Keywords boreal summer intraseasonal oscillation; Madden-Julian oscillation; tropical intraseasonal oscillation
Citation 933–972, doi:10.2151/jmsj.2021-045.
Kikuchi, K., 2021: The boreal summer intraseasonal oscillation: A review. J. Meteor. Soc. Japan, 99,
Lo studio di Kazuyoshi Kikuchi, intitolato The Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO): A Review e pubblicato nel 2021 sul Journal of the Meteorological Society of Japan, costituisce una delle sintesi più complete dedicate all’oscillazione intrastagionale dell’estate boreale, comunemente indicata con l’acronimo BSISO. Il lavoro esamina questo importante fenomeno della variabilità atmosferica tropicale integrando tre prospettive complementari: le caratteristiche osservate attraverso dati satellitari e rianalisi atmosferiche, le teorie elaborate per spiegarne l’origine e la propagazione e, infine, la capacità dei modelli climatici e meteorologici di rappresentarne l’evoluzione. La BSISO è particolarmente rilevante perché organizza una parte considerevole della variabilità delle precipitazioni, della convezione profonda e della circolazione monsonica su scale temporali comprese tra alcune settimane e circa due mesi, collocandosi quindi nella complessa fascia di transizione tra previsione meteorologica e previsione stagionale.
Sebbene la BSISO sia spesso descritta come la manifestazione estiva dell’oscillazione di Madden–Julian, le due oscillazioni non sono perfettamente sovrapponibili. Durante l’inverno boreale, la MJO tende a propagarsi prevalentemente verso est lungo la fascia equatoriale, attraversando l’Oceano Indiano, il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale. Durante l’estate boreale, invece, la migrazione verso nord della zona di massimo riscaldamento solare e lo sviluppo dei sistemi monsonici asiatici determinano una configurazione atmosferica molto più asimmetrica rispetto all’equatore. La convezione associata alla BSISO continua a mostrare una componente di propagazione verso est, ma contemporaneamente si sposta verso nord e nord-est sull’Oceano Indiano settentrionale, sul Golfo del Bengala, sull’India, sul Mar Cinese Meridionale e sul Pacifico nord-occidentale. Questa traiettoria obliqua e talvolta ramificata rende la BSISO spazialmente più complessa della MJO invernale e spiega perché la sua rappresentazione nei modelli numerici rimanga particolarmente difficile.
La firma osservativa della BSISO emerge soprattutto nelle anomalie della radiazione infrarossa uscente dalla sommità dell’atmosfera, dei venti troposferici, dell’umidità e delle precipitazioni. Valori ridotti della radiazione infrarossa uscente, comunemente denominata OLR, indicano la presenza di nubi molto alte e fredde associate alla convezione profonda, mentre valori più elevati corrispondono generalmente a condizioni meno nuvolose e maggiormente subsidenti. Durante un evento BSISO ben organizzato, le anomalie convettive non rimangono stazionarie, ma si sviluppano dapprima in prossimità dell’Oceano Indiano equatoriale e successivamente avanzano verso est e verso le regioni monsoniche settentrionali. Il passaggio della fase convettivamente attiva è accompagnato da un aumento dell’umidità troposferica, da convergenza dei venti nei bassi strati e da anomalie cicloniche della circolazione; nella fase soppressa prevalgono invece divergenza, subsidenza, riduzione della copertura nuvolosa e minori precipitazioni.
Per monitorare operativamente questa evoluzione, Lee e collaboratori hanno sviluppato gli indici multivariati BSISO1 e BSISO2, costruiti combinando le anomalie giornaliere della radiazione infrarossa uscente e del vento zonale a 850 hPa nella vasta regione monsonica compresa approssimativamente tra 10°S e 40°N e tra 40°E e 160°E. L’indice BSISO1 descrive principalmente la componente intrastagionale più lenta e organizzata, generalmente associata a periodicità dell’ordine di 30–60 giorni e alla propagazione verso nord e nord-est dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale. L’indice BSISO2 rappresenta invece una componente relativamente più rapida, con una maggiore influenza sul Mar Cinese Meridionale, sulle Filippine e sul Pacifico nord-occidentale. La suddivisione in fasi consente di localizzare la convezione attiva e quella soppressa e di valutare statisticamente la probabilità di precipitazioni intense, pause monsoniche, formazione di depressioni tropicali e sviluppo di cicloni nelle diverse regioni.
Uno degli aspetti scientificamente più affascinanti riguarda il motivo per cui la convezione riesca a propagarsi verso nord, apparentemente contro il gradiente medio di temperatura e umidità presente in alcune zone dell’Asia monsonica. La letteratura discussa da Kikuchi indica che non esiste un unico meccanismo responsabile, ma una combinazione di processi atmosferici e oceanici che si rafforzano reciprocamente. Un ruolo fondamentale è svolto dalla struttura verticale dei venti monsonici. Durante l’estate, i venti occidentali nei bassi strati sono spesso sovrastati da venti orientali nell’alta troposfera, producendo una marcata variazione del vento con la quota. Questa configurazione favorisce la generazione di anomalie di vorticità e circolazioni cicloniche a nord della convezione già esistente, preparando l’ambiente alla successiva formazione di nubi profonde e precipitazioni.
Alla risposta dinamica di tipo Rossby si aggiunge il trasporto dell’umidità. Le anomalie dei venti associate alla BSISO agiscono sui forti gradienti climatologici di umidità dell’Asia meridionale e trasportano aria umida verso le regioni poste a nord e a nord-ovest del nucleo convettivo. La nuova area viene così progressivamente precondizionata: l’umidità aumenta inizialmente negli strati inferiori e intermedi della troposfera, diminuisce la stabilità atmosferica e diviene più probabile l’innesco della convezione profonda. Ricerche recenti hanno rafforzato questa interpretazione, mostrando che la propagazione verso nord può essere suddivisa in diverse fasi. Inizialmente, l’avvezione orizzontale dell’umidità favorisce l’estensione della convezione dall’Oceano Indiano equatoriale verso il Mar Arabico meridionale; successivamente, l’interazione tra gradiente di umidità, inclinazione dei vortici e shear verticale del vento permette alla perturbazione di raggiungere l’India e il Golfo del Bengala. Negli eventi che non riescono a propagarsi, la circolazione di Rossby e il trasporto di umidità risultano generalmente più deboli, impedendo alla convezione di avanzare oltre le latitudini tropicali più basse.
Un ulteriore contributo deriva dalla convergenza nello strato limite atmosferico. A nord dell’area convettiva principale possono formarsi anomalie di pressione e di vento che concentrano massa e umidità vicino alla superficie. Tale convergenza precede spesso il massimo delle precipitazioni e contribuisce a spostare progressivamente il centro dell’attività convettiva. Anche il trasporto di momento da parte delle nubi cumuliformi può modificare la circolazione su scala più ampia e favorire la formazione di anomalie cicloniche a nord della convezione. Questo meccanismo, denominato trasporto di momento convettivo o cumulus momentum transport, non sostituisce le spiegazioni fondate sull’umidità e sullo shear verticale, ma può agire insieme a esse, modificando i venti e la vorticità nella media e alta troposfera.
L’interazione tra oceano e atmosfera rappresenta un altro elemento essenziale. Prima dell’arrivo della fase convettiva, la maggiore radiazione solare e la riduzione della velocità del vento possono riscaldare la superficie oceanica. Le acque più calde favoriscono l’evaporazione e aumentano il contenuto di calore e umidità dello strato limite. Quando la convezione diventa intensa, la copertura nuvolosa riduce la radiazione solare incidente, mentre l’aumento dei venti intensifica i flussi di calore latente e sensibile dall’oceano verso l’atmosfera. Il raffreddamento della superficie marina tende quindi a seguire o accompagnare la fase convettiva matura. Queste anomalie oceaniche, pur non essendo sempre sufficienti a generare autonomamente la BSISO, possono modularne l’intensità, la velocità di propagazione e la persistenza. Esperimenti modellistici mostrano inoltre che una rappresentazione inadeguata della risposta dei flussi superficiali, dell’umidità e della temperatura del Golfo del Bengala può contribuire agli errori con cui i modelli simulano l’oscillazione.
Dal punto di vista meteorologico, l’effetto più evidente della BSISO riguarda l’alternanza tra periodi attivi e periodi di pausa del monsone asiatico. Durante una fase attiva, la convezione profonda, le precipitazioni e i venti monsonici si intensificano su determinate regioni; durante una fase di pausa, la convezione può trasferirsi verso altre aree, mentre una parte dell’India o del Sud-est asiatico sperimenta una sensibile diminuzione delle piogge. Queste oscillazioni non rappresentano semplicemente variazioni locali, ma fanno parte di una riorganizzazione su vasta scala della circolazione tropicale. Il passaggio da una fase all’altra può determinare periodi di pioggia persistente, alluvioni e frane oppure, al contrario, intervalli asciutti e ondate di calore che incidono sulle coltivazioni, sulle risorse idriche e sulla produzione energetica. La BSISO esercita inoltre un’influenza sull’inizio stagionale del monsone, poiché una fase convettiva favorevole può sostenere l’avanzamento delle piogge verso il continente, mentre una configurazione soppressa può rallentarne o interromperne temporaneamente la progressione.
Particolarmente importante è il rapporto con la ciclogenesi tropicale. La fase convettivamente attiva della BSISO crea un ambiente generalmente caratterizzato da maggiore umidità, intensa vorticità ciclonica nei bassi strati, moti ascendenti e ridotta stabilità atmosferica, condizioni che possono favorire la formazione di depressioni e cicloni tropicali. Nel Pacifico nord-occidentale, la posizione della convezione e delle anomalie cicloniche varia con la fase dell’oscillazione, determinando uno spostamento delle regioni nelle quali la genesi dei tifoni è statisticamente più probabile. La BSISO può inoltre modificare le correnti ambientali che guidano il movimento dei cicloni, influenzandone indirettamente le traiettorie. Non si deve tuttavia interpretare l’oscillazione come una causa deterministica: una fase favorevole aumenta la probabilità di ciclogenesi, ma lo sviluppo effettivo di un ciclone dipende anche dalla temperatura marina, dallo shear verticale locale, dalla struttura della perturbazione iniziale e dalle interazioni con altri modi di variabilità atmosferica.
La BSISO presenta inoltre una notevole diversità da un evento all’altro. Alcuni episodi seguono la propagazione canonica dall’Oceano Indiano equatoriale verso l’India e il Pacifico occidentale; altri mostrano una propagazione prevalentemente zonale, una biforcazione della convezione, un avanzamento molto debole oppure una sostanziale stazionarietà. Questa diversità è legata allo stato medio della circolazione monsonica, alla distribuzione dell’umidità, alla risposta delle onde equatoriali e alle condizioni oceaniche dell’Indo-Pacifico. Lo stato di El Niño–Southern Oscillation può modulare l’ambiente nel quale la BSISO si sviluppa, alterando la circolazione di Walker, i gradienti di temperatura superficiale del mare e la localizzazione della convezione tropicale. Di conseguenza, oscillazioni con ampiezza apparentemente simile possono produrre effetti regionali molto differenti sulle precipitazioni e sui cicloni tropicali.
La capacità di prevedere la BSISO è strategica per la meteorologia substagionale, poiché l’oscillazione rappresenta una delle principali fonti di prevedibilità oltre le tradizionali scadenze delle previsioni meteorologiche. Se un modello riesce a rappresentare correttamente la posizione, l’ampiezza e la propagazione della convezione intrastagionale, può fornire indicazioni probabilistiche con diverse settimane di anticipo sulla distribuzione delle piogge monsoniche, sulla probabilità di periodi attivi o di pausa e sulle aree favorevoli alla formazione di cicloni. Il problema principale è che piccoli errori iniziali nella distribuzione dell’umidità, nella convezione e nella temperatura oceanica possono amplificarsi durante la previsione, determinando una propagazione troppo lenta, troppo veloce o completamente assente. Anche gli errori sistematici dello stato medio monsonico condizionano fortemente la simulazione: un modello che rappresenta male i venti occidentali nei bassi strati, lo shear verticale o i gradienti di umidità difficilmente potrà riprodurre correttamente la migrazione verso nord della BSISO.
