobile introduce una certa cautela nell’interpretazione del timing. Un massimo o un minimo osservato in una determinata data rappresenta già una media delle condizioni dei giorni circostanti; non dovrebbe quindi essere interpretato come una risposta atmosferica istantanea. Analogamente, la linea verticale tratteggiata rappresenta la data media di onset degli SSW del composito, non la data precisa di tutti gli eventi. I singoli SSW avvengono in momenti diversi della stagione. Il segnale ottenuto nel calendario è pertanto inevitabilmente più smussato rispetto a un’analisi centrata individualmente sull’onset di ciascun evento.
Questa è precisamente la ragione per cui la successiva Figura 9 utilizza anche date relative all’SSW. Allineando tutti gli eventi al giorno 0, la struttura temporale del precursore troposferico emerge molto più chiaramente. La Figura 8 rimane tuttavia essenziale perché mostra come le teleconnessioni evolvano nel calendario stagionale reale e permette di valutare la loro relazione con il ciclo annuale e con il background ENSO.
La significatività statistica indicata dai segmenti più spessi deve essere interpretata nello stesso contesto. Non tutta una curva deve necessariamente risultare significativa affinché una relazione sia fisicamente interessante. Gli indici atmosferici sono altamente variabili e i compositi includono numerosi inverni con evoluzioni differenti. Periodi relativamente brevi di significatività intorno all’onset possono essere particolarmente informativi se presentano una temporizzazione coerente con un meccanismo dinamico. Al contrario, una differenza persistente ma non significativa deve essere trattata con maggiore cautela.
La Figura 8 mostra anche quanto sia importante distinguere fra stato assoluto di un indice e differenza condizionata. Durante La Niña con SSW, per esempio, la NAO non deve necessariamente diventare fortemente negativa per dimostrare un’influenza stratosferica. È sufficiente che sia significativamente più negativa rispetto agli inverni La Niña senza SSW. L’atmosfera non risponde a un forcing in isolamento, ma alla somma e all’interazione di numerose influenze; ciò che conta per diagnosticare il contributo dell’SSW è quindi spesso la differenza rispetto a un background comparabile.
Questo principio è centrale per comprendere l’intero studio di Hu et al. Anche il maggiore riscaldamento della Cina durante El Niño viene definito attraverso una differenza tra inverni con e senza SSW all’interno della stessa fase ENSO. L’obiettivo non è sostenere che ogni El Niño con SSW sia necessariamente caldo e ogni La Niña con SSW necessariamente fredda, ma dimostrare che la presenza dell’evento stratosferico modifica la distribuzione delle probabilità in modo diverso nei due background ENSO. Il lavoro del 2026 conclude infatti che il riscaldamento netto associato agli SSW è molto più intenso durante El Niño e attribuisce tale asimmetria alla diversa configurazione della teleconnessione nell’area East Asia–Pacific.
Da questo punto di vista, la Figura 8 costituisce una tappa intermedia fondamentale fra la dinamica del Pacifico e la risposta regionale cinese. Il PNA conferma che il forcing tropicale rimane presente e coerente con la fase ENSO; la NAO dimostra che gli SSW modificano effettivamente la circolazione extratropicale anche quando il vortice stagionale medio è normale. La domanda successiva diventa quindi: perché questa modulazione stratosferica produce un forte riscaldamento sulla Cina durante El Niño ma non durante La Niña? La risposta non risiede nel PNA o nella NAO da soli, bensì nella struttura regionale del dipolo HEC–LNE.
Un aspetto particolarmente interessante è che il comportamento della NAO evidenzia una relativa robustezza del collegamento stratosferico sul Nord Atlantico anche durante La Niña. Sebbene non compaia una lunga fase negativa canonica dopo l’onset, la differenza significativa tra casi con e senza SSW dimostra che la perturbazione del vortice continua a essere percepita dalla troposfera atlantica. La più debole risposta della Cina durante La Niña non può quindi essere spiegata semplicemente affermando che gli SSW abbiano una minore capacità generale di propagarsi verso il basso in tali inverni. Il problema risiede soprattutto nella diversa configurazione geografica della risposta troposferica nell’Asia orientale.
Questa distinzione è forse uno dei risultati concettualmente più importanti della Figura 8. La risposta discendente della stratosfera può essere rilevabile nel Nord Atlantico durante entrambe le fasi ENSO, mentre le conseguenze sulla Cina dipendono fortemente dalla struttura troposferica regionale. Il comportamento dell’Atlantico e quello dell’Asia orientale non devono quindi essere considerati come manifestazioni identiche di un unico pattern emisferico.
La letteratura sul percorso troposferico ENSO–Nord Atlantico rafforza ulteriormente questa interpretazione. Jiménez-Esteve e Domeisen hanno mostrato che il collegamento tra Pacifico e Atlantico può essere trasmesso mediante anomalie delle onde quasi stazionarie e degli eddies transitori attraverso il Nord America e che la risposta NAE dipende dalla sovrapposizione di diversi meccanismi, compreso quello stratosferico. Il segnale finale della NAO può quindi essere considerato il risultato di una interferenza tra percorsi, non il prodotto di un’unica causa.
Questa molteplicità di percorsi contribuisce alla non stazionarietà delle teleconnessioni ENSO. La stessa fase tropicale può essere associata a differenti configurazioni del Nord Atlantico in decenni o inverni differenti, proprio perché lo stato della stratosfera, la variabilità interna e la struttura delle onde troposferiche cambiano. Domeisen et al. sottolineano come la brevità del record osservativo renda particolarmente difficile stabilire quanto alcune asimmetrie El Niño–La Niña siano intrinseche e quanto dipendano dal campionamento; i grandi ensemble modellistici rappresentano quindi uno strumento essenziale per aumentare la robustezza statistica dell’analisi. È proprio in questo contesto che l’utilizzo dei CMIP6 nella Figura 8 assume particolare valore.
La figura suggerisce anche implicazioni importanti per la prevedibilità. Il PNA è collegato a ENSO, una sorgente di prevedibilità stagionale relativamente lenta; lo stato della stratosfera e l’eventuale sviluppo di un SSW possono invece aggiungere informazione sulla scala sub-stagionale. Baldwin e Dunkerton hanno mostrato che forti anomalie stratosferiche precedono variazioni nella probabilità di determinati regimi troposferici, suggerendo un potenziale valore predittivo della stratosfera. Domeisen et al. evidenziano analogamente che la lunga persistenza degli impatti stratosferici può migliorare le previsioni superficiali su scale di settimane o mesi.
In termini applicativi, ciò significa che conoscere la fase ENSO permette di stabilire il background probabilistico del PNA, ma conoscere l’evoluzione del vortice polare può fornire informazioni aggiuntive sulla successiva NAO. Per la Cina, tuttavia, sarà necessario aggiungere un ulteriore livello diagnostico rappresentato dalla teleconnessione EAP. Una previsione basata esclusivamente su El Niño e NAO sarebbe quindi incompleta, perché non descriverebbe necessariamente la struttura barica che controlla direttamente l’advezione termica sulla Cina orientale e meridionale.
In conclusione, la Figura 8 mostra con notevole chiarezza che PNA e NAO svolgono ruoli differenti all’interno della catena ENSO–troposfera–stratosfera–superficie. Il PNA mantiene principalmente il segno imposto dall’ENSO: positivo durante El Niño e negativo durante La Niña, con differenze relativamente limitate tra inverni con e senza SSW. Questo comportamento conferma il suo ruolo di teleconnessione troposferica primaria del Pacifico tropicale. Durante La Niña, tuttavia, una variazione significativa prima dell’onset degli SSW suggerisce che modificazioni del PNA possano partecipare alla predisposizione del sistema troposferico alla successiva perturbazione stratosferica.
La NAO mostra invece una relazione molto più evidente con gli SSW. Durante El Niño, la transizione da valori relativamente positivi prima dell’evento a una fase negativa successiva costituisce una firma compatibile con la propagazione discendente della perturbazione stratosferica. Durante La Niña la risposta è meno canonica e più fortemente modulata dal background ENSO, ma la differenza negativa tra inverni con e senza SSW intorno all’onset dimostra che il vortice perturbato continua comunque a influenzare la circolazione nord-atlantica. Questa distinzione è coerente con la letteratura sullo stratosphere–troposphere coupling e con l’esistenza simultanea di percorsi troposferici e stratosferici della teleconnessione ENSO.
Il valore scientifico più profondo della Figura 8 risiede quindi nel dimostrare che non esiste una singola teleconnessione ENSO–SSW, ma una sovrapposizione di processi con origini e tempistiche differenti. Il PNA porta soprattutto la memoria del Pacifico tropicale; la NAO riflette più chiaramente la riorganizzazione del sistema associata agli SSW; entrambi vengono infine modulati dalla variabilità interna e dal background ENSO. Il fatto che questi due pattern reagiscano diversamente durante El Niño e La Niña prepara la spiegazione regionale fornita dal dipolo Eurasia nordorientale–Cina orientale: sarà proprio la diversa evoluzione di quest’ultimo a chiarire perché, a parità di presenza di un SSW, la Cina possa sperimentare un marcato riscaldamento durante El Niño ma una risposta molto più debole o ancora fredda durante La Niña.
Figura 9 – Evoluzione del dipolo Eurasia nordorientale–Cina orientale e ruolo dei precursori troposferici degli SSW durante El Niño e La Niña
La Figura 9 costituisce uno dei risultati dinamicamente più significativi dello studio, perché permette di ricostruire l’evoluzione temporale della particolare teleconnessione troposferica che sembra spiegare gran parte dell’asimmetria dell’impatto degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso sulla Cina durante El Niño e La Niña. Le analisi precedenti avevano mostrato che, negli inverni di El Niño accompagnati da SSW, la circolazione della media troposfera tende a essere caratterizzata da un’anomalia negativa dell’altezza geopotenziale sull’Eurasia nordorientale e da una contemporanea anomalia positiva sulla Cina orientale. Durante La Niña, invece, il lobo settentrionale depressionario rimane evidente, mentre il corrispondente centro anticiclonico sulla Cina si indebolisce considerevolmente o può risultare sostanzialmente assente. La Figura 9 aggiunge una dimensione essenziale a questo risultato: mostra quando tali anomalie si sviluppano rispetto all’onset dell’SSW e consente quindi di valutare se debbano essere interpretate principalmente come conseguenze del disturbo stratosferico oppure, almeno in parte, come precursori troposferici dell’evento. Il lavoro di Hu et al. conclude proprio che la persistente anomalia di alta pressione sulla Cina, presente sia prima sia dopo gli SSW durante El Niño ma molto più debole durante La Niña, rappresenta uno dei principali motivi del maggiore riscaldamento di fine inverno osservato sulla Cina negli anni di El Niño.
L’interpretazione della figura richiede innanzitutto di comprendere il significato fisico dei due indici regionali utilizzati. L’HEC, acronimo di High pressure over Eastern China, rappresenta l’anomalia dell’altezza geopotenziale a 500 hPa mediata sulla Cina orientale, tra 25° e 40°N e 100°–120°E. Valori positivi dell’HEC indicano quindi geopotenziali superiori alla climatologia e una configurazione maggiormente anticiclonica nella media troposfera. L’LNE, Low pressure over Northeastern Eurasia, utilizza invece l’anomalia del geopotenziale sulla vasta regione compresa fra 55°–75°N e 70°–150°E. In questo caso è importante osservare che un valore negativo dell’indice corrisponde all’intensificazione della bassa pressione anomala sull’Eurasia nordorientale. L’indice dipolare viene successivamente calcolato sottraendo LNE da HEC. Un dipolo fortemente positivo può quindi derivare dalla contemporanea presenza di geopotenziali elevati sulla Cina e bassi sull’Eurasia nordorientale, ma può essere ottenuto anche prevalentemente attraverso un forte LNE negativo in assenza di un significativo HEC positivo. Questa distinzione diventa essenziale nel confronto tra El Niño e La Niña.
Nei pannelli superiori della figura, l’evoluzione degli indici viene rappresentata secondo le normali date del calendario, da novembre a maggio. Gli autori confrontano gli inverni ENSO moderati accompagnati da SSW con quelli privi di SSW e, analogamente alla Figura 8, considerano soltanto situazioni nelle quali l’intensità stagionale media del vortice polare stratosferico rimane entro valori normali. Questo controllo metodologico è importante perché riduce la possibilità di attribuire le differenze troposferiche semplicemente al fatto che un gruppo di inverni presenti un vortice stagionalmente molto più debole dell’altro. La Figura 9 mostra invece che importanti differenze nella circolazione regionale sopravvivono anche quando gli stati estremi dello SPV vengono esclusi, rafforzando l’interpretazione secondo cui esse appartengano alla particolare struttura delle teleconnessioni ENSO–SSW.
Durante El Niño, l’HEC presenta valori prevalentemente positivi per gran parte dell’inverno. Ciò indica che la fase calda dell’ENSO tende già di per sé a favorire geopotenziali relativamente elevati sulla Cina orientale, ma la differenza fondamentale emerge quando vengono confrontati gli inverni con e senza SSW. Nei casi accompagnati da un riscaldamento stratosferico improvviso, l’HEC è generalmente più intenso, con differenze particolarmente evidenti all’inizio e a metà dicembre e nuovamente durante febbraio e marzo. La configurazione anticiclonica cinese non compare pertanto soltanto successivamente al disturbo del vortice; è presente ben prima dell’evento e distingue già diversi periodi degli inverni che successivamente svilupperanno un SSW.
Questo comportamento costituisce un elemento fondamentale per l’interpretazione causale. Se l’anomalia positiva sulla Cina fosse generata esclusivamente dalla propagazione discendente del segnale stratosferico, dovrebbe manifestarsi soprattutto dopo l’onset dell’SSW. Il fatto che sia invece presente e talvolta statisticamente significativa anche settimane prima dimostra che almeno una parte del segnale appartiene alla troposfera che precede e contribuisce a preparare il disturbo stratosferico. Tale risultato è coerente con una vasta letteratura sui precursori troposferici del vortice polare. Garfinkel et al. hanno mostrato che anomalie della circolazione nel Pacifico settentrionale e nell’Europa orientale possono modificare l’ampiezza delle onde stazionarie troposferiche, soprattutto le componenti zonali 1 e 2, alterando così il flusso verticale di Eliassen–Palm e la successiva intensità del vortice polare. Le perturbazioni troposferiche individuate nel loro studio iniziavano a influenzare quasi immediatamente la stratosfera superiore, raggiungendo la massima influenza dopo circa venti giorni e propagandosi successivamente verso livelli inferiori.
La relazione diventa ancora più evidente quando gli eventi vengono allineati rispetto alla loro effettiva data di onset, come avviene nel pannello dedicato a El Niño. Nei circa dieci giorni precedenti l’SSW, l’HEC mostra una intensificazione e rimane positivo in prossimità del giorno 0. Contemporaneamente, l’LNE diminuisce rapidamente, indicando un brusco approfondimento dell’anomalia depressionaria sull’Eurasia nordorientale. Il minimo del geopotenziale settentrionale viene raggiunto immediatamente prima dell’SSW, mentre il dipolo HEC–LNE raggiunge un massimo molto pronunciato intorno alla data dell’evento. Questa sequenza temporale è particolarmente significativa: la massima organizzazione del dipolo avviene prima o contemporaneamente all’onset, non diverse settimane dopo.
Il risultato fornisce quindi una forte indicazione che la struttura Eurasia nordorientale–Cina orientale debba essere considerata, almeno in parte, un precursore troposferico dell’SSW. La teleconnessione modifica la geometria delle creste e delle saccature nella media troposfera e può alterare l’interferenza delle anomalie con le onde planetarie climatologiche. Il principio dell’interferenza lineare è importante in questo contesto: se un’anomalia negativa di geopotenziale si sviluppa in corrispondenza di una saccatura climatologica e un’anomalia positiva rafforza contemporaneamente una cresta, l’ampiezza dell’onda planetaria complessiva aumenta. Una maggiore ampiezza troposferica può tradursi in un flusso verticale di attività ondulatoria più intenso verso la stratosfera. Garfinkel et al. hanno mostrato precisamente come anomalie regionali possano approfondire o appiattire le onde planetarie e, attraverso tale processo, influenzare il vortice polare.
Le precedenti Figure 5 e 6 forniscono una verifica indipendente di questa interpretazione. Durante El Niño con SSW, il pattern del geopotenziale è infatti associato soprattutto a un forte aumento della componente di onda planetaria 1 nella propagazione verticale verso la stratosfera. La Figura 9 mostra ora quale configurazione troposferica accompagni temporalmente tale aumento: un minimo sull’Eurasia nordorientale insieme a un massimo sulla Cina orientale. Il quadro è quindi dinamicamente coerente attraverso livelli atmosferici differenti: il dipolo si intensifica nella media troposfera, l’onda 1 aumenta nella bassa stratosfera e il vortice viene successivamente perturbato.