Gli studi più recenti mostrano comunque alcuni progressi. Le previsioni della BSISO risultano più accurate quando i sistemi numerici riproducono adeguatamente i segnali precursori nell’Oceano Indiano, l’umidificazione che precede la convezione e la risposta della circolazione sul Pacifico occidentale. È emerso inoltre che differenti tipologie di BSISO possono avere precursori e limiti di prevedibilità differenti: gli eventi con una struttura coerente e una forte preumidificazione dell’atmosfera tendono a essere più prevedibili rispetto agli episodi deboli, disorganizzati o fortemente influenzati da interazioni locali. Recenti applicazioni dell’apprendimento automatico indicano che l’integrazione tra grandi quantità di dati osservativi, rianalisi e tecniche di intelligenza artificiale potrebbe ampliare l’orizzonte utile delle previsioni, sebbene tali risultati debbano essere valutati attentamente durante stagioni ed eventi indipendenti da quelli utilizzati per l’addestramento.
Un tema emerso dopo la pubblicazione della rassegna di Kikuchi riguarda il possibile cambiamento della BSISO in un clima più caldo. Le proiezioni climatiche non forniscono ancora una risposta univoca, poiché i risultati dipendono dai modelli, dagli scenari emissivi e dalla capacità di rappresentare correttamente il fenomeno nel clima attuale. Alcune simulazioni CMIP6 indicano tuttavia un aumento della variabilità delle precipitazioni associate alla BSISO, una maggiore estensione zonale delle anomalie convettive e, in determinate regioni, una propagazione più marcata verso nord. Il riscaldamento atmosferico aumenta infatti la quantità di vapore acqueo disponibile, rendendo potenzialmente più intense le precipitazioni quando si sviluppano moti ascendenti, anche se la maggiore stabilità della troposfera può contemporaneamente limitare o modificare la risposta dinamica della convezione.
Le osservazioni e gli esperimenti modellistici suggeriscono inoltre che il riscaldamento dell’Oceano Indiano tropicale potrebbe aver contribuito a rafforzare, negli ultimi decenni, la propagazione verso nord della BSISO nel Pacifico occidentale. Acque più calde possono intensificare l’interazione oceano-atmosfera e aumentare le anomalie di umidità nella libera troposfera, favorendo la formazione di nuova convezione a nord del nucleo già attivo. Si tratta comunque di un risultato che richiede cautela, poiché la BSISO presenta una forte variabilità naturale interannuale e decadale e le serie osservative sufficientemente complete sono relativamente limitate.
Alcuni lavori pubblicati nel 2025 hanno inoltre ipotizzato un futuro spostamento verso est delle anomalie convettive associate alla BSISO e un conseguente rafforzamento dei collegamenti atmosferici con le medie latitudini del Pacifico e del Nord America. Le onde di Rossby generate dalla convezione tropicale possono infatti propagarsi verso le regioni extratropicali e modificare la posizione delle dorsali e delle saccature atmosferiche. In determinate configurazioni, ciò può contribuire a creare condizioni favorevoli a ondate di calore, siccità e incendi. Questi risultati ampliano l’importanza della BSISO oltre le sole regioni monsoniche, mostrando che una migliore previsione della convezione tropicale estiva potrebbe migliorare anche le previsioni substagionali degli estremi meteorologici alle medie latitudini.
Nel complesso, The Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO): A Review mostra come la BSISO debba essere interpretata non come una semplice oscillazione periodica delle precipitazioni, ma come un sistema dinamico complesso nel quale interagiscono convezione, umidità, onde atmosferiche, shear verticale del vento, circolazione monsonica e scambi energetici con l’oceano. La sua propagazione verso nord nasce probabilmente dalla cooperazione tra diversi processi: preumidificazione troposferica, avvezione orizzontale dell’umidità, convergenza nello strato limite, formazione di vorticità a nord della convezione, risposta delle onde di Rossby e interazione aria-mare. La diversa intensità con cui questi meccanismi operano spiega perché alcuni eventi risultino ben organizzati e capaci di attraversare l’intero settore monsonico, mentre altri si indeboliscano prematuramente o seguano percorsi differenti.
La comprensione della BSISO possiede quindi un valore che va ben oltre l’interesse teorico. Essa riguarda direttamente la previsione delle piogge monsoniche, delle alluvioni, delle siccità, delle ondate di calore e dell’attività ciclonica tropicale su scale temporali di due, tre o quattro settimane. Proprio in questo intervallo temporale le decisioni agricole, la gestione delle risorse idriche, la protezione civile e la pianificazione energetica necessitano di informazioni affidabili, ma le tradizionali previsioni meteorologiche perdono progressivamente accuratezza. La BSISO rappresenta pertanto uno dei principali ponti fisici tra il tempo meteorologico e il clima stagionale. Migliorarne l’osservazione, la modellizzazione e la previsione significa ampliare concretamente la possibilità di anticipare alcuni degli eventi meteorologici più rilevanti e dannosi dell’estate boreale.
Introduzione – BSISO e MJO: origine, dinamica e ruolo dell’oscillazione intrastagionale dell’estate boreale
L’oscillazione intrastagionale tropicale, comunemente indicata con l’acronimo ISO dall’espressione inglese Intraseasonal Oscillation, rappresenta una delle componenti più importanti della variabilità atmosferica tropicale su scala substagionale. Essa comprende fluttuazioni organizzate della convezione profonda, delle precipitazioni, dell’umidità e della circolazione atmosferica che si sviluppano su periodi generalmente compresi tra circa 30 e 60 giorni, sebbene in letteratura venga frequentemente considerata una banda temporale più ampia, estesa approssimativamente fino a 90 giorni. La sua importanza deriva dal fatto che occupa una posizione intermedia tra la variabilità meteorologica di breve periodo e quella climatica stagionale, influenzando l’alternanza tra settimane particolarmente piovose e periodi relativamente asciutti, l’evoluzione dei monsoni, la formazione dei cicloni tropicali e la propagazione di teleconnessioni verso le medie latitudini. La BSISO costituisce pertanto una delle principali fonti potenziali di prevedibilità atmosferica oltre le tradizionali scadenze delle previsioni meteorologiche.
Le basi della moderna ricerca sull’oscillazione intrastagionale furono poste dagli studi pionieristici di Roland Madden e Paul Julian, i quali, analizzando osservazioni del vento e della pressione nelle regioni tropicali, identificarono all’inizio degli anni Settanta un’oscillazione atmosferica con una periodicità prossima a 40–50 giorni. I loro lavori dimostrarono che le variazioni osservate non erano semplicemente fenomeni locali o casuali, ma facevano parte di una struttura coerente della circolazione tropicale, riconoscibile attraverso relazioni organizzate tra il vento zonale, la pressione atmosferica e altri parametri meteorologici. In seguito, tale forma di variabilità divenne universalmente nota come oscillazione di Madden–Julian, o MJO, denominazione consolidatasi soprattutto durante gli anni Ottanta con l’aumento delle osservazioni satellitari e con la possibilità di seguire sistematicamente la propagazione delle anomalie convettive attraverso l’intero settore tropicale.
La MJO non può essere interpretata come una semplice onda atmosferica lineare, poiché deriva dall’accoppiamento tra la convezione tropicale, la distribuzione dell’umidità e una complessa risposta dinamica della circolazione. La sua struttura di grande scala presenta caratteristiche riconducibili sia alle onde equatoriali di Kelvin sia alle onde di Rossby. La componente di Kelvin si manifesta prevalentemente a est del centro convettivo ed è associata a una configurazione relativamente simmetrica rispetto all’equatore, mentre la risposta di Rossby tende a svilupparsi a ovest della convezione attraverso coppie di anomalie cicloniche o anticicloniche disposte ai lati dell’equatore. Queste componenti dinamiche si muovono insieme all’ampia regione di convezione organizzata, formando un sistema accoppiato che, durante l’inverno boreale, si propaga prevalentemente verso est sopra le acque calde dell’Oceano Indiano e del Pacifico occidentale con una velocità media di circa 5 m s⁻¹.
La cosiddetta warm pool indo-pacifica svolge un ruolo essenziale nel sostegno della MJO. Questa vasta regione oceanica è caratterizzata da temperature superficiali elevate, intensa evaporazione e abbondante disponibilità di vapore acqueo, condizioni che favoriscono lo sviluppo della convezione profonda. Durante il passaggio della fase attiva della MJO si osservano generalmente un aumento dell’umidità troposferica, una maggiore copertura nuvolosa, precipitazioni più intense e una riorganizzazione dei venti nei bassi e negli alti strati atmosferici. Nella fase soppressa prevalgono invece condizioni più secche, moti discendenti e riduzione delle precipitazioni. L’alternanza tra queste due fasi non avviene simultaneamente in tutto il dominio tropicale, ma si sposta progressivamente verso est, modificando la distribuzione delle piogge su aree molto vaste.
Quando la perturbazione raggiunge l’emisfero occidentale e attraversa regioni oceaniche relativamente meno favorevoli alla convezione profonda, la componente convettiva tende spesso a indebolirsi. Le anomalie della circolazione nell’alta troposfera possono tuttavia continuare a propagarsi verso est molto più rapidamente, con velocità comprese approssimativamente tra 20 e 40 m s⁻¹. Questo comportamento mostra che la MJO comprende componenti dinamiche e convettive parzialmente separabili: sopra le acque calde dell’Indo-Pacifico esse risultano fortemente accoppiate, mentre in altri settori la risposta ondulatoria dell’alta atmosfera può proseguire anche quando il segnale convettivo diventa debole o discontinuo.
La configurazione appena descritta raggiunge la sua massima evidenza durante l’inverno boreale. Il sistema climatico tropicale, tuttavia, è caratterizzato da un marcato ciclo stagionale, che modifica la posizione delle acque più calde, della zona di convergenza intertropicale, delle fasce di massima umidità e dei principali sistemi di vento. Con il passaggio alla primavera e all’estate boreali, il riscaldamento più intenso si sposta verso l’emisfero settentrionale e si sviluppano le grandi circolazioni monsoniche dell’Asia meridionale e orientale. Ne deriva uno stato medio atmosferico fortemente asimmetrico rispetto all’equatore, con intensi venti occidentali monsonici nei bassi strati sopra l’Oceano Indiano settentrionale e una circolazione orientale nell’alta troposfera. In questo ambiente emerge una forma distinta di variabilità intrastagionale, denominata oscillazione intrastagionale dell’estate boreale o BSISO.
La BSISO conserva una componente di propagazione verso est lungo la fascia equatoriale, ma presenta contemporaneamente una marcata migrazione verso nord sopra l’Oceano Indiano settentrionale e il Pacifico nord-occidentale. Le anomalie convettive possono svilupparsi inizialmente nell’Oceano Indiano equatoriale e successivamente avanzare verso il Mar Arabico, il Golfo del Bengala, l’India, il Mar Cinese Meridionale, le Filippine e il Pacifico occidentale. La velocità della propagazione meridiana è relativamente lenta, dell’ordine di circa 1 m s⁻¹, e corrisponde allo spostamento delle principali anomalie convettive di alcuni gradi di latitudine nell’arco di diversi giorni. La combinazione tra avanzamento verso est e migrazione verso nord conferisce alla BSISO un’evoluzione obliqua, ramificata e spazialmente più complessa rispetto alla manifestazione invernale della MJO.