Questo comportamento si inserisce nella più ampia teleconnessione ENSO–stratosfera documentata dalla letteratura. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler mostra che El Niño è mediamente associato a una maggiore propagazione ascendente delle onde planetarie nelle regioni extratropicali, a una circolazione di Brewer–Dobson più intensa e a un vortice polare boreale più caldo e debole. Gli autori sottolineano però che la risposta è fortemente influenzata dalla struttura delle teleconnessioni troposferiche, dalla diversità degli eventi ENSO e dalla grande variabilità interna delle medie latitudini. La Figura 9 rappresenta un esempio concreto di tale principio: non è il semplice valore dell’indice Niño3.4 a determinare l’SSW, ma la particolare configurazione nella quale la risposta troposferica a El Niño si organizza.
Un aspetto ancora più interessante emerge nell’evoluzione dell’LNE immediatamente dopo il riscaldamento stratosferico. Durante El Niño, la forte anomalia negativa sull’Eurasia nordorientale è relativamente transitoria: dopo avere raggiunto il minimo poco prima dell’onset, l’indice cambia rapidamente segno e tende verso valori positivi. Il lobo settentrionale del dipolo che aveva contribuito alla configurazione precursore quindi si dissolve rapidamente. L’HEC, al contrario, rimane positivo più a lungo. Questa differenza nei tempi di decadimento dei due lobi ha importanti conseguenze climatiche.
Il dipolo, in altre parole, non si comporta come una struttura rigida che persiste inalterata dopo l’SSW. La sua componente settentrionale è strettamente legata alla fase di amplificazione ondulatoria che precede l’evento e viene rapidamente riorganizzata dopo il collasso del vortice. Il lobo meridionale sulla Cina mostra invece una maggiore persistenza. Ciò permette all’anomalia anticiclonica cinese di continuare a influenzare il clima regionale anche quando il precursore settentrionale ha cessato di esistere nella sua forma iniziale.
Dal punto di vista della temperatura superficiale, questa persistenza è fondamentale. Geopotenziali anormalmente elevati a 500 hPa sulla Cina orientale sono coerenti con una circolazione più anticiclonica e con una configurazione in grado di modificare il trasporto meridionale delle masse d’aria. In tale situazione può diminuire la frequenza o l’intensità dell’advezione fredda continentale proveniente dalle alte latitudini, mentre può essere favorito un maggior contributo di flussi meridionali o sudoccidentali. Non si deve quindi immaginare che il calore della stratosfera durante un SSW venga direttamente trasmesso alla superficie. Il meccanismo è dinamico: la riorganizzazione del sistema troposfera–stratosfera modifica la circolazione e, attraverso essa, il trasporto di calore nella bassa troposfera.
È proprio questa persistente alta pressione sulla Cina che Hu et al. identificano come principale elemento responsabile del maggiore effetto netto di riscaldamento degli SSW durante gli inverni di El Niño. Il loro studio mostra che il centro anticiclonico è significativo sia prima sia dopo l’evento, mentre durante La Niña risulta sensibilmente indebolito o assente. Ciò permette di comprendere perché la risposta della temperatura cinese non possa essere dedotta semplicemente dallo stato finale del vortice polare: è necessario conoscere anche la struttura troposferica nella quale il disturbo stratosferico è inserito.
Il confronto con La Niña rende questa conclusione ancora più evidente. Durante la fase fredda dell’ENSO, l’indice HEC è generalmente negativo tra gennaio e marzo. Negli inverni accompagnati da SSW la componente negativa può addirittura risultare più pronunciata rispetto agli anni senza SSW. In prossimità dell’onset dell’evento, quando i compositi vengono allineati al giorno 0, l’HEC rimane debole e vicino allo zero, senza mostrare il marcato massimo positivo osservato durante El Niño. Questo significa che una forte anomalia anticiclonica sulla Cina orientale non costituisce una caratteristica sistematica dei precursori SSW durante La Niña.
Il risultato è fondamentale perché dimostra che la stessa classificazione “SSW” comprende eventi inseriti in background troposferici profondamente differenti. Durante El Niño, l’SSW viene preceduto da una struttura che contiene già un elemento favorevole al successivo riscaldamento della Cina. Durante La Niña, tale elemento manca. Anche se il vortice polare viene in entrambi i casi fortemente perturbato, il segnale discendente interagisce quindi con condizioni troposferiche diverse e produce conseguenze regionali differenti.
L’evoluzione dell’LNE durante La Niña mostra inoltre una seconda differenza importante. La depressione anomala sull’Eurasia nordorientale comincia a intensificarsi molto prima rispetto a El Niño, approssimativamente 20–25 giorni prima dell’onset, e raggiunge il minimo pochi giorni prima dell’SSW. Dopo il giorno 0 non scompare rapidamente, ma mantiene valori prevalentemente negativi per un periodo prolungato. Il lobo settentrionale della struttura risulta quindi molto più persistente.
Questa persistenza contribuisce a spiegare perché le anomalie fredde rimangano importanti sull’Eurasia settentrionale durante gli inverni di La Niña anche dopo un SSW. Un minimo geopotenziale duraturo nella media troposfera è coerente con una configurazione ciclonica persistente e con condizioni maggiormente favorevoli alla presenza di aria fredda su vaste regioni continentali. Nel lavoro di Hu et al., proprio la persistente depressione sull’Eurasia nordorientale viene collegata alle forti anomalie negative della temperatura osservate durante La Niña.
L’indice dipolare introduce però una sottigliezza interpretativa particolarmente importante. Anche durante La Niña la linea del dipolo cresce significativamente prima dell’SSW e può raggiungere valori positivi relativamente grandi. A prima vista ciò potrebbe sembrare in contraddizione con l’idea che il dipolo sia una caratteristica soprattutto di El Niño. In realtà, la Figura 9 mostra perché sia indispensabile analizzare separatamente i due lobi. Durante El Niño, il forte valore positivo dell’indice deriva realmente dalla combinazione di un HEC positivo e di un LNE negativo: alta pressione sulla Cina e bassa pressione sull’Eurasia nordorientale. Durante La Niña, invece, gran parte del valore positivo del dipolo deriva dalla forte negatività dell’LNE, mentre l’HEC rimane prossimo allo zero o negativo.
Due valori numericamente simili dell’indice dipolare possono quindi corrispondere a configurazioni fisiche molto diverse. Questo rappresenta un eccellente esempio dei limiti degli indici climatici sintetici. Un singolo numero può descrivere l’ampiezza di una struttura, ma non necessariamente la distribuzione dei suoi componenti. Nel caso della temperatura cinese è proprio il lobo meridionale, HEC, a essere particolarmente importante; il fatto che esso sia robustamente positivo durante El Niño e debole durante La Niña spiega perché il risultato superficiale sia asimmetrico anche quando l’indice complessivo del dipolo aumenta prima degli SSW in entrambe le fasi.
La diversa composizione del dipolo è coerente anche con il differente spettro delle onde planetarie. Durante El Niño, la configurazione del geopotenziale e il flusso EP mostrano un ruolo dominante dell’onda 1. Durante La Niña, invece, gli SSW del campione CMIP6 vengono associati a un significativo aumento dell’onda 2 e a una soppressione relativa dell’onda 1. Il nuovo studio interpreta proprio questa differenza come una delle chiavi della diversa struttura troposferica EAP.
Il risultato trova un importante precedente nel lavoro di Song e Son, che ha riesaminato la relazione ENSO–SSW utilizzando differenti definizioni degli eventi. Gli autori hanno evidenziato una maggiore robustezza dell’aumento della frequenza degli SSW durante El Niño rispetto a La Niña e hanno mostrato che le differenze tra le due fasi sono associate, tra gli altri fattori, a differenti configurazioni dell’attività ondulatoria planetaria e del vento di fondo. Questo risultato mette in guardia contro una interpretazione troppo semplice secondo cui El Niño e La Niña produrrebbero due versioni perfettamente speculari dello stesso processo stratosferico.
La Figura 9 estende tale concetto fino alla superficie. Se la struttura delle onde che favorisce l’SSW è diversa, anche la distribuzione troposferica di creste e saccature che accompagna l’evento sarà diversa. L’onda 1 presenta una grande asimmetria emisferica, mentre l’onda 2 possiede due coppie principali di creste e saccature; modificare il contributo relativo delle due componenti significa quindi spostare radicalmente la posizione geografica dei centri di pressione. È plausibile che il diverso assetto ondulatorio produca un forte anticiclone sulla Cina durante El Niño ma non durante La Niña, pur riuscendo in entrambi i casi a trasferire abbastanza attività ondulatoria nella stratosfera da contribuire alla comparsa di un SSW.
Naturalmente non sarebbe corretto trasformare questo risultato in una regola assoluta secondo cui ogni SSW di El Niño è dominato dall’onda 1 e ogni SSW di La Niña dall’onda 2. Song e Son sottolineano infatti che la relazione ENSO–SSW dipende anche dalla definizione dell’evento e che la variabilità interannuale è molto elevata. La conclusione più appropriata è che nei compositi analizzati da Hu et al. esista una differenza sistematica nella distribuzione relativa del forcing ondulatorio, e che tale differenza sia coerente con le teleconnessioni regionali mostrate dalla Figura 9.
La sequenza temporale del dipolo possiede inoltre importanti implicazioni per il problema della causalità troposfera–stratosfera. La moderna teoria degli SSW riconosce che questi eventi sono generati dal breaking di grandi onde planetarie che si propagano verso l’alto dalla troposfera e depositano quantità di moto nella stratosfera, rallentando il flusso occidentale del vortice. La grande revisione di Baldwin et al. sottolinea che questo forcing ondulatorio è fondamentale per il collasso del vortice, ma evidenzia anche come la successiva evoluzione della stratosfera possa modificare a sua volta le condizioni di propagazione delle onde e influenzare la troposfera sottostante. L’accoppiamento deve quindi essere interpretato come un processo bidirezionale.
La Figura 9 costituisce una rappresentazione particolarmente chiara di tale bidirezionalità. Prima dell’SSW, il dipolo troposferico si intensifica e contribuisce verosimilmente alla configurazione favorevole al trasferimento di attività ondulatoria verso la stratosfera. Dopo il collasso del vortice, la circolazione stratosferica modificata può contribuire alla riorganizzazione dei regimi troposferici e alla persistenza di alcune anomalie superficiali. Non esiste quindi un confine netto nel quale prima opera esclusivamente la troposfera e successivamente soltanto la stratosfera; esiste piuttosto una successione di interazioni e feedback.
La stessa cautela emerge dal compendio degli SSW di Butler et al., nel quale vengono documentate le condizioni atmosferiche nei sessanta giorni precedenti e successivi agli eventi maggiori utilizzando sei differenti rianalisi. Lo studio mostra una considerevole variabilità tra un SSW e l’altro, sia nei precursori sia nelle conseguenze troposferiche e superficiali, dimostrando che la risposta media non deve essere confusa con una sequenza obbligatoria per ogni singolo evento. La Figura 9 deve pertanto essere interpretata come una evoluzione statistica preferenziale del grande campione CMIP6, non come una traiettoria deterministica.
Il fatto che il dipolo raggiunga valori elevati prima dell’SSW assume anche un significato importante per la prevedibilità sub-stagionale. Se determinati pattern del geopotenziale della media troposfera aumentano sistematicamente nelle settimane che precedono un forte disturbo del vortice, essi possono contenere informazione utile sulla probabilità di un successivo SSW. Garfinkel et al. hanno mostrato che specifiche anomalie troposferiche regionali precedono variazioni del vortice e influenzano il wave driving stratosferico su scale dell’ordine di alcune settimane. La Figura 9 suggerisce che, durante El Niño, la combinazione HEC positivo–LNE negativo possa costituire un segnale particolarmente interessante da monitorare.
Occorre tuttavia distinguere un precursore statistico da un predittore deterministico. Un forte dipolo non garantisce l’insorgenza di un SSW e la sua assenza non esclude completamente l’evento. La probabilità finale dipende da numerosi altri fattori: intensità e struttura del vortice precedente, QBO, posizione dei getti troposferici, attività delle onde planetarie provenienti da altre regioni, variabilità sinottica e stato dell’ENSO stesso. La revisione di Domeisen et al. evidenzia quanto la variabilità atmosferica interna possa produrre teleconnessioni extratropicali differenti anche quando le anomalie tropicali ENSO sono molto simili.
La condizione di SPV stagionalmente normale utilizzata nello studio rende questo risultato ancora più significativo. Il dipolo precursore e la sua diversa struttura fra El Niño e La Niña non richiedono che la stratosfera sia già caratterizzata da un vortice eccezionalmente debole nel complesso della stagione. Ciò indica che il segnale appartiene realmente alla dinamica transitoria degli eventi e alla configurazione delle teleconnessioni, piuttosto che essere una semplice conseguenza della selezione di inverni con stati medi estremi del vortice.
La Figura 9 deve inoltre essere collegata alla Figura 8. Quest’ultima aveva mostrato che il PNA rimane soprattutto ancorato alla fase ENSO — positivo durante El Niño e negativo durante La Niña — mentre la NAO è maggiormente sensibile alla presenza e al timing degli SSW. Il dipolo HEC–LNE aggiunge ora un terzo elemento che ha una natura in qualche modo intermedia: rappresenta una teleconnessione troposferica associata all’ENSO, ma la sua intensificazione è strettamente collegata agli inverni che sviluppano un SSW. Il dipolo può quindi contemporaneamente riflettere il background tropicale e contribuire alla perturbazione stratosferica.
Questa sovrapposizione fra percorsi è coerente con quanto mostrato da Jiménez-Esteve e Domeisen per la teleconnessione ENSO–Nord Atlantico. Il loro studio dimostra che ENSO può influenzare il settore NAE attraverso un percorso puramente troposferico basato sulla propagazione di onde quasi stazionarie e transient eddies, mentre la stratosfera può successivamente modulare e amplificare la risposta. La teleconnessione finale è quindi non lineare e non stazionaria perché nasce dalla sovrapposizione di più meccanismi. Un principio analogo sembra operare sull’Asia orientale nel nuovo lavoro: il segnale troposferico ENSO preesistente contribuisce all’SSW e interagisce poi con la risposta stratosferica.
Dal punto di vista climatico, il confronto tra i due pannelli inferiori permette quindi di comprendere l’asimmetria della temperatura superficiale osservata nelle Figure 2, 4 e 7. Durante El Niño, poco prima dell’SSW si sviluppa un dipolo completo e particolarmente intenso: geopotenziali molto bassi sull’Eurasia nordorientale e geopotenziali elevati sulla Cina. Dopo l’evento, il lobo settentrionale cambia rapidamente, ma quello cinese persiste. La Cina entra quindi nel periodo post-SSW già all’interno di un background dinamico favorevole al caldo.
Durante La Niña, il precursore degli SSW è invece dominato dal minimo sull’Eurasia nordorientale. Il lobo di alta pressione sulla Cina non si sviluppa in maniera comparabile. Dopo l’SSW, inoltre, la depressione settentrionale persiste. Il background regionale resta quindi molto più favorevole al mantenimento delle anomalie fredde. L’SSW può modificare altri aspetti della circolazione, come la NAO, ma non dispone dello stesso supporto troposferico per produrre un riscaldamento cinese.
Questo risultato è particolarmente interessante perché modifica una interpretazione semplicistica della cosiddetta “discesa” del segnale stratosferico. Il clima cinese successivo a un SSW non è prodotto unicamente dalla propagazione verso il basso di una anomalia generata nella stratosfera. Una parte importante delle condizioni che successivamente determinano la temperatura era già presente prima dell’evento. Nel caso di El Niño, l’anticiclone cinese rappresenta contemporaneamente un elemento della teleconnessione troposferica precursore e una configurazione che sopravvive abbastanza a lungo da condizionare il periodo successivo.
La differenza fra El Niño e La Niña deve quindi essere interpretata come una differenza dell’intero percorso dinamico, non soltanto della risposta finale del vortice. El Niño favorisce una configurazione che rafforza prevalentemente l’onda 1, accompagna l’SSW con un forte dipolo e lascia sulla Cina un’anomalia anticiclonica persistente. La Niña può produrre SSW attraverso un aumento relativamente maggiore dell’onda 2, ma il precursore è dominato dal lobo depressionario settentrionale e non lascia un analogo massimo geopotenziale sulla Cina. È questa differenza nella storia dinamica dell’evento a produrre conseguenze climatiche regionali diverse.