La maggiore asimmetria emisferica della BSISO si riflette anche nella sua struttura dinamica. Sebbene la circolazione mantenga alcuni elementi fondamentali del sistema Kelvin–Rossby caratteristico della MJO, durante l’estate boreale la risposta delle onde di Rossby diviene particolarmente pronunciata nell’emisfero settentrionale. A nord e a nord-ovest della convezione possono formarsi anomalie cicloniche nei bassi strati, associate a convergenza, trasporto di umidità e aumento della vorticità. Questi processi contribuiscono a preparare l’ambiente nel quale si svilupperà la successiva fase convettiva, permettendo al sistema di avanzare progressivamente verso le regioni monsoniche continentali. La propagazione della BSISO non corrisponde quindi al semplice movimento materiale di un unico sistema nuvoloso, ma a una continua rigenerazione della convezione davanti alla regione già attiva e al suo indebolimento nelle aree lasciate alle spalle.
La terminologia adottata negli studi scientifici riflette la complessità del fenomeno e la pluralità delle prospettive con cui è stato analizzato. L’espressione BSISO è stata impiegata per sottolinearne l’appartenenza alla variabilità intrastagionale dell’estate boreale; il termine MISO, ossia Monsoon Intraseasonal Oscillation, evidenzia invece il suo stretto rapporto con il sistema monsonico; la denominazione BSISV, Boreal Summer Intraseasonal Variability, comprende in senso più generale le fluttuazioni intrastagionali estive; l’espressione “MJO estiva” pone infine l’accento sulla continuità dinamica con l’oscillazione di Madden–Julian. Queste denominazioni non identificano necessariamente fenomeni completamente differenti, ma mettono in rilievo componenti, regioni geografiche o approcci diagnostici diversi. Kikuchi adotta il termine BSISO per descrivere la modalità organizzata che domina la variabilità tropicale intrastagionale durante l’estate boreale.
Per lungo tempo la BSISO è stata considerata prevalentemente una variante stagionale della MJO. L’accumularsi delle osservazioni e lo sviluppo di tecniche statistiche più avanzate hanno tuttavia mostrato che le configurazioni invernali ed estive possono essere rappresentate come due modalità distinte della variabilità intrastagionale tropicale. Un contributo fondamentale è stato fornito da Kikuchi, Wang e Kajikawa, che hanno sviluppato una rappresentazione bimodale dell’ISO basata sulle funzioni ortogonali empiriche estese. Questa tecnica permette di analizzare non soltanto la distribuzione spaziale istantanea delle anomalie, ma anche la loro evoluzione nel tempo, individuando le configurazioni spazio-temporali ricorrenti associate alla propagazione della convezione.
L’indice elaborato da Kikuchi e collaboratori valuta quanto la distribuzione osservata delle anomalie intrastagionali della radiazione infrarossa uscente assomigli alla struttura canonica della MJO oppure a quella della BSISO. La radiazione infrarossa uscente, o OLR, costituisce un indicatore ampiamente utilizzato della convezione tropicale: valori relativamente bassi sono generalmente associati a nubi convettive alte e fredde, mentre valori più elevati indicano condizioni meno nuvolose o caratterizzate da convezione soppressa. Seguendo l’evoluzione delle anomalie di OLR diviene quindi possibile ricostruire il movimento delle principali aree convettivamente attive e distinguere le configurazioni prevalentemente equatoriali e orientate verso est da quelle estive caratterizzate da una componente meridiana più marcata.
I risultati della rappresentazione bimodale indicano che la modalità MJO prevale generalmente tra dicembre e aprile, mentre la modalità BSISO diventa dominante da giugno a ottobre. Maggio e novembre rappresentano periodi di transizione durante i quali lo stato medio tropicale cambia rapidamente e nessuna delle due configurazioni raggiunge necessariamente una predominanza stabile. Questa distribuzione stagionale non deve essere interpretata in maniera rigidamente deterministica, poiché singoli eventi possono mostrare caratteristiche miste; essa dimostra tuttavia che la struttura dominante dell’ISO si riorganizza coerentemente con il ciclo annuale della circolazione tropicale.
Un approccio complementare è stato proposto da Kiladis e collaboratori attraverso un indice basato esclusivamente sull’OLR e valido per tutte le stagioni, noto come OLR–MJO Index. Diversamente dagli indici costruiti utilizzando una configurazione statistica invariabile durante tutto l’anno, tale metodologia calcola le funzioni ortogonali empiriche all’interno di finestre mobili centrate sui diversi giorni del calendario. In questo modo le strutture di riferimento possono modificarsi gradualmente in risposta al ciclo stagionale. Le prime due componenti statistiche cambiano soltanto leggermente da un giorno all’altro, ma mostrano transizioni più pronunciate durante maggio e intorno a novembre, confermando l’esistenza di due regimi stagionali dominanti e di periodi intermedi nei quali la struttura dell’oscillazione viene profondamente riorganizzata.
La distinzione tra MJO e BSISO è stata ulteriormente sostenuta dall’impiego di metodi non lineari di analisi dei dati. Székely, Giannakis e Majda hanno applicato l’analisi spettrale laplaciana non lineare ai campi satellitari della temperatura di brillanza infrarossa, utilizzata come indicatore della distribuzione delle nubi convettive tropicali. Questo metodo consente di estrarre configurazioni coerenti da sistemi ad alta dimensionalità senza imporre a priori che la loro evoluzione debba essere descritta attraverso semplici relazioni lineari. Dall’analisi sono emerse naturalmente famiglie distinte di modi riconducibili alla MJO e alla variabilità monsonica dell’estate boreale, fornendo una conferma indipendente del carattere bimodale dell’oscillazione intrastagionale tropicale.
Lo sviluppo di nuovi indici non rappresenta una questione puramente statistica, poiché il metodo scelto influenza il modo in cui vengono identificati la posizione, l’ampiezza e il movimento dell’oscillazione. Wang e collaboratori hanno confrontato diversi indici della BSISO, mostrando che essi non riproducono allo stesso modo la propagazione della convezione. L’indice di Kikuchi et al. descrive una migrazione coerente verso nord sopra l’Oceano Indiano e il Continente Marittimo, accompagnata da componenti di propagazione zonale, mentre altri indici possono rappresentare il fenomeno come una configurazione maggiormente stazionaria. Ciò significa che la scelta dell’indice deve essere coerente con l’obiettivo dell’analisi: alcuni strumenti sono particolarmente adatti al monitoraggio operativo dell’ampiezza della convezione, altri descrivono meglio la sua evoluzione spazio-temporale e la propagazione meridiana.
Il successivo sviluppo di un indice multivariato basato su strutture modali variabili stagionalmente ha ulteriormente confermato che la stagionalità non rappresenta un elemento secondario, ma una proprietà fondamentale dell’ISO. Wang e collaboratori hanno combinato l’OLR con i venti zonali a 850 e 200 hPa, costruendo una rappresentazione capace di adattarsi progressivamente alle modificazioni annuali della convezione e della circolazione. La presenza simultanea di informazioni radiative e dinamiche consente di seguire non soltanto le anomalie nuvolose, ma anche la risposta dei venti nei bassi e negli alti strati. Tale impostazione rafforza l’interpretazione secondo cui MJO e BSISO appartengono a una stessa famiglia generale di variabilità tropicale, pur assumendo strutture e direzioni di propagazione diverse in funzione dello stato stagionale dell’atmosfera.
La BSISO esercita effetti profondi sull’evoluzione del monsone asiatico. Il suo passaggio modula l’inizio della stagione monsonica, la progressione delle piogge verso il continente e l’alternanza tra fasi attive e fasi di pausa. Durante una fase attiva, la convergenza dei venti, l’elevata umidità e i moti ascendenti favoriscono precipitazioni diffuse e persistenti; durante una fase soppressa, la subsidenza e la diminuzione dell’umidità possono produrre una temporanea riduzione delle piogge. Queste oscillazioni assumono un’importanza particolare per l’India e il Sud-est asiatico, dove la distribuzione temporale delle precipitazioni può essere importante quanto la quantità stagionale complessiva. Una stagione monsonica con piogge concentrate in pochi episodi estremi e intervallate da lunghe pause può infatti determinare effetti idrologici e agricoli molto differenti rispetto a una stagione caratterizzata da precipitazioni più regolari.
La frequenza e l’intensità degli eventi BSISO che si verificano durante una determinata estate contribuiscono anche alla costruzione dell’anomalia pluviometrica stagionale. Sebbene la media estiva sia influenzata da numerosi fattori, la successione degli eventi intrastagionali può favorire stagioni complessivamente piovose oppure accentuare condizioni di deficit. L’andamento stagionale del monsone non deve quindi essere considerato esclusivamente come una risposta lenta alle temperature oceaniche o alle condizioni continentali, ma anche come il risultato cumulativo di episodi substagionali organizzati. Questa relazione costituisce uno dei motivi principali per cui il monitoraggio della BSISO è rilevante nella previsione delle precipitazioni monsoniche.
Un altro effetto importante riguarda la genesi dei cicloni tropicali. La fase attiva della BSISO modifica la circolazione su vasta scala, aumentando in determinate regioni la vorticità ciclonica nei bassi strati, l’umidità troposferica e la convergenza. Tali condizioni possono rendere l’ambiente maggiormente favorevole alla formazione di depressioni tropicali e tifoni, soprattutto nel Golfo del Bengala e nel Pacifico nord-occidentale. La BSISO non determina automaticamente la nascita di un ciclone, ma sposta nel tempo e nello spazio le aree nelle quali la ciclogenesi diviene statisticamente più probabile. Il suo impatto deve pertanto essere inteso in termini probabilistici e ambientali, in interazione con la temperatura superficiale marina, lo shear verticale del vento e la presenza di perturbazioni atmosferiche preesistenti.
Gli effetti della BSISO non rimangono confinati alla fascia tropicale. Le anomalie di riscaldamento associate alla convezione profonda possono generare onde di Rossby che si propagano verso le regioni subtropicali ed extratropicali, modificando la posizione delle dorsali e delle saccature atmosferiche. In Asia orientale, la BSISO interagisce con il fronte Meiyu–Baiu, responsabile di una parte considerevole delle precipitazioni di inizio estate sulla Cina, sulla penisola coreana e sul Giappone. Lo spostamento delle anomalie convettive verso il Pacifico occidentale può inoltre attivare o rafforzare il modello di teleconnessione Pacific–Japan. Seiki, Kosaka e Yokoi hanno mostrato che la relazione tra BSISO e modello Pacific–Japan raggiunge una particolare intensità quando il centro convettivo si avvicina alle Filippine, evidenziando il collegamento dinamico tra la convezione tropicale e la circolazione estiva delle medie latitudini dell’Asia orientale.
La corretta rappresentazione della stagionalità costituisce anche una delle principali difficoltà dei modelli climatici. Nakano e Kikuchi hanno mostrato che molti modelli di circolazione generale riescono a riprodurre soltanto parzialmente la trasformazione della variabilità intrastagionale tra inverno ed estate. Alcune simulazioni sottostimano la frequenza degli eventi BSISO, mentre altre producono una propagazione verso nord troppo debole o mantengono durante l’estate una struttura eccessivamente simile alla MJO invernale. Questi errori sono spesso collegati a distorsioni dello stato medio monsonico, della distribuzione dell’umidità, dei venti nei bassi strati e della risposta della convezione alle variazioni ambientali.
La difficoltà nel simulare la BSISO ha conseguenze dirette per le previsioni substagionali. Un modello che non riproduce correttamente il trasporto di umidità, la risposta delle onde di Rossby e la propagazione della convezione può prevedere in modo errato l’inizio di una fase monsonica attiva, la durata di una pausa o la regione maggiormente favorevole alla formazione di cicloni tropicali. Esperimenti effettuati con modelli atmosferici globali ad alta risoluzione e con rappresentazione esplicita della microfisica delle nubi hanno mostrato progressi nella previsione dell’oscillazione, ma evidenziano anche la persistente sensibilità dei risultati alle condizioni iniziali e alla qualità con cui vengono descritti i processi convettivi.