La grande revisione di Baldwin et al. ricorda che gli SSW rappresentano eventi estremi della dinamica delle onde planetarie e del vortice polare, ma che le loro conseguenze troposferiche dipendono fortemente dal contesto nel quale si verificano. La Figura 9 offre una dimostrazione concreta di questo principio applicata all’ENSO: uno stesso criterio stratosferico di SSW non implica una stessa configurazione della troposfera prima e dopo l’evento.
Dal punto di vista della previsione climatica, ciò suggerisce che l’informazione sull’ENSO e quella sul vortice polare dovrebbero essere accompagnate da una diagnosi delle teleconnessioni regionali. Sapere che è in corso un El Niño e che un SSW è probabile non consente ancora di stabilire con certezza la risposta della Cina; sapere però che l’HEC si sta intensificando contemporaneamente a un rapido approfondimento dell’LNE potrebbe fornire una descrizione molto più completa dello stato dinamico. Analogamente, durante La Niña, una forte depressione sull’Eurasia nordorientale senza il corrispondente massimo sulla Cina suggerirebbe una risposta superficiale ben diversa, anche qualora il vortice venga successivamente perturbato.
Nel complesso, la Figura 9 completa quindi in modo particolarmente convincente la sequenza delle analisi presentate nello studio. La Figura 4 aveva mostrato l’asimmetria termica nei modelli CMIP6; la Figura 5 ne aveva individuato la struttura del geopotenziale; la Figura 6 aveva dimostrato la differente partecipazione delle onde planetarie 1 e 2; la Figura 7 aveva mostrato che il risultato persiste controllando lo stato medio del vortice; la Figura 8 aveva separato temporalmente la risposta del PNA e della NAO. La Figura 9 identifica infine il collegamento regionale più direttamente associato al clima cinese e dimostra che esso possiede una evoluzione coerente con un ruolo sia di precursore degli SSW sia di modulatore della risposta superficiale.
Il messaggio scientifico più importante è pertanto che il maggiore riscaldamento della Cina durante gli SSW di El Niño non deriva semplicemente da un vortice polare più debole, ma dalla presenza di una specifica configurazione troposferica che precede l’SSW e continua in parte a persistere dopo di esso. Durante El Niño, l’intensificazione quasi simultanea della bassa pressione sull’Eurasia nordorientale e dell’alta pressione sulla Cina costruisce un forte dipolo, favorisce la propagazione dell’onda 1 verso la stratosfera e predispone la Cina a condizioni relativamente miti. Dopo l’SSW, la componente settentrionale del dipolo decade rapidamente, mentre quella anticiclonica cinese persiste e contribuisce al riscaldamento di fine inverno. Durante La Niña, al contrario, l’evento stratosferico è preceduto soprattutto da una depressione eurasiatica profonda e persistente, senza un corrispondente anticiclone robusto sulla Cina; il sistema rimane quindi maggiormente predisposto al mantenimento delle anomalie fredde.
La Figura 9 offre così una delle dimostrazioni più chiare dell’interazione bidirezionale tra troposfera e stratosfera. La troposfera contribuisce a generare il disturbo del vortice attraverso una particolare organizzazione delle onde planetarie; la stratosfera perturbata può successivamente modificare la circolazione sottostante; ma le conseguenze regionali dipendono in maniera decisiva dalle anomalie troposferiche già presenti. Questo spiega perché eventi classificati entrambi come SSW possano avere impatti profondamente differenti sulla temperatura della Cina a seconda che si verifichino durante El Niño oppure durante La Niña, e conferma quanto sia necessario interpretare ENSO, onde planetarie, vortice polare e teleconnessioni dell’Asia orientale come componenti interagenti di un unico sistema dinamico.
5. Sintesi e conclusioni: interazione tra ENSO, riscaldamenti stratosferici improvvisi e clima di fine inverno in Cina
Il quadro emerso dallo studio evidenzia come il clima invernale dell’Eurasia e, in particolare, quello della Cina non possa essere interpretato considerando separatamente la variabilità tropicale associata all’ENSO e la dinamica della stratosfera polare. Gli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso rappresentano infatti una delle manifestazioni più intense della variabilità atmosferica dell’emisfero settentrionale e sono in grado di modificare, su scale temporali di diverse settimane, la circolazione troposferica, la North Atlantic Oscillation, la posizione delle correnti a getto e la distribuzione delle anomalie termiche superficiali. Parallelamente, El Niño e La Niña costituiscono la principale sorgente di variabilità climatica interannuale del sistema tropicale e producono teleconnessioni atmosferiche che raggiungono il Pacifico settentrionale, l’Eurasia, il Nord Atlantico e la stratosfera polare. La conclusione fondamentale del lavoro di Hu et al. è che questi due componenti del sistema climatico non agiscono semplicemente in maniera indipendente o additiva: il loro effetto regionale dipende fortemente dalla configurazione dinamica nella quale interagiscono, e tale configurazione è profondamente diversa durante El Niño e La Niña. Il risultato più significativo è che gli SSW producono un effetto netto di riscaldamento sulla Cina nettamente maggiore durante El Niño rispetto a La Niña, soprattutto nella parte finale dell’inverno.
Questo risultato si inserisce in una letteratura ormai consolidata sul ruolo della stratosfera nel clima invernale extratropicale. Gli studi precedenti avevano già dimostrato che gli SSW possono produrre anomalie superficiali sull’Eurasia e sul Nord Atlantico di ampiezza paragonabile a quelle associate all’ENSO. Polvani et al., utilizzando un modello atmosferico con una stratosfera ben risolta, mostrarono che la variabilità di origine stratosferica può generare anomalie troposferiche e superficiali statisticamente significative e che un singolo SSW è potenzialmente in grado di modificare sostanzialmente una previsione stagionale costruita esclusivamente sulla base dello stato del Pacifico tropicale. Oehrlein, Chiodo e Polvani, utilizzando due ensemble di 200 simulazioni annuali, hanno successivamente mostrato che El Niño e gli SSW rappresentano sorgenti distinte ma comparabili di variabilità nel settore Nord Atlantico–Eurasia: entrambi favoriscono anomalie negative della NAO, mentre il raffreddamento eurasiatico associato agli SSW può essere persino più intenso di quello direttamente attribuibile a El Niño.
Il nuovo studio amplia però significativamente questo quadro, spostando l’attenzione verso l’Asia orientale e mostrando che una conclusione valida in media per il settore nord-atlantico non può essere trasferita automaticamente alla Cina. Nei lavori precedenti, l’effetto netto degli SSW — definito come differenza tra inverni della stessa fase ENSO con e senza SSW — appariva relativamente indipendente dal segno dell’ENSO. Hu et al. mostrano invece che questa apparente simmetria si rompe quando si concentra l’analisi sul trimestre gennaio–marzo e sulla regione cinese. Durante El Niño, la presenza degli SSW è associata a un forte cambiamento del segnale termico: la Cina meridionale e orientale tende verso anomalie positive, mentre negli inverni El Niño privi di SSW il segnale caldo risulta molto più debole e in diverse aree può essere sostituito da anomalie fredde. Durante La Niña, al contrario, il verificarsi di un SSW non è generalmente sufficiente a cancellare la tendenza verso temperature inferiori alla norma.
La scelta di concentrarsi su gennaio–marzo è essenziale per comprendere questa differenza. La teleconnessione ENSO–Asia orientale presenta infatti una pronunciata evoluzione sub-stagionale: i meccanismi che dominano novembre e dicembre non sono necessariamente gli stessi che controllano gennaio, febbraio e marzo. Inoltre, gli effetti discendenti di molti SSW tendono a divenire più evidenti dopo che l’anomalia del vortice polare ha raggiunto la bassa stratosfera, processo che richiede tempo. Un recente studio di Vokhmyanin et al. ha confermato che la risposta superficiale agli SSW è particolarmente evidente nella seconda metà dell’inverno, con massimi statisticamente robusti soprattutto tra la seconda metà di febbraio e marzo. La scelta di utilizzare JFM permette quindi di combinare due condizioni favorevoli: la maturazione del percorso stratosferico ENSO–vortice polare e il periodo nel quale la propagazione verso il basso degli effetti degli SSW è climatologicamente più rilevante.
La rianalisi ERA5 mostra che, se tutti gli eventi vengono considerati senza distinguere lo stato della stratosfera, El Niño tende a favorire temperature relativamente elevate nella Cina orientale, mentre La Niña tende a essere associata a un raffreddamento. Tuttavia, tali segnali risultano deboli e non sempre statisticamente significativi. Questo fatto non deve essere interpretato come una prova dell’irrilevanza dell’ENSO per la Cina nella parte finale dell’inverno. Al contrario, esso suggerisce che il composito ENSO complessivo nasconda sottogruppi dinamicamente molto diversi. Separando gli inverni in funzione dell’occorrenza degli SSW, il segnale cambia radicalmente. In altre parole, la debole risposta media può essere il risultato della compensazione tra regimi atmosferici differenti piuttosto che l’espressione dell’assenza di una teleconnessione fisica.
Questa considerazione possiede un significato metodologico generale. Nei sistemi climatici, una relazione media debole può nascondere una forte dipendenza condizionata dallo stato di un’altra componente del sistema. Nel caso in esame, la temperatura della Cina durante El Niño dipende non soltanto dall’anomalia delle SST tropicali, ma anche dalla configurazione del vortice polare, dalle onde planetarie e dal modo in cui la teleconnessione Pacifico–Eurasia si organizza nel corso dell’inverno. Il medesimo indice Niño3.4 può pertanto essere associato a condizioni regionali sostanzialmente differenti.
La letteratura sulla teleconnessione ENSO–stratosfera offre una base teorica solida per questa interpretazione. Domeisen, Garfinkel e Butler hanno mostrato nella loro ampia revisione che El Niño tende mediamente a rafforzare la propagazione ascendente delle onde planetarie extratropicali, intensificare la circolazione di Brewer–Dobson e produrre un vortice polare più caldo e più debole. La Niña tende spesso verso anomalie di segno opposto, ma il segnale risulta meno robusto e più sensibile alla selezione degli eventi, alla variabilità interna e ad altri modi climatici. Questo comportamento già suggerisce che le due fasi ENSO non debbano essere trattate come semplici immagini speculari.
La relazione con gli SSW è ancora più complessa. Butler e Polvani mostrarono, analizzando il record osservativo disponibile, che gli SSW possono verificarsi durante entrambe le fasi ENSO e che la loro frequenza non segue necessariamente una semplice relazione lineare con il segno dell’indice Niño3.4. La conclusione importante è che ENSO modifica il background dinamico e quindi la probabilità di determinate evoluzioni stratosferiche, ma non determina rigidamente il destino del vortice polare. Lo stato effettivo delle onde planetarie, la loro fase rispetto alle onde stazionarie climatologiche e il timing degli impulsi troposferici rimangono decisivi.
È precisamente su questo punto che il nuovo studio fornisce uno dei contributi più interessanti. La differenza tra El Niño e La Niña non risiede semplicemente nella quantità complessiva di attività ondulatoria trasferita verso la stratosfera, bensì nella sua struttura spettrale e geografica. Durante El Niño con SSW, la configurazione troposferica nel settore Asia orientale–Pacifico favorisce principalmente l’amplificazione dell’onda planetaria 1. Durante La Niña con SSW, invece, assume maggiore importanza l’onda planetaria 2.
La distinzione è dinamicamente fondamentale. Un’onda zonale 1 presenta una singola grande coppia emisferica di cresta e saccatura, mentre un’onda 2 possiede due coppie distribuite longitudinalmente. Una differenza nello spettro delle onde modifica quindi inevitabilmente la posizione geografica delle anomalie di geopotenziale nella troposfera. È possibile che due differenti configurazioni riescano entrambe a trasferire abbastanza attività ondulatoria alla stratosfera da produrre un SSW, ma ciò non significa che generino la stessa circolazione superficiale sull’Eurasia.
Durante gli El Niño accompagnati da SSW emerge infatti una configurazione particolarmente organizzata nella regione Asia orientale–Pacifico. L’anomalia depressionaria associata alla circolazione aleutinica si estende verso l’Eurasia nordorientale e viene accompagnata da un’anomalia positiva del geopotenziale sulla Cina e sulle regioni circostanti. Tale struttura richiama un pattern Western Pacific favorevole all’amplificazione dell’onda 1. Il punto essenziale è che le anomalie troposferiche non devono essere considerate esclusivamente una conseguenza dell’SSW: la loro disposizione è già favorevole, prima dell’evento, alla propagazione verticale delle onde e contribuisce quindi alla sua genesi.
Questo principio è coerente con la teoria dell’interferenza lineare delle onde stazionarie. Se le anomalie troposferiche sono in fase con le creste e le saccature climatologiche, l’ampiezza complessiva dell’onda aumenta e cresce la quantità di attività ondulatoria disponibile per propagarsi verso la stratosfera. Al contrario, un’anomalia fuori fase può appiattire la struttura ondulatoria e ridurre il forcing sul vortice. Negli El Niño senza SSW, la depressione aleutinica tende a spostarsi maggiormente verso il Pacifico nordorientale mentre compare una anomalia anticiclonica sull’area Mongolia–Siberia centrale. La configurazione risultante è meno favorevole alla propagazione planetaria e quindi alla forte perturbazione dello SPV.
Il contrasto produce due grandi dipoli nell’altezza geopotenziale: uno nella regione Nord Atlantico–Europa e uno tra Eurasia centrale-orientale e Cina. Il primo è legato soprattutto alla risposta della NAO e alla componente discendente dell’accoppiamento stratosfera–troposfera; il secondo è più direttamente collegato al percorso troposferico ENSO e alla genesi dell’SSW. Distinguere i due è cruciale per evitare una interpretazione causale troppo semplice.
Nel settore nord-atlantico, infatti, l’evidenza accumulata negli ultimi decenni suggerisce che un vortice fortemente perturbato tenda ad aumentare la probabilità di NAO negativa nelle settimane successive. Tale risposta costituisce una delle manifestazioni più conosciute dell’accoppiamento discendente stratosfera–troposfera. Polvani et al. e Oehrlein et al. hanno mostrato che gli SSW possono modificare il clima del Nord Atlantico ed Eurasia con un’ampiezza comparabile a quella del forcing ENSO. Nella regione EAP, al contrario, una parte importante delle anomalie precede il riscaldamento stratosferico e va quindi interpretata come componente del percorso ascendente troposfera–stratosfera.
La differenza tra causa e conseguenza diventa ancora più evidente nell’analisi temporale. Durante El Niño, l’anomalia anticiclonica sulla Cina orientale è presente prima dell’SSW, si rafforza nei circa dieci giorni precedenti all’onset e rimane significativa anche successivamente. L’anomalia depressionaria sull’Eurasia nordorientale, invece, mostra un comportamento più impulsivo: si intensifica rapidamente prima dell’evento, raggiunge il massimo immediatamente prima dell’onset e successivamente decade o cambia segno. Ne emerge un quadro dinamico nel quale il dipolo raggiunge la propria massima organizzazione proprio mentre il forcing ondulatorio sull’alta atmosfera diventa più intenso.
Ciò significa che la stessa struttura atmosferica svolge funzioni differenti nel tempo. Prima dell’SSW, la combinazione tra bassa pressione sull’Eurasia nordorientale e alta pressione sulla Cina contribuisce a organizzare una configurazione ondulatoria favorevole alla propagazione dell’onda 1. Dopo l’evento, il lobo settentrionale può rapidamente modificarsi, mentre l’anomalia anticiclonica sulla Cina persiste e continua a influenzare il trasporto di massa e calore. È questa persistenza a rappresentare uno dei collegamenti più diretti con il riscaldamento superficiale osservato durante la parte finale dell’inverno.
È importante chiarire che il meccanismo non implica un trasferimento diretto di calore dalla stratosfera verso la superficie. Gli SSW modificano il vento zonale, la struttura della vorticità potenziale e l’interazione tra onde ed eddies; tali cambiamenti alterano successivamente la circolazione troposferica. Nel caso della Cina, un’anomalia anticiclonica persistente nella media troposfera può limitare l’advezione fredda dalle alte latitudini, modificare il monsone invernale dell’Asia orientale e favorire una maggiore componente meridionale del flusso. Il riscaldamento superficiale è quindi il risultato finale di una riorganizzazione dinamica della circolazione.