Nel complesso, le evidenze osservative, statistiche e modellistiche indicano che la BSISO non dovrebbe essere interpretata semplicemente come una MJO deviata verso nord. Essa costituisce la manifestazione estiva della variabilità intrastagionale tropicale all’interno di un ambiente profondamente modificato dal monsone e dall’asimmetria stagionale tra i due emisferi. MJO e BSISO condividono l’accoppiamento tra convezione, umidità e circolazione ondulatoria, ma differiscono nella distribuzione geografica, nella struttura emisferica, nella direzione di propagazione e negli effetti regionali. La MJO invernale presenta una propagazione prevalentemente equatoriale e diretta verso est, mentre la BSISO combina il movimento zonale con una pronunciata migrazione verso nord sopra l’Oceano Indiano e il Pacifico occidentale.
La rassegna di Kikuchi assume pertanto particolare rilevanza perché organizza in un quadro unitario conoscenze che erano state spesso distribuite tra studi sulla MJO, sul monsone asiatico, sulle oscillazioni intrastagionali e sulla ciclogenesi tropicale. L’attenzione rivolta agli aspetti osservativi consente di definire la struttura, la stagionalità e gli impatti della BSISO, mentre l’esame delle teorie dinamiche e delle simulazioni numeriche permette di valutare i meccanismi proposti e i limiti ancora presenti nei modelli. Per garantire coerenza tra le diverse analisi, lo studio adotta l’indice BSISO appartenente alla rappresentazione bimodale sviluppata da Kikuchi, successivamente perfezionata nel 2020. Tale scelta risulta particolarmente appropriata per seguire la propagazione spazio-temporale del fenomeno, elemento essenziale per distinguere la BSISO dalle anomalie convettive stazionarie o da altre forme di variabilità tropicale.
La comprensione della BSISO possiede infine un valore applicativo di grande importanza. Prevedere correttamente la posizione e l’evoluzione delle sue fasi significa migliorare la capacità di anticipare settimane anormalmente piovose o asciutte, periodi favorevoli alla ciclogenesi tropicale, variazioni nell’intensità del monsone e possibili risposte atmosferiche alle medie latitudini. La BSISO rappresenta quindi uno dei principali ponti fisici tra meteorologia e climatologia: nasce dall’interazione di processi atmosferici e oceanici su vasta scala, ma produce conseguenze concrete sulla distribuzione quotidiana delle precipitazioni, sugli eventi estremi e sulle attività umane. Per questo motivo lo studio delle sue caratteristiche fondamentali, dei meccanismi dinamici e della prevedibilità rimane una priorità centrale della ricerca sulla variabilità tropicale e sulla previsione substagionale.
Dati e metodologia – 2.1 Dati
L’analisi dell’oscillazione intrastagionale dell’estate boreale richiede l’integrazione di osservazioni atmosferiche, oceaniche e pluviometriche caratterizzate da risoluzioni spaziali e temporali differenti. La BSISO non è infatti identificabile mediante una singola variabile, poiché la sua evoluzione comprende simultaneamente l’organizzazione della convezione profonda, la propagazione delle anomalie pluviometriche, le modificazioni dei venti troposferici, la formazione di sistemi monsonici di bassa pressione, la genesi dei cicloni tropicali e l’interazione con lo stato termico degli oceani tropicali. Kikuchi adotta pertanto un’impostazione osservativa multivariata, nella quale ciascun insieme di dati viene selezionato in funzione del processo fisico da esaminare. Questa strategia permette di collegare la struttura convettiva su vasta scala della BSISO con le sue manifestazioni meteorologiche regionali e con i campi dinamici che ne accompagnano la propagazione, evitando di ridurre l’oscillazione a una semplice variazione periodica della nuvolosità o delle precipitazioni.
Il dataset giornaliero della radiazione infrarossa uscente interpolata della NOAA costituisce la base principale per l’identificazione dell’attività convettiva e per il calcolo dell’indice ISO bimodale. Il prodotto, descritto originariamente da Liebmann e Smith, è distribuito su una griglia globale con risoluzione orizzontale di 2,5° di latitudine per 2,5° di longitudine e utilizza procedure di interpolazione spaziale e temporale per colmare le lacune presenti nelle osservazioni satellitari. La disponibilità di una serie giornaliera relativamente lunga e omogenea rende questo dataset particolarmente adatto allo studio delle oscillazioni tropicali con periodicità comprese tra alcune settimane e alcuni mesi. La NOAA indica infatti che il prodotto interpolato deriva dalle misure satellitari della radiazione a onda lunga emessa dal sistema Terra-atmosfera ed è stato costruito per fornire una copertura spazialmente completa, requisito essenziale per seguire la propagazione delle anomalie convettive attraverso l’Oceano Indiano, il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale.
Nelle regioni tropicali, la radiazione infrarossa uscente, indicata con l’acronimo OLR, viene comunemente utilizzata come indicatore indiretto della convezione profonda. Le sommità delle nubi convettive raggiungono quote elevate della troposfera e presentano temperature molto basse; di conseguenza, emettono verso lo spazio una quantità relativamente ridotta di radiazione infrarossa. Anomalie negative di OLR sono pertanto generalmente associate a intensa nuvolosità convettiva, moti ascendenti e precipitazioni, mentre anomalie positive indicano condizioni maggiormente serene, subsidenti o caratterizzate da convezione soppressa. Il ricorso all’OLR consente di rappresentare in modo coerente la propagazione delle grandi aree convettive anche sopra gli oceani, dove le osservazioni pluviometriche dirette sono molto più scarse rispetto alle regioni continentali.
L’OLR non deve tuttavia essere interpretata come una misura diretta delle precipitazioni. La relazione tra temperatura delle sommità nuvolose e quantità di pioggia può variare in funzione della struttura verticale delle nubi, del tipo di sistema convettivo, della presenza di cirri e delle caratteristiche termodinamiche dell’ambiente. Alcune nubi molto alte possono produrre precipitazioni relativamente modeste, mentre sistemi con sommità meno fredde possono generare piogge significative. Inoltre, la risoluzione di 2,5° attenua inevitabilmente le strutture convettive più piccole e gli effetti locali legati alla topografia o alle coste. Il dataset risulta quindi particolarmente efficace per descrivere la componente planetaria e sinottica della BSISO, ma meno adatto a rappresentare i dettagli delle precipitazioni su scala locale. Proprio per questa ragione, Kikuchi affianca all’OLR prodotti pluviometrici indipendenti e caratterizzati da risoluzioni più elevate.
L’indice ISO bimodale viene derivato dalle anomalie intrastagionali di OLR per distinguere la modalità MJO, dominante soprattutto durante l’inverno boreale, dalla modalità BSISO, più tipica dell’estate. L’obiettivo non consiste soltanto nel misurare l’intensità istantanea della convezione, ma nel riconoscere la somiglianza tra la sua evoluzione spazio-temporale e le configurazioni canoniche delle due oscillazioni. L’indice permette pertanto di collocare ciascun giorno lungo un ciclo di fasi, rappresentando la posizione e l’ampiezza del segnale intrastagionale. La disponibilità di un indice coerente costituisce il fondamento delle successive analisi composite: le precipitazioni, i venti, i sistemi di bassa pressione e i cicloni tropicali possono essere raggruppati in base alla fase della BSISO, evidenziando come la loro distribuzione cambi durante la propagazione dell’oscillazione. Il sistema di monitoraggio sviluppato da Kikuchi utilizza proprio questa rappresentazione bimodale per seguire l’ISO dalle ricostruzioni storiche fino alle analisi in tempo reale.
Per analizzare le precipitazioni sulle terre emerse dell’Asia viene impiegato il prodotto APHRODITE, acronimo di Asian Precipitation–Highly-Resolved Observational Data Integration Towards Evaluation of Water Resources. Il progetto è stato sviluppato con l’obiettivo di creare una serie giornaliera delle precipitazioni su griglia utilizzando una rete di pluviometri molto più densa di quella incorporata in numerosi dataset globali. Yatagai e collaboratori hanno raccolto e armonizzato osservazioni provenienti da servizi meteorologici nazionali, reti idrologiche e archivi internazionali, costruendo un prodotto specificamente rivolto allo studio del clima, dei monsoni e delle risorse idriche asiatiche. La combinazione di elevata densità osservativa, risoluzione giornaliera e lunga copertura temporale rende APHRODITE particolarmente utile per analizzare le variazioni delle piogge monsoniche su scala substagionale.
L’impiego di osservazioni pluviometriche al suolo offre un vantaggio fondamentale: la precipitazione viene misurata direttamente, anziché essere inferita dalle proprietà radiative delle nubi o simulata da un modello atmosferico. APHRODITE consente quindi di verificare se il passaggio delle diverse fasi della BSISO corrisponda effettivamente a un aumento o a una diminuzione delle precipitazioni nelle regioni continentali interessate dal monsone estivo asiatico. Attraverso le composizioni costruite in funzione dell’indice bimodale è possibile individuare le aree nelle quali la fase convettivamente attiva favorisce piogge superiori alla norma e quelle nelle quali prevale temporaneamente una fase di pausa. Il dataset permette inoltre di esaminare la propagazione delle anomalie pluviometriche dall’India meridionale verso la pianura indo-gangetica, l’Himalaya, la Cina e il Sud-est asiatico.
La scelta di APHRODITE è particolarmente significativa perché la variabilità monsonica presenta forti contrasti geografici. La quantità di precipitazione può cambiare rapidamente tra pianure, versanti montuosi, altopiani e regioni costiere, mentre la densità delle stazioni non è uniforme in tutta l’Asia. L’interpolazione su griglia permette di costruire campi spazialmente continui, ma introduce anche un certo grado di smussamento. Nelle regioni montuose o scarsamente osservate, il valore assegnato a una cella può non rappresentare pienamente i massimi pluviometrici locali, soprattutto quando la rete di pluviometri è poco densa o le stazioni si trovano prevalentemente nei fondovalle. Anche gli errori di sottocattura della precipitazione solida, l’esposizione degli strumenti al vento e le variazioni nel numero di stazioni disponibili possono influenzare l’omogeneità temporale del prodotto. APHRODITE rimane nondimeno uno dei riferimenti osservativi più importanti per lo studio delle precipitazioni giornaliere asiatiche, proprio grazie alla densità della rete pluviometrica utilizzata e all’attenzione dedicata al controllo di qualità.
La funzione di APHRODITE nell’analisi è complementare a quella dell’OLR. Quest’ultima descrive in modo particolarmente efficace l’organizzazione della convezione su vasta scala e la sua propagazione sopra gli oceani, mentre APHRODITE permette di quantificare la risposta pluviometrica osservata sulle terre emerse. Il confronto tra i due campi consente di distinguere il segnale convettivo generale dalla distribuzione effettiva delle piogge al suolo. Una corrispondenza tra anomalie negative di OLR e precipitazioni positive rafforza l’interpretazione di una fase convettivamente attiva; eventuali differenze possono invece segnalare l’influenza della topografia, della circolazione locale, della struttura delle nubi o dei limiti osservativi dei singoli prodotti.
Per studiare la relazione tra la BSISO e i sistemi monsonici di bassa pressione viene utilizzato il dataset globale delle traiettorie delle perturbazioni monsoniche sviluppato da Hurley e Boos. Gli autori hanno costruito la prima climatologia globale coerente dei sistemi monsonici di bassa pressione attraverso un algoritmo applicato alla rianalisi ERA-Interim. Il prodotto identifica e segue nel tempo perturbazioni cicloniche che si formano all’interno delle grandi regioni monsoniche, consentendo di ricostruirne posizione, durata, traiettoria e frequenza. Questi sistemi comprendono depressioni e perturbazioni monsoniche che possono produrre precipitazioni abbondanti e rappresentano una componente fondamentale della variabilità meteorologica estiva in Asia, Africa, Australia e nelle Americhe.
L’utilizzo di un archivio delle traiettorie consente di andare oltre la semplice correlazione tra BSISO e precipitazioni. La fase dell’oscillazione può infatti modificare l’ambiente dinamico favorevole alla formazione e al movimento dei sistemi di bassa pressione attraverso variazioni della vorticità, della convergenza nei bassi strati, dell’umidità e dei venti guida. Raggruppando i punti di genesi e le traiettorie in funzione delle fasi BSISO è possibile determinare se le perturbazioni monsoniche divengano più frequenti in specifiche regioni quando il nucleo convettivo dell’oscillazione si sposta verso nord. Questa impostazione permette di collegare una modalità atmosferica di grande scala con fenomeni sinottici responsabili di una parte considerevole delle precipitazioni estive.
Occorre tuttavia ricordare che i sistemi presenti nel dataset non derivano esclusivamente da osservazioni dirette, ma sono identificati all’interno di una rianalisi mediante criteri oggettivi. La posizione e l’intensità di una perturbazione possono dipendere dalla risoluzione del campo atmosferico, dalla variabile utilizzata per il tracciamento e dalle soglie stabilite dall’algoritmo. Sistemi deboli, di breve durata o caratterizzati da strutture irregolari possono essere riconosciuti in modo differente rispetto alle classificazioni operative dei servizi meteorologici. Il principale valore del dataset risiede quindi nella coerenza metodologica globale, che rende possibile un confronto statistico uniforme, piuttosto che nella riproduzione perfetta di ogni singola depressione monsonica osservata.
La relazione tra BSISO e genesi dei cicloni tropicali viene analizzata mediante la versione 4 dell’International Best Track Archive for Climate Stewardship, nota come IBTrACS. Questo archivio, coordinato dalla NOAA, riunisce le informazioni sui cicloni tropicali prodotte da differenti centri meteorologici nazionali e regionali, organizzandole in un dataset globale comune. Le registrazioni comprendono generalmente la posizione del centro ciclonico, il tempo di osservazione e le stime dell’intensità, sebbene la disponibilità delle variabili cambi nel tempo e tra i diversi bacini. IBTrACS rappresenta la raccolta globale più completa delle traiettorie storiche dei cicloni tropicali e permette di analizzare in modo uniforme la distribuzione della ciclogenesi nell’Oceano Indiano e nel Pacifico nord-occidentale.
Nell’ambito dello studio, l’interesse principale non riguarda necessariamente l’intero ciclo vitale dei cicloni, ma la posizione e il momento della loro formazione rispetto alle fasi della BSISO. Una fase convettivamente attiva può creare condizioni ambientali favorevoli alla ciclogenesi attraverso l’aumento dell’umidità troposferica, della convergenza e della vorticità ciclonica nei bassi strati. Quando il nucleo della BSISO si sposta dall’Oceano Indiano al Mar Cinese Meridionale e al Pacifico occidentale, anche le regioni nelle quali la formazione dei cicloni risulta statisticamente favorita possono migrare. L’archivio IBTrACS permette pertanto di verificare se la densità dei punti di genesi presenti una modulazione coerente con la propagazione dell’oscillazione.
L’uso di IBTrACS richiede comunque cautela. Le agenzie meteorologiche possono adottare procedure differenti per stimare la velocità massima del vento, la pressione centrale e la posizione del ciclone, mentre le tecniche osservative sono cambiate considerevolmente nel corso dei decenni. L’introduzione dei satelliti meteorologici ha migliorato la copertura degli oceani tropicali, ma ha anche prodotto discontinuità rispetto ai periodi precedenti. Le analisi sulla frequenza di genesi sono generalmente più robuste rispetto ai confronti dettagliati dell’intensità, soprattutto quando si considerano epoche e bacini differenti. La documentazione tecnica della versione 4 sottolinea infatti la necessità di valutare le differenze tra le fonti originali e l’idoneità delle singole variabili rispetto allo scopo dell’analisi.
Per esaminare i campi dinamici associati alla BSISO viene utilizzata la rianalisi atmosferica JRA-55, prodotta dalla Japan Meteorological Agency. Una rianalisi combina osservazioni provenienti da satelliti, radiosonde, stazioni meteorologiche, navi, boe e aeromobili con un modello numerico globale e un sistema di assimilazione dei dati. Il risultato è una ricostruzione tridimensionale e temporalmente regolare dello stato dell’atmosfera, comprendente vento, temperatura, umidità, pressione, geopotenziale e numerose altre variabili. JRA-55 copre il periodo iniziato nel 1958 e fu la prima rianalisi globale di lunga durata ad applicare un sistema di assimilazione variazionale quadridimensionale all’intero periodo considerato.
Nel contesto della BSISO, JRA-55 permette di analizzare quei processi che non possono essere ricavati direttamente dai campi di OLR o di precipitazione. Tra questi rientrano la struttura verticale dei venti, le anomalie di vorticità, la convergenza nei bassi strati, la divergenza dell’alta troposfera, il trasporto dell’umidità e la risposta ondulatoria di Kelvin e Rossby. La rianalisi consente inoltre di costruire composizioni tridimensionali nelle diverse fasi dell’oscillazione e di valutare come la circolazione atmosferica preceda, accompagni o segua la propagazione della convezione. Questo aspetto è essenziale per distinguere una semplice associazione statistica da una sequenza dinamicamente coerente di processi.
JRA-55 non costituisce tuttavia un’osservazione pura. Nei settori scarsamente osservati e per le variabili non direttamente assimilate, il risultato dipende in misura significativa dal modello numerico e dalle sue parametrizzazioni fisiche. La valutazione originaria di Kobayashi e collaboratori ha evidenziato importanti miglioramenti rispetto alla precedente JRA-25, ma anche alcuni problemi, tra cui eccessive precipitazioni tropicali, squilibri nel bilancio energetico e tendenze non realistiche nell’intensità analizzata dei cicloni tropicali. Analisi successive hanno inoltre mostrato che l’ampiezza delle onde equatoriali e della MJO può risultare più debole rispetto ad altre rianalisi. Queste limitazioni non impediscono l’uso di JRA-55 per descrivere la circolazione della BSISO, ma suggeriscono di interpretare con maggiore prudenza l’intensità assoluta dei segnali e di privilegiare le configurazioni dinamiche robuste e coerenti con i dataset osservativi indipendenti.
La temperatura superficiale del mare viene descritta mediante il prodotto mensile NOAA Optimum Interpolation SST versione 2, sviluppato da Reynolds e collaboratori. Il dataset combina osservazioni oceaniche in situ, provenienti per esempio da navi e boe, con misure satellitari, applicando una procedura di interpolazione ottimale per produrre campi globali spazialmente completi. L’integrazione tra osservazioni dirette e satellitari riduce le lacune presenti nei singoli sistemi di misura e permette di rappresentare le principali anomalie oceaniche su scala climatica. La versione utilizzata nello studio fornisce quindi un quadro coerente delle condizioni termiche dell’Oceano Pacifico tropicale necessarie per identificare gli episodi di El Niño e La Niña.
Nel lavoro di Kikuchi, le SST mensili vengono utilizzate per esaminare la relazione tra la BSISO e l’ENSO. Le anomalie termiche associate a El Niño e La Niña modificano la circolazione di Walker, la posizione della convezione tropicale, i gradienti zonali di temperatura e la distribuzione dell’umidità. Di conseguenza, possono influenzare la frequenza, l’intensità e la traiettoria degli eventi BSISO. Un prodotto mensile è adeguato per descrivere lo stato oceanico di fondo e classificare le estati secondo la fase ENSO, ma non può risolvere le variazioni rapide della temperatura marina associate al passaggio delle singole fasi dell’oscillazione. La sua funzione è quindi quella di rappresentare la modulazione interannuale esercitata dall’oceano, non l’interazione aria-mare su scala giornaliera.
La procedura di interpolazione ottimale rende il campo di SST spazialmente completo, ma tende a smussare le strutture oceaniche più fini, soprattutto nelle regioni costiere, lungo i fronti termici e nei settori con poche osservazioni in situ. Anche le correzioni applicate alle misure satellitari e i cambiamenti della rete osservativa possono introdurre incertezze. Per lo studio delle grandi anomalie ENSO, che si estendono su migliaia di chilometri e persistono per diversi mesi, tali limiti risultano generalmente meno critici rispetto alle analisi delle strutture oceaniche locali.
Un secondo prodotto pluviometrico impiegato da Kikuchi è TRMM 3B42 versione 7, ottenuto nell’ambito della Tropical Rainfall Measuring Mission. A differenza di APHRODITE, basato principalmente sui pluviometri continentali, TRMM 3B42 combina stime provenienti da molteplici sensori satellitari a microonde e infrarossi. Il prodotto presenta una risoluzione spaziale di 0,25° per 0,25° e una risoluzione temporale di tre ore, caratteristiche che consentono di seguire con grande dettaglio l’evoluzione dei sistemi precipitanti tropicali. L’algoritmo TMPA è stato sviluppato come procedura sequenziale calibrata per integrare differenti sorgenti satellitari e produrre stime quasi globali e pluriennali delle precipitazioni.
L’elevata frequenza temporale di TRMM 3B42 è particolarmente utile per studiare la struttura interna della BSISO e le variazioni del ciclo diurno delle precipitazioni. L’oscillazione evolve su scale di diverse settimane, ma è costituita dall’organizzazione di sistemi convettivi che si sviluppano, si intensificano e decadono nell’arco di poche ore o giorni. I dati ogni tre ore permettono quindi di esaminare come la fase dell’oscillazione modifichi l’orario di massima precipitazione, la propagazione dei sistemi convettivi dalle coste verso l’interno e il contrasto tra oceano e continente. La risoluzione di 0,25° consente inoltre di rappresentare strutture che vengono fortemente attenuate nei campi OLR a 2,5°.
TRMM offre una copertura particolarmente preziosa sopra gli oceani e nelle regioni tropicali con reti pluviometriche scarse. La stima satellitare non è però esente da errori. Le precipitazioni vengono ricavate indirettamente dai segnali elettromagnetici rilevati dai sensori, e l’accuratezza può variare tra piogge convettive e stratiformi, tra oceano e continente e tra pianure e regioni montuose. Le piogge molto deboli, i massimi estremi e le precipitazioni associate a sistemi complessi possono essere sottostimati o sovrastimati. La durata relativamente più breve della serie TRMM rispetto a OLR e APHRODITE ne limita inoltre l’impiego per analisi climatologiche multidecadali. Il prodotto risulta quindi particolarmente adatto alla descrizione dettagliata della struttura e dell’evoluzione pluviometrica della BSISO durante l’era satellitare, mentre APHRODITE offre una prospettiva più lunga e direttamente fondata sulle osservazioni al suolo.
L’integrazione tra APHRODITE e TRMM rappresenta uno degli aspetti metodologicamente più solidi dello studio. I due prodotti non sono perfettamente intercambiabili, poiché misurano o stimano la precipitazione attraverso procedure differenti e possiedono coperture temporali e spaziali diverse. La convergenza dei risultati ottenuti dai due dataset aumenta tuttavia la robustezza delle conclusioni. Quando entrambi mostrano una propagazione coerente delle anomalie pluviometriche durante le diverse fasi della BSISO, diviene meno probabile che il segnale sia un artefatto di una singola tecnica osservativa. Le eventuali divergenze permettono invece di individuare le regioni nelle quali l’incertezza è maggiore o nelle quali la risoluzione temporale e spaziale modifica la rappresentazione del fenomeno.
Nel complesso, la metodologia adottata da Kikuchi costruisce una catena osservativa che collega differenti livelli del sistema climatico. L’OLR individua la struttura convettiva planetaria e permette di definire le fasi della BSISO; APHRODITE descrive la risposta giornaliera delle precipitazioni sulle terre emerse asiatiche; TRMM risolve con maggiore dettaglio spaziale e temporale l’attività pluviometrica sopra oceani e continenti; il dataset di Hurley e Boos collega l’oscillazione ai sistemi monsonici di bassa pressione; IBTrACS permette di esaminarne la relazione con la genesi dei cicloni tropicali; JRA-55 fornisce i campi dinamici tridimensionali necessari per interpretare i meccanismi atmosferici; infine, le SST NOAA OI V2 descrivono lo stato oceanico interannuale associato a ENSO.
Questa complementarità riduce la dipendenza delle conclusioni da una singola fonte di dati, ma introduce anche la necessità di armonizzare risoluzioni, periodi temporali e domini geografici differenti. Prima di costruire medie composite o correlazioni, i campi devono essere resi confrontabili mediante selezione di intervalli comuni, calcolo delle anomalie rispetto alla climatologia, eventuale interpolazione su griglie coerenti e filtraggio delle scale temporali di interesse. Il periodo disponibile per ciascun prodotto, riportato nella Tabella 1 dello studio, definisce quindi il numero di anni e di eventi BSISO utilizzabili nelle diverse analisi. Le composizioni basate su APHRODITE, TRMM, IBTrACS o JRA-55 possono riferirsi a intervalli non perfettamente coincidenti e non devono essere interpretate come se derivassero necessariamente dallo stesso campione.
La differente lunghezza delle serie può incidere sulla significatività statistica dei risultati, soprattutto quando gli eventi vengono ulteriormente suddivisi in base alla fase della BSISO, alla regione geografica o allo stato dell’ENSO. Un campione breve può essere influenzato in misura sproporzionata da poche estati particolarmente attive o da eventi eccezionali. Al contrario, una serie lunga può includere discontinuità dovute ai cambiamenti dei sistemi osservativi. La robustezza delle relazioni individuate deve pertanto essere valutata considerando non soltanto l’ampiezza delle anomalie, ma anche il numero di eventi disponibili, la loro indipendenza, la coerenza spaziale e la riproducibilità tra dataset differenti.
La selezione dei dati riflette infine la natura stessa della BSISO, che non è una variabile direttamente osservabile, ma una modalità organizzata del sistema tropicale. La sua identificazione dipende dalla combinazione di anomalie convettive, circolatorie e pluviometriche che evolvono in maniera coerente. L’approccio multivariato adottato nello studio consente di separare il segnale intrastagionale dal ciclo stagionale, dalla variabilità sinottica di breve durata e dalle modulazioni interannuali associate a ENSO. La metodologia non elimina completamente le incertezze osservazionali e modellistiche, ma permette di verificarne gli effetti attraverso confronti incrociati e di costruire un quadro fisicamente coerente della propagazione e degli impatti della BSISO. In questa prospettiva, la pluralità dei dataset non costituisce soltanto una scelta tecnica, ma rappresenta il presupposto fondamentale per comprendere un fenomeno che collega la convezione tropicale, il monsone asiatico, le depressioni monsoniche, i cicloni tropicali e la variabilità oceanica su scale temporali comprese tra il tempo meteorologico e il clima stagionale.
Figura 1 – Il ciclo stagionale della temperatura superficiale del mare e il contesto oceanico della BSISO
La Figura 1 descrive la distribuzione climatologica della temperatura superficiale del mare, indicata con l’acronimo SST, nella fascia tropicale compresa approssimativamente tra 30°S e 30°N. Le medie sono state calcolate da Kikuchi sul periodo 1982–2015 utilizzando 34 anni del prodotto NOAA Optimum Interpolation Sea Surface Temperature, comunemente denominato OISST. Il pannello (a) rappresenta la stagione estesa JJASO, comprendente giugno, luglio, agosto, settembre e ottobre, mentre il pannello (b) si riferisce a DJFMA, cioè dicembre, gennaio, febbraio, marzo e aprile. Questa suddivisione non coincide semplicemente con l’estate e l’inverno meteorologici, ma è stata concepita per confrontare i periodi nei quali prevalgono rispettivamente la struttura estiva della BSISO e la configurazione maggiormente equatoriale dell’oscillazione di Madden–Julian. La figura originale è quindi posta all’inizio dello studio per mostrare come il ciclo stagionale dell’oceano tropicale contribuisca a modificare le condizioni di fondo nelle quali si sviluppa la variabilità atmosferica intrastagionale.
Il dataset OISST impiegato nella figura combina osservazioni della temperatura marina provenienti da piattaforme in situ, come navi e boe, con informazioni satellitari, successivamente corrette e integrate mediante una procedura di interpolazione ottimale. I campi mensili derivano dai dati settimanali interpolati su base giornaliera e poi mediati nel corso del mese. Questa metodologia produce una rappresentazione spazialmente continua della superficie oceanica, particolarmente adatta a descrivere strutture climatiche estese come la piscina calda indo-pacifica, la lingua fredda equatoriale del Pacifico orientale e le regioni di risalita delle acque profonde lungo i margini orientali degli oceani. La procedura di interpolazione tende inevitabilmente ad attenuare alcune strutture oceaniche molto fini, ma è adeguata all’obiettivo della figura, che non consiste nell’analizzare fronti termici locali, bensì nel rappresentare lo stato termico medio su scala tropicale e stagionale.
La scala cromatica collocata sotto ciascun pannello varia approssimativamente da 14 a oltre 29 °C. Le tonalità viola e blu identificano le acque relativamente fredde, i colori chiari rappresentano valori intermedi, mentre l’arancione e il rosso indicano le regioni caratterizzate dalle temperature più elevate. La linea orizzontale tratteggiata corrisponde all’equatore e costituisce un riferimento essenziale per osservare la migrazione stagionale delle acque più calde. Le linee nere sovrapposte ai colori sono isoterme, cioè linee che uniscono punti con la stessa temperatura, e permettono di riconoscere sia l’intensità dei gradienti termici sia la forma delle principali strutture oceaniche. Dove le isoterme sono ravvicinate, il cambiamento spaziale della temperatura è relativamente marcato; dove sono maggiormente distanziate, la superficie marina presenta condizioni più uniformi.
Nel pannello relativo a JJASO emerge una pronunciata espansione verso nord delle acque con temperature comprese approssimativamente tra 28 e 29 °C. La zona maggiormente calda comprende l’Oceano Indiano settentrionale, il Golfo del Bengala, il settore orientale del Mar Arabico, i mari del Continente Marittimo, il Mar Cinese Meridionale e un’ampia parte del Pacifico tropicale occidentale. La fascia rossa si estende in diversi settori fino a circa 20°N e localmente oltre, mostrando che durante l’estate boreale il massimo termico non rimane confinato all’equatore. Tale configurazione costituisce una delle manifestazioni più evidenti dell’asimmetria stagionale tra i due emisferi: il riscaldamento solare e la circolazione monsonica riorganizzano la distribuzione delle temperature superficiali, dell’evaporazione e dell’umidità atmosferica, trasferendo verso l’emisfero settentrionale una parte importante dell’ambiente favorevole alla convezione tropicale.
Questa espansione settentrionale appartiene alla più vasta piscina calda indo-pacifica, o Indo-Pacific warm pool, una regione oceanica caratterizzata da temperature persistentemente elevate e da un’intensa disponibilità di energia e vapore acqueo. L’elevata SST favorisce generalmente l’evaporazione e contribuisce al mantenimento di una troposfera umida, ma non determina automaticamente lo sviluppo della convezione profonda. Affinché si formino grandi sistemi nuvolosi sono necessarie anche convergenza nei bassi strati, sufficiente umidità nella libera troposfera, instabilità convettiva e condizioni dinamiche favorevoli. La Figura 1 deve quindi essere letta come rappresentazione del supporto termodinamico di fondo, non come una mappa diretta delle precipitazioni o della posizione istantanea della BSISO.
Il pannello JJASO mostra anche che la superficie dell’Oceano Indiano settentrionale non presenta un riscaldamento completamente uniforme. Il Golfo del Bengala e i settori prossimi al Continente Marittimo rimangono particolarmente caldi, mentre alcune aree del Mar Arabico occidentale risultano relativamente più fresche. Questa differenza deriva dall’azione combinata del bilancio radiativo, dei forti venti monsonici sud-occidentali, dell’evaporazione, del rimescolamento verticale e della risalita di acque più fredde lungo le coste della Somalia e della Penisola Arabica. Il monsone, pertanto, non risponde passivamente alle condizioni oceaniche, ma modifica a sua volta la temperatura superficiale attraverso gli scambi di calore e quantità di moto tra oceano e atmosfera. La distribuzione osservata rappresenta il risultato medio di questa interazione bidirezionale.
Nel pannello (b), riferito a DJFMA, il nucleo delle acque più calde si sposta invece verso l’equatore e nell’emisfero australe. Le SST più elevate si concentrano nell’Oceano Indiano equatoriale e meridionale, intorno all’Indonesia, a nord dell’Australia e nel Pacifico sud-occidentale. Contemporaneamente, l’Oceano Indiano settentrionale, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale diventano sensibilmente meno caldi rispetto a JJASO. La fascia caratterizzata da SST prossime o superiori a 28 °C assume quindi una disposizione più equatoriale e relativamente più simmetrica, sebbene la complessa geografia del Continente Marittimo e la distribuzione delle correnti oceaniche impediscano una perfetta simmetria tra i due emisferi.
Questa differenza stagionale contribuisce a spiegare perché la struttura canonica dell’oscillazione di Madden–Julian raggiunga la sua espressione più evidente durante l’inverno boreale. Quando la zona di massima convezione potenziale è maggiormente concentrata intorno all’equatore, l’accoppiamento tra la convezione e la risposta dinamica equatoriale favorisce una propagazione prevalentemente verso est dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale. Durante l’estate boreale, al contrario, il riscaldamento e la circolazione monsonica spostano verso nord i gradienti di umidità, la convergenza e la risposta delle onde di Rossby. La variabilità intrastagionale assume allora una struttura più asimmetrica, caratterizzata non soltanto dalla propagazione zonale lungo l’equatore, ma anche dalla migrazione settentrionale della convezione sull’Oceano Indiano e sul Pacifico occidentale.
La distinzione fra le due stagioni non implica che la SST costituisca da sola la causa della trasformazione della MJO in BSISO. Essa contribuisce piuttosto a definire lo stato medio nel quale operano i processi dinamici e termodinamici dell’atmosfera. Studi modellistici hanno mostrato che lo spostamento latitudinale e la larghezza della piscina calda possono modificare la posizione e le caratteristiche della propagazione convettiva, ma la migrazione verso nord dipende anche dal profilo verticale dei venti monsonici, dall’avvezione dell’umidità, dalla convergenza nello strato limite, dalla vorticità e dall’interazione con le onde atmosferiche. In esperimenti idealizzati, la modificazione della distribuzione della SST altera sensibilmente la propagazione della convezione, confermando che la configurazione termica oceanica costituisce una componente importante, sebbene non esclusiva, del sistema BSISO.
La Figura 1 evidenzia inoltre la forte differenza longitudinale esistente tra il settore indo-pacifico e il Pacifico orientale. In entrambi i pannelli, la regione compresa tra l’Oceano Indiano orientale, l’Indonesia e il Pacifico occidentale ospita le acque tropicali più calde, mentre nel Pacifico equatoriale orientale è riconoscibile una fascia relativamente più fresca che si estende verso ovest dalle coste sudamericane. Si tratta della lingua fredda equatoriale, mantenuta dalla risalita di acque subsuperficiali, dall’azione degli alisei e dalla dinamica della circolazione oceanica tropicale. La presenza di questa struttura contribuisce a concentrare la convezione media nel settore occidentale del Pacifico e rappresenta un elemento fondamentale della circolazione di Walker. La sua intensità e la sua estensione variano considerevolmente durante El Niño e La Niña, producendo modificazioni dello stato di fondo che possono influenzare anche la localizzazione e la propagazione della BSISO.
Ai margini orientali degli oceani sono visibili altre regioni relativamente fredde, in particolare lungo le coste occidentali dell’America meridionale e dell’Africa meridionale. Queste aree corrispondono ai grandi sistemi di risalita costiera, nei quali i venti e il trasporto di Ekman allontanano le acque superficiali dalla costa, favorendo l’emersione di acque più fredde provenienti dagli strati profondi. Tali regioni sono generalmente meno favorevoli alla convezione profonda persistente rispetto alla piscina calda indo-pacifica. La distribuzione planetaria della SST contribuisce così a organizzare i grandi centri tropicali di riscaldamento atmosferico, ma è sempre mediata dalla circolazione e dalla stabilità della troposfera.
Un aspetto essenziale per interpretare correttamente la figura consiste nel distinguere la climatologia stagionale dalle anomalie intrastagionali. I colori rappresentano la temperatura media dei due periodi e non mostrano il riscaldamento o il raffreddamento associato a un singolo evento BSISO. Su questa struttura media si sovrappongono anomalie della SST generalmente molto più piccole, generate dagli scambi di calore tra oceano e atmosfera. Prima dell’arrivo della fase convettivamente attiva, la riduzione della copertura nuvolosa può aumentare la radiazione solare assorbita dall’oceano, mentre venti relativamente deboli limitano l’evaporazione e il rimescolamento, favorendo un riscaldamento superficiale. Quando sopraggiunge la convezione, l’aumento della nuvolosità riduce l’irraggiamento solare e i venti più intensi accrescono i flussi di calore latente, producendo spesso un successivo raffreddamento della superficie marina.
Questa relazione sfasata tra convezione e SST può partecipare alla propagazione settentrionale dell’oscillazione. Le anomalie calde situate a nord della convezione possono aumentare i flussi turbolenti di calore sensibile e latente verso l’atmosfera, contribuendo a umidificare e destabilizzare lo strato limite prima dell’arrivo della fase piovosa. Gao e collaboratori hanno mostrato che questo meccanismo può favorire il trasferimento dell’energia statica umida verso la regione posta davanti alla convezione, preparando l’ambiente alla formazione di nuovi moti ascendenti e sostenendo così la migrazione della BSISO. Analogamente, studi sul Pacifico nord-occidentale hanno evidenziato che le anomalie della SST e i conseguenti scambi aria-mare possono agire come un’importante componente della propagazione verso nord.
Il ruolo dell’oceano non appare tuttavia identico in ogni regione e in ogni evento. Un’analisi della BSISO dell’estate 2016 ha indicato che le variazioni intrastagionali della SST esercitarono soltanto un’influenza limitata sulla velocità e sull’ampiezza della propagazione osservata, mentre risultarono più importanti la struttura della vorticità e il trasporto dell’umidità. Questa evidenza suggerisce che l’interazione aria-mare può rafforzare o modulare la BSISO senza rappresentare necessariamente il meccanismo dominante in tutti gli episodi. La relativa importanza dei processi oceanici e atmosferici dipende dalla regione, dallo stato medio monsonico, dalla profondità dello strato oceanico rimescolato e dalla struttura iniziale della perturbazione.
Ricerche più recenti hanno ulteriormente chiarito questa complessità. Il confronto tra eventi propaganti e non propaganti sull’Asia meridionale mostra che la migrazione settentrionale può avvenire attraverso una successione di stadi nei quali i venti anomali della BSISO trasportano umidità lungo i gradienti climatologici, prima verso il Mar Arabico meridionale e successivamente verso le regioni monsoniche continentali. L’efficienza di questo processo dipende quindi non soltanto dalla temperatura oceanica, ma anche dalla distribuzione preesistente dell’umidità e dallo shear verticale dei venti. La SST contribuisce a costruire l’ambiente termodinamico rappresentato nella Figura 1, mentre la circolazione determina se tale energia potenziale possa essere organizzata in una propagazione convettiva coerente.
Nel Pacifico occidentale, inoltre, la struttura verticale dell’oceano può essere importante quanto la sola temperatura della superficie. Osservazioni recenti indicano che precipitazioni abbondanti possono produrre uno strato superficiale relativamente fresco e poco salino, capace di limitare il rimescolamento con le acque più fredde sottostanti. La formazione di uno strato rimescolato sottile consente alla superficie marina di rispondere rapidamente alla radiazione solare e ai flussi atmosferici, facilitando l’accumulo di calore e umidità davanti alla convezione. Questo processo illustra perché due regioni con una SST climatologica simile possano reagire in modo diverso al passaggio della BSISO: la risposta dipende anche dalla salinità, dalla profondità dello strato rimescolato e dalla stratificazione oceanica superiore.
La figura permette anche di comprendere il legame fra BSISO e monsone asiatico. Durante JJASO, la presenza di acque molto calde nell’Oceano Indiano settentrionale e nel Pacifico occidentale coincide con lo sviluppo dei venti monsonici, con la migrazione settentrionale delle fasce di precipitazione e con la formazione di una zona di convergenza estiva spostata rispetto all’equatore. Le fasi della BSISO modulano tale struttura, alternando periodi caratterizzati da intensa convezione e precipitazioni a fasi di soppressione e relativa pausa monsonica. Lo spostamento verso nord non deve essere immaginato come il movimento continuo di un’unica massa nuvolosa, bensì come la rigenerazione progressiva della convezione in regioni precedentemente umidificate, accompagnata dall’indebolimento dei sistemi presenti più a sud.
La distribuzione delle SST svolge inoltre un ruolo nel determinare le aree favorevoli alla genesi dei cicloni tropicali. Il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale presentano durante l’estate boreale temperature sufficientemente elevate a sostenere intensi flussi di calore e umidità. Quando una fase attiva della BSISO attraversa queste regioni, l’aumento della vorticità ciclonica, dell’umidità troposferica e della convergenza può rendere l’ambiente più favorevole alla formazione di depressioni e cicloni. Anche in questo caso, tuttavia, una SST elevata rappresenta soltanto una delle condizioni necessarie: la ciclogenesi dipende dalla struttura della perturbazione iniziale, dallo shear verticale del vento, dal contenuto termico oceanico e dall’organizzazione della convezione.
La climatologia rappresentata non deve infine essere confusa con una situazione immutabile. La posizione e l’estensione della piscina calda variano da un anno all’altro in relazione a ENSO, al Dipolo dell’Oceano Indiano e ad altre forme di variabilità climatica. Durante differenti fasi di El Niño e La Niña cambiano i gradienti termici del Pacifico, la circolazione di Walker e la collocazione delle principali aree convettive. Queste modificazioni possono alterare la frequenza e il percorso degli eventi BSISO, soprattutto nel passaggio dal Continente Marittimo al Pacifico occidentale. Studi recenti confermano che la dipendenza della BSISO dallo stato di ENSO coinvolge sia la dinamica atmosferica interna sia l’interazione aria-mare, con risposte differenti tra Oceano Indiano e Pacifico occidentale.
Nel complesso, la Figura 1 non rappresenta direttamente l’oscillazione intrastagionale dell’estate boreale, ma fornisce il quadro climatologico indispensabile per comprenderne la stagionalità. Durante DJFMA, la massima estensione delle acque calde rimane maggiormente concentrata intorno all’equatore e nell’emisfero meridionale, favorendo una struttura della variabilità intrastagionale prevalentemente zonale e coerente con la propagazione orientale della MJO. Durante JJASO, invece, la piscina calda e l’ambiente umido si estendono verso l’Oceano Indiano settentrionale e il Pacifico nord-occidentale, mentre la circolazione monsonica introduce una forte asimmetria emisferica. In questo nuovo stato di fondo, la risposta delle onde di Rossby, il trasporto dell’umidità, la convergenza nello strato limite e gli scambi di energia con l’oceano concorrono a produrre la caratteristica propagazione verso nord della BSISO.
Il principale messaggio scientifico della figura consiste dunque nel mostrare che la differenza fra MJO invernale e BSISO estiva non può essere compresa considerando esclusivamente la perturbazione atmosferica. Il comportamento dell’oscillazione dipende dall’ambiente stagionale nel quale essa si sviluppa, e la temperatura superficiale del mare costituisce una componente essenziale di tale ambiente. La SST determina la distribuzione della disponibilità energetica e contribuisce alla collocazione delle regioni maggiormente favorevoli alla convezione; l’atmosfera, attraverso i monsoni, i venti, la nuvolosità e le precipitazioni, modifica a sua volta la superficie oceanica. La Figura 1 introduce quindi una concezione pienamente accoppiata della BSISO, nella quale oceano e atmosfera non agiscono come sistemi separati, ma come componenti interdipendenti di una variabilità che collega le scale giornaliere, intrastagionali e stagionali.
Tabella 1 – Integrazione dei dataset osservativi e delle rianalisi per lo studio della BSISO
La Tabella 1 presenta l’architettura osservativa e metodologica sulla quale si fonda lo studio di Kikuchi dedicato all’oscillazione intrastagionale dell’estate boreale. La BSISO non può essere descritta adeguatamente attraverso una singola variabile atmosferica, poiché costituisce un fenomeno accoppiato che coinvolge la convezione tropicale, la distribuzione delle precipitazioni, la circolazione troposferica, la formazione dei sistemi monsonici di bassa pressione, la ciclogenesi tropicale, la temperatura superficiale del mare e la variabilità interannuale associata a El Niño–Southern Oscillation. Per questa ragione, l’autore combina otto differenti fonti di dati, ciascuna destinata a rappresentare una componente specifica del sistema climatico tropicale. La tabella non costituisce quindi un semplice inventario tecnico, ma mostra come l’analisi della BSISO richieda un approccio multivariato e multidimensionale, capace di collegare fenomeni atmosferici e oceanici che operano su scale temporali comprese tra poche ore, alcune settimane e diversi anni.
Una prima caratteristica evidente è che la maggior parte dei dataset inizia nel 1979 o nei primi anni Ottanta. Questa scelta riflette l’avvio dell’era satellitare moderna, durante la quale la disponibilità di osservazioni quasi globali rese possibile il monitoraggio sistematico della convezione, delle temperature oceaniche e dei cicloni tropicali anche sopra le vaste regioni oceaniche scarsamente campionate dalle reti convenzionali. Prima della fine degli anni Settanta, lo studio della variabilità intrastagionale tropicale dipendeva in larga misura da radiosondaggi, stazioni insulari, navi e osservazioni localizzate. Le ricerche pionieristiche di Madden e Julian del 1971 e del 1972 riuscirono comunque a identificare un’oscillazione tropicale di circa 40–50 giorni, ma soltanto con l’espansione delle misure satellitari divenne possibile seguirne direttamente la propagazione dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale e riconoscerne le differenti manifestazioni stagionali. La concentrazione dei dataset della Tabella 1 nel periodo successivo al 1979 garantisce pertanto una maggiore omogeneità osservativa e una copertura sufficientemente ampia per ricostruire la struttura spazio-temporale della BSISO.
Il dataset più importante per l’identificazione diretta dell’oscillazione è quello della radiazione infrarossa uscente, o OLR, disponibile nello studio dal 1979 a gennaio 2017. Il prodotto giornaliero interpolato della NOAA, sviluppato e documentato da Liebmann e Smith (1996), rappresenta la quantità di radiazione a onda lunga emessa dal sistema Terra-atmosfera verso lo spazio. Nelle regioni tropicali, dove la convezione profonda produce nubi con sommità molto elevate e fredde, l’OLR costituisce un indicatore indiretto particolarmente efficace dell’organizzazione convettiva. Valori inferiori alla climatologia sono generalmente associati a estesa nuvolosità convettiva, moti ascendenti e precipitazioni, mentre anomalie positive tendono a indicare convezione soppressa, subsidenza e condizioni atmosferiche relativamente più asciutte. La lunga serie giornaliera consente di filtrare la variabilità meteorologica di breve periodo e di isolare le oscillazioni comprese nella banda intrastagionale, permettendo così di seguire il lento spostamento delle anomalie convettive.
Nel lavoro di Kikuchi, l’OLR svolge una funzione ancora più centrale, poiché viene utilizzata per derivare l’indice ISO bimodale attraverso il quale lo stato della variabilità intrastagionale viene rappresentato in termini di modalità MJO oppure BSISO. L’indice non considera soltanto l’intensità istantanea della convezione, ma confronta la sua evoluzione spazio-temporale con le configurazioni tipiche delle due modalità. La disponibilità del campo OLR dal 1979 a gennaio 2017 permette quindi di identificare numerosi cicli BSISO, di suddividerli in fasi e di costruire composizioni statistiche degli altri parametri atmosferici. Tutti gli ulteriori dataset possono essere organizzati secondo queste fasi, verificando per esempio come cambino le precipitazioni, la vorticità o la frequenza dei cicloni quando il nucleo convettivo si sposta dall’Oceano Indiano equatoriale verso il Golfo del Bengala, l’India, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale.
L’OLR possiede tuttavia alcuni limiti. Essa non misura direttamente la precipitazione, ma rileva principalmente la temperatura radiativa delle sommità nuvolose. Nubi molto alte possono talvolta essere associate a quantità di pioggia differenti a seconda della loro struttura microfisica, mentre precipitazioni stratiformi o orografiche possono non produrre segnali radiativi proporzionali alla quantità d’acqua che raggiunge il suolo. Inoltre, la risoluzione relativamente grossolana del prodotto interpolato tende ad attenuare le strutture locali, soprattutto lungo le coste, nelle aree montuose e nelle regioni caratterizzate da forti gradienti convettivi. L’integrazione con dati pluviometrici indipendenti diviene dunque indispensabile per verificare se le anomalie convettive rilevate dai satelliti corrispondano effettivamente a variazioni delle piogge osservate.
A questo scopo viene utilizzato il prodotto APHRODITE, che nella Tabella 1 copre il periodo 1979–2007. APHRODITE, acronimo di Asian Precipitation–Highly-Resolved Observational Data Integration Towards Evaluation of Water Resources, è stato sviluppato per costruire una climatologia giornaliera delle precipitazioni sulle terre emerse asiatiche utilizzando una rete particolarmente ampia di pluviometri. Yatagai et al. (2012) descrissero il prodotto come uno dei primi tentativi sistematici di realizzare un dataset pluviometrico giornaliero ad alta risoluzione capace di coprire l’intero continente asiatico. Il progetto incorporò osservazioni provenienti dai servizi meteorologici nazionali, dalle reti idrologiche e da archivi internazionali, sottoponendole a controlli di qualità e a procedure di interpolazione spaziale.
La disponibilità di dati APHRODITE dal 1979 al 2007 consente di analizzare quasi tre decenni di precipitazioni monsoniche giornaliere. Nell’ambito della BSISO, questo prodotto permette di verificare come le piogge sulle regioni continentali cambino nelle diverse fasi dell’oscillazione. Durante una fase convettivamente attiva, le anomalie positive delle precipitazioni possono migrare dall’India meridionale verso la parte centrale e settentrionale del subcontinente, mentre altre aree possono entrare simultaneamente in una fase di soppressione. Questo comportamento è alla base dell’alternanza tra periodi attivi e pause del monsone, una delle manifestazioni più importanti della variabilità intrastagionale asiatica. Gli studi di Goswami e Mohan (2001), Goswami et al. (2006) e Annamalai e Sperber (2005) hanno mostrato che le oscillazioni intrastagionali contribuiscono in maniera sostanziale alla distribuzione temporale delle piogge monsoniche e possono influenzare anche l’anomalia stagionale complessiva.
Il vantaggio principale di APHRODITE consiste nell’utilizzo di osservazioni pluviometriche dirette, ma anche questo dataset presenta inevitabili fonti di incertezza. La densità delle stazioni varia notevolmente tra le regioni, risultando generalmente maggiore nelle aree più popolate e accessibili e minore nei deserti, sugli altopiani e nei complessi sistemi montuosi dell’Asia. L’interpolazione può attenuare i massimi pluviometrici orografici, mentre cambiamenti nel numero delle stazioni disponibili possono introdurre disomogeneità temporali. APHRODITE rimane comunque particolarmente prezioso per verificare la relazione tra BSISO e precipitazioni continentali, offrendo una prospettiva complementare a quella satellitare dell’OLR.
La serie APHRODITE termina nel 2007 e risulta quindi più breve di quella OLR. Quando i due prodotti vengono utilizzati congiuntamente, il periodo comune è limitato al 1979–2007. Questa sovrapposizione comprende comunque 29 stagioni boreali e un numero sufficiente di eventi intrastagionali per costruire medie composite robuste. La diversa lunghezza delle serie mostra tuttavia che non tutte le figure e le analisi dello studio sono necessariamente riferite allo stesso intervallo temporale. Tale aspetto è importante, poiché differenze tra le composizioni possono dipendere non soltanto dalla variabile analizzata, ma anche dal diverso campione di estati considerate.
La voce LPSs indica i sistemi di bassa pressione, o Low-Pressure Systems, e copre il periodo 1979–2012. Il dataset impiegato è la climatologia globale delle traiettorie delle perturbazioni monsoniche sviluppata da Hurley e Boos (2015). Questi autori applicarono un algoritmo oggettivo ai campi di rianalisi per identificare e seguire i sistemi ciclonici che si sviluppano nelle principali regioni monsoniche. L’archivio contiene informazioni sulla posizione, sulla durata e sulle traiettorie delle depressioni e delle perturbazioni monsoniche, consentendo di studiare la relazione tra la variabilità di grande scala e i sistemi meteorologici responsabili delle piogge più intense.
I sistemi monsonici di bassa pressione rivestono un ruolo fondamentale soprattutto nel Golfo del Bengala e sull’India. Molti di essi si formano sul Golfo del Bengala settentrionale e si spostano successivamente verso ovest o nord-ovest, trasportando grandi quantità di umidità verso le regioni continentali. Una parte considerevole delle precipitazioni estive dell’India centrale è associata proprio al passaggio di queste perturbazioni. La BSISO può modificarne la frequenza e la posizione attraverso variazioni della convergenza nei bassi strati, della vorticità ciclonica, dell’umidità troposferica e dei venti monsonici. Quando la fase convettivamente attiva dell’oscillazione raggiunge il Golfo del Bengala e l’India, l’ambiente può diventare maggiormente favorevole alla formazione dei sistemi di bassa pressione; durante le fasi soppresse, la loro attività tende invece a diminuire o a trasferirsi verso altri settori.
Il periodo 1979–2012 offre 34 anni di traiettorie e coincide quasi completamente con quello utilizzato per la climatologia delle temperature superficiali del mare rappresentata nella Figura 1. Il dataset LPSs permette di passare dalla descrizione della convezione su scala planetaria all’analisi di sistemi meteorologici sinottici individuali. Si tratta di un passaggio concettuale importante: la BSISO non produce direttamente ogni singolo episodio di precipitazione, ma modifica l’ambiente dinamico nel quale si sviluppano le perturbazioni che generano gran parte delle piogge monsoniche. La relazione deve quindi essere interpretata in termini probabilistici, poiché una fase favorevole aumenta la frequenza attesa dei sistemi di bassa pressione senza determinarne automaticamente la nascita.
L’archivio IBTrACS, utilizzato per il periodo 1979–2016, permette di estendere l’analisi ai cicloni tropicali. IBTrACS è l’acronimo di International Best Track Archive for Climate Stewardship ed è stato sviluppato per integrare in un unico archivio globale le informazioni sulle traiettorie dei cicloni prodotte dalle diverse agenzie meteorologiche. Knapp et al. (2010) descrissero il dataset come uno strumento destinato a rendere più coerente il confronto tra i bacini tropicali e a preservare le osservazioni storiche relative a posizione, intensità e durata dei cicloni.
Nel contesto della BSISO, IBTrACS viene utilizzato soprattutto per esaminare la genesi dei cicloni tropicali, cioè il luogo e il momento in cui una perturbazione raggiunge per la prima volta una struttura ciclonica riconosciuta negli archivi operativi. L’oscillazione modifica infatti la distribuzione della vorticità e dell’umidità su aree molto estese. Quando la fase attiva attraversa l’Oceano Indiano settentrionale o il Pacifico occidentale, l’aumento della convergenza, dei moti ascendenti e della circolazione ciclonica può rendere alcune regioni più favorevoli alla formazione di cicloni. Numerosi studi hanno documentato una modulazione intrastagionale della ciclogenesi associata alla MJO e alla BSISO, con spostamenti delle aree di massima probabilità coerenti con la propagazione delle anomalie convettive.
La serie 1979–2016 fornisce 38 anni di osservazioni e presenta una buona sovrapposizione con OLR e JRA-55. Le analisi combinate di questi tre prodotti possono quindi essere condotte sul periodo 1979–2016, permettendo di mettere in relazione la posizione della convezione, la struttura dinamica dell’atmosfera e i punti di genesi dei cicloni. Anche IBTrACS presenta però alcune disomogeneità, poiché i centri meteorologici adottano tecniche e criteri differenti per stimare l’intensità dei sistemi. La disponibilità di satelliti sempre più avanzati ha inoltre migliorato nel tempo la capacità di individuare perturbazioni deboli e di breve durata. Per tale ragione, le analisi sulla posizione e sulla modulazione relativa della genesi risultano generalmente più affidabili rispetto ai confronti multidecadali dettagliati dell’intensità.
La rianalisi JRA-55 copre anch’essa, nella Tabella 1, il periodo 1979–2016. Prodotta dalla Japan Meteorological Agency e descritta da Kobayashi et al. (2015), JRA-55 combina osservazioni atmosferiche con un modello globale attraverso un sistema di assimilazione dei dati. Le rianalisi permettono di ricostruire in maniera temporalmente continua e tridimensionale lo stato dell’atmosfera, fornendo variabili che non sono osservate direttamente con copertura globale, come la vorticità, la divergenza, il trasporto integrato dell’umidità e i profili verticali del vento.
JRA-55 svolge una funzione essenziale nell’interpretazione dinamica della BSISO. L’OLR mostra dove si trova la convezione, ma non spiega da sola perché questa si propaghi verso nord. Attraverso la rianalisi è possibile esaminare la formazione delle anomalie cicloniche a nord della convezione, lo shear verticale dei venti monsonici, la convergenza nello strato limite e il trasporto di umidità. Questi campi consentono di valutare le teorie proposte per spiegare la propagazione meridiana dell’oscillazione, tra cui il meccanismo legato all’interazione tra shear verticale e vorticità, l’avvezione dell’umidità da parte dei venti anomali e la risposta delle onde di Rossby.
Le rianalisi non devono tuttavia essere considerate equivalenti a osservazioni indipendenti. Il risultato finale dipende sia dai dati assimilati sia dal modello e dalle parametrizzazioni impiegate. Nelle regioni oceaniche tropicali, dove le osservazioni convenzionali sono scarse, alcune variabili possono essere maggiormente influenzate dalla dinamica interna del modello. Kobayashi et al. (2015) evidenziarono miglioramenti sostanziali rispetto alle precedenti rianalisi giapponesi, ma segnalarono anche incertezze nella rappresentazione delle precipitazioni tropicali, del bilancio energetico e dell’intensità dei cicloni. Per questo motivo, Kikuchi utilizza JRA-55 soprattutto per analizzare strutture dinamiche di grande scala, confrontandole con segnali convettivi e pluviometrici derivati da dataset indipendenti.
La temperatura superficiale del mare è rappresentata dal dataset SST disponibile da settembre 1981 al 2017. Si tratta del prodotto NOAA Optimum Interpolation SST