Durante La Niña, il percorso è sostanzialmente diverso. Quando si verifica un SSW, la regione EAP presenta una configurazione maggiormente assimilabile a un pattern di onda 2: un’anomalia anticiclonica aleutinica sul Pacifico nordorientale è accompagnata da una depressione anomala sull’area Mongolia–Cina nordorientale, ma manca una robusta alta pressione sulla Cina meridionale e orientale. Di conseguenza, la struttura che durante El Niño produce un forte riscaldamento regionale non si sviluppa con la stessa intensità.
La differenza risulta particolarmente evidente analizzando separatamente i due lobi del dipolo. Durante El Niño, il forte valore del dipolo deriva realmente dalla combinazione di un lobo settentrionale negativo e di uno meridionale positivo. Durante La Niña, invece, l’indice dipolare può aumentare principalmente perché l’anomalia settentrionale diventa fortemente negativa, mentre il geopotenziale sulla Cina rimane debole o addirittura sotto la norma. Due valori simili dell’indice sintetico possono quindi nascondere strutture atmosferiche molto differenti.
Questa osservazione possiede un significato importante anche per l’utilizzo degli indici climatici in generale. Ridurre una struttura spaziale complessa a un singolo numero facilita le analisi statistiche, ma può eliminare informazioni fisicamente decisive. Nel presente caso, ciò che determina il riscaldamento della Cina non è soltanto l’ampiezza complessiva del dipolo, ma soprattutto l’esistenza e la persistenza del lobo anticiclonico meridionale. È proprio questo componente che distingue nettamente El Niño da La Niña.
La risposta della regione nord-atlantica presenta invece una maggiore somiglianza tra le due fasi ENSO, soprattutto quando viene utilizzato il grande campione dei modelli CMIP6. Gli SSW continuano infatti a spostare la circolazione verso una NAO relativamente più negativa anche durante La Niña. Ciò dimostra che la più debole risposta termica della Cina durante La Niña non deriva necessariamente da una generale assenza di accoppiamento discendente. La stratosfera continua a influenzare il Nord Atlantico; è il background troposferico dell’Asia orientale a impedire che tale perturbazione produca la stessa risposta regionale cinese osservata durante El Niño.
Questo risultato modifica significativamente la prospettiva tradizionale secondo cui la risposta superficiale degli SSW potrebbe essere considerata largamente indipendente dalla fase ENSO. Nel Nord Atlantico questa approssimazione può essere relativamente utile, ma sull’Asia orientale appare insufficiente. Il segnale post-SSW dipende da quale struttura troposferica esista prima dell’evento e da come tale struttura evolva successivamente.
L’utilizzo dei modelli CMIP6 conferisce particolare robustezza a questa conclusione. Il record osservativo della stratosfera è relativamente breve e la suddivisione degli eventi per fase ENSO, intensità, presenza dell’SSW e stagione conduce rapidamente a campioni molto piccoli. Nei modelli CMIP6, gli autori dispongono invece di oltre un migliaio di SSW e di migliaia di inverni simulati. Il fatto che l’asimmetria El Niño–La Niña venga riprodotta anche in questo grande campione riduce sensibilmente la possibilità che essa rappresenti semplicemente un artefatto della breve rianalisi.
Ciò non implica che CMIP6 debba essere considerato privo di limitazioni. I modelli climatici presentano differenze nella frequenza degli SSW, nella forza climatologica del vortice, nella risoluzione verticale della stratosfera, nella rappresentazione del PNA e del monsone invernale asiatico. Inoltre, un composito multimodello tende a smussare i centri regionali se essi occupano posizioni leggermente differenti nei singoli modelli. La forza dell’evidenza risiede quindi soprattutto nella coerenza della struttura dinamica e dell’asimmetria tra le due fasi ENSO, non nella riproduzione esatta dell’ampiezza osservata di ogni anomalia.
Un ulteriore test di robustezza deriva dal controllo esplicito dello stato stagionale del vortice polare. Gli autori mostrano che le conclusioni rimangono sostanzialmente invariate quando vengono selezionati soltanto inverni con SPV medio di intensità normale. Ciò è molto importante perché esclude una spiegazione alternativa relativamente semplice: il maggiore riscaldamento cinese durante El Niño non è semplicemente il risultato del fatto che gli inverni El Niño con SSW abbiano un vortice stagionalmente molto più debole rispetto ai corrispondenti casi di La Niña. Anche quando questa differenza viene fortemente ridotta, l’anomalia positiva sulla Cina rimane più pronunciata durante El Niño.
La distinzione tra evento SSW e stato stagionale dello SPV merita particolare attenzione. Un SSW rappresenta un episodio transitorio durante il quale il vortice può collassare o essere fortemente perturbato, mentre un indice stagionale descrive la media di diversi mesi. Un inverno può quindi presentare un importante SSW ma avere uno SPV stagionale relativamente normale, oppure può mantenere un vortice moderatamente debole senza mai raggiungere la soglia di un SSW maggiore. Questo conferma che la classificazione binaria “SSW/non SSW” e l’indice medio del vortice contengono informazioni complementari.
L’asimmetria El Niño–La Niña trova inoltre supporto nella più recente letteratura sulla non linearità del percorso stratosferico ENSO. Manzini et al. hanno analizzato grandi ensemble di modelli accoppiati e mostrato che, sebbene molte parti del percorso rispondano quasi linearmente all’intensità di una singola fase ENSO, la risposta di El Niño è generalmente più forte rispetto a quella di La Niña, producendo asimmetrie che diventano particolarmente evidenti per gli eventi intensi. Le differenze interessano il Pacifico extratropicale, la stratosfera e, in parte, la successiva risposta del Nord Atlantico–Europa.
Weinberger et al. hanno analogamente evidenziato l’importanza delle non linearità nella risposta invernale dell’Artico stratosferico e dell’Europa all’ENSO. Questi risultati sono importanti per il nuovo studio perché mostrano che non esiste alcuna ragione dinamica per aspettarsi che El Niño e La Niña producano risposte perfettamente uguali e opposte. La convezione tropicale stessa è non lineare rispetto alle anomalie di SST, la posizione dei centri ENSO può cambiare, e la risposta dei treni di onde dipende dallo stato medio atmosferico. Quando queste non linearità vengono trasferite nella stratosfera e successivamente nella troposfera extratropicale, possono essere ulteriormente amplificate.
Un altro elemento di grande interesse riguarda la QBO. La Quasi-Biennial Oscillation modifica il vento zonale della stratosfera tropicale e può influenzare la propagazione delle onde verso le alte latitudini, alterando lo stato del vortice polare secondo il noto meccanismo associato all’effetto Holton–Tan. Lo studio di Vokhmyanin et al. del 2025 mostra che gli impatti superficiali degli SSW tra febbraio e marzo risultano più sistematici durante la fase orientale della QBO, mentre durante la fase occidentale la risposta appare più variabile.
Hu et al. verificano quindi se l’asimmetria tra El Niño e La Niña possa dipendere dalla distribuzione della QBO nei diversi compositi. Suddividendo le combinazioni ENSO–SSW dei modelli CMIP6 secondo la fase del vento a 30 hPa, gli autori trovano che il risultato principale permane sia durante QBO orientale sia durante QBO occidentale. Questo non significa che la QBO sia irrilevante: il lavoro di Vokhmyanin mostra chiaramente che può modulare la probabilità e la persistenza della risposta superficiale. Significa piuttosto che la differenza El Niño–La Niña identificata nello studio non può essere spiegata esclusivamente da una diversa fase della QBO nei campioni.
La stessa logica viene applicata alle diverse “flavours” dell’ENSO. Gli eventi del Pacifico orientale e quelli del Pacifico centrale possono produrre differenti pattern convettivi e differenti teleconnessioni extratropicali. Questo è particolarmente importante per la stratosfera, perché spostare longitudinalmente la sorgente delle onde tropicali può modificare il treno d’onda nel Pacifico settentrionale e quindi l’interferenza con le onde stazionarie climatologiche. La letteratura ha mostrato che differenti tipologie di El Niño possono essere associate a risposte differenti del vortice polare e del clima euro-atlantico.
Anche in questo caso, tuttavia, Hu et al. riportano che la conclusione fondamentale rimane stabile quando gli eventi vengono suddivisi in funzione del tipo ENSO. La più forte risposta calda degli SSW durante El Niño non appare quindi limitata esclusivamente agli episodi eastern-Pacific o central-Pacific. Ciò aumenta ulteriormente la robustezza del meccanismo proposto, pur non escludendo che l’ampiezza precisa della risposta possa cambiare da un tipo ENSO all’altro.
L’insieme di questi test — grande campione CMIP6, controllo dello SPV, separazione della QBO e classificazione dei differenti tipi ENSO — conferisce al risultato un notevole grado di solidità statistica. Tuttavia, rimangono importanti questioni aperte. Una riguarda la linearità della risposta nell’Asia orientale. Manzini et al. mostrano che la non linearità e l’asimmetria del percorso ENSO possono essere sostanziali nella stratosfera e nella regione Nord Atlantico–Europa. Non è ancora altrettanto chiaro se e come una analoga struttura non lineare governi il dipolo Eurasia nordorientale–Cina orientale.
Un’altra questione riguarda la causalità. La differenza tra inverni con e senza SSW non rappresenta necessariamente un “esperimento naturale” perfetto nel quale tutto il resto rimane invariato. Gli inverni che producono un SSW possiedono già, per definizione dinamica, una evoluzione troposferica e ondulatoria diversa dagli anni che non lo producono. Parte della differenza superficiale post-evento può quindi riflettere la persistenza dei precursori, non soltanto l’azione discendente della stratosfera. Il nuovo studio affronta questo problema attraverso l’analisi temporale di HEC e LNE e dimostra proprio che una parte della struttura responsabile del riscaldamento cinese è già presente prima dell’onset.
Questo non indebolisce il risultato; al contrario, lo rende dinamicamente più interessante. La risposta della Cina non è semplicemente una conseguenza passiva del collasso del vortice, ma il risultato dell’interazione fra il precursore troposferico, il disturbo stratosferico e la successiva riorganizzazione della troposfera. Il termine “effetto netto degli SSW” deve quindi essere interpretato come una differenza condizionata fra due evoluzioni atmosferiche associate o meno all’evento, e non necessariamente come una misura pura di causalità unidirezionale dalla stratosfera alla superficie.
Questa prospettiva conduce a una concezione più moderna dell’accoppiamento troposfera–stratosfera. Il Pacifico tropicale modifica la convezione; le anomalie convettive generano e riorganizzano le onde di Rossby; tali onde modificano il PNA e la circolazione del Pacifico settentrionale; il pattern dell’Eurasia orientale determina l’interferenza con le onde stazionarie; il flusso EP trasporta l’attività ondulatoria nella stratosfera; il vortice può quindi indebolirsi fino a produrre un SSW; la perturbazione stratosferica modifica successivamente la probabilità dei regimi troposferici e della NAO. Nel frattempo, alcune delle anomalie troposferiche iniziali possono persistere e continuare a influenzare direttamente il clima regionale.
Durante El Niño, questa sequenza tende a organizzarsi attraverso un forte contributo dell’onda 1 e un dipolo completo tra Eurasia nordorientale e Cina. Durante La Niña, il percorso verso l’SSW è maggiormente associato all’onda 2 e a una struttura dominata dal minimo eurasiatico settentrionale. Il risultato finale sulla Cina è quindi molto diverso nonostante entrambi i percorsi possano culminare nella stessa classificazione stratosferica di “major SSW”.
Da un punto di vista della prevedibilità, questa conclusione possiede implicazioni notevoli. ENSO è prevedibile su scala stagionale con un anticipo molto superiore rispetto ai singoli SSW. La stratosfera, una volta entrata in uno stato fortemente anomalo, possiede però una memoria atmosferica relativamente lunga e può aumentare la prevedibilità delle settimane successive. La revisione di Domeisen et al. sottolinea proprio che la persistenza delle anomalie stratosferiche offre opportunità per migliorare le previsioni superficiali su scale da settimane a mesi. Vokhmyanin et al. hanno inoltre mostrato che la probabilità stagionale di SSW può contenere informazioni utili per le anomalie termiche della seconda parte dell’inverno, soprattutto sotto QBO orientale.
Il nuovo studio suggerisce che, per la Cina, questa informazione dovrebbe essere interpretata congiuntamente alla fase ENSO. Un segnale di forte perturbazione imminente del vortice durante El Niño può avere implicazioni regionali diverse da un segnale apparentemente simile durante La Niña. La previsione non dovrebbe quindi limitarsi a chiedere se avverrà o meno un SSW, ma dovrebbe valutare attraverso quale configurazione troposferica il vortice viene perturbato. Il monitoraggio dell’HEC, dell’LNE, dell’attività delle onde 1 e 2, del PNA e dello stato della QBO potrebbe fornire una rappresentazione molto più completa del rischio climatico di fine inverno.
Va comunque mantenuto un approccio probabilistico. Né El Niño né un SSW garantiscono un determinato risultato meteorologico regionale. La variabilità interna della troposfera rimane grande, e gli stessi studi che evidenziano l’importanza degli SSW sottolineano la notevole dispersione della risposta superficiale da un evento all’altro. Analogamente, una configurazione favorevole all’onda 1 non implica inevitabilmente il collasso del vortice. L’atmosfera presenta soglie, feedback e dipendenze dallo stato precedente che rendono ogni inverno una realizzazione unica all’interno di un insieme probabilistico.
Nel complesso, tuttavia, lo studio consente di formulare un quadro fisico estremamente coerente. Il maggiore riscaldamento della Cina durante gli SSW di El Niño emerge nelle rianalisi, viene riprodotto dai modelli CMIP6, persiste controllando lo stato medio del vortice, rimane riconoscibile nelle differenti fasi della QBO e non dipende in maniera decisiva dal tipo specifico di ENSO. Parallelamente, il meccanismo proposto è sostenuto da una successione di evidenze indipendenti: anomalie della SAT, geopotenziale a 500 hPa, differenze nella teleconnessione EAP, flusso di Eliassen–Palm, separazione tra onda 1 e onda 2 ed evoluzione temporale dei lobi HEC e LNE.
La conclusione scientifica più importante è quindi che l’impatto superficiale di un SSW non costituisce una proprietà universale dell’evento stratosferico, ma dipende profondamente dallo stato troposferico nel quale esso nasce. Durante El Niño, la stessa configurazione che favorisce il disturbo del vortice contiene già una robusta anomalia anticiclonica sulla Cina, che persiste oltre l’onset e favorisce un marcato riscaldamento di fine inverno. Durante La Niña, il percorso verso l’SSW è dominato da una differente struttura ondulatoria e manca un analogo massimo geopotenziale sulla Cina; le anomalie fredde possono quindi persistere anche quando il vortice polare viene fortemente perturbato.
Questo risultato contribuisce inoltre al più ampio dibattito sulla linearità e simmetria delle teleconnessioni ENSO. Gli studi recenti mostrano sempre più chiaramente che El Niño e La Niña non rappresentano due semplici stati uguali e opposti del sistema atmosfera–oceano. Le differenze nelle teleconnessioni aumentano spesso con l’intensità degli eventi e possono emergere lungo l’intero percorso Pacifico tropicale–Pacifico extratropicale–stratosfera–Nord Atlantico. Il lavoro di Hu et al. estende questa prospettiva all’Asia orientale e suggerisce che proprio la diversa geometria della risposta troposferica costituisca il collegamento mancante per comprendere l’asimmetria degli impatti sulla Cina.
In definitiva, il clima di fine inverno della Cina emerge come il prodotto di un sistema atmosferico profondamente interconnesso. Il Pacifico tropicale stabilisce il background ENSO; il PNA trasferisce parte del segnale alle medie latitudini; il settore Asia orientale–Pacifico organizza le onde planetarie; le onde 1 e 2 perturbano in modo differente il vortice polare; gli SSW modificano successivamente la circolazione emisferica e la NAO; il dipolo tra Eurasia nordorientale e Cina determina infine una parte fondamentale della risposta termica regionale. Considerare uno solo di questi elementi isolatamente significa perdere una parte essenziale della dinamica.
La sintesi più significativa dello studio può quindi essere formulata in questi termini: durante El Niño, gli SSW si inseriscono in una configurazione troposferica che contemporaneamente favorisce la loro stessa formazione e predispone la Cina al riscaldamento; durante La Niña, gli SSW possono ugualmente verificarsi, ma nascono all’interno di una struttura ondulatoria differente che non fornisce lo stesso supporto anticiclonico sulla Cina. È questa differenza nella storia dinamica dell’evento, più ancora della semplice intensità finale del vortice polare, a spiegare perché gli SSW esercitino un effetto di riscaldamento nettamente più forte sul clima cinese di fine inverno durante El Niño rispetto a La Niña.
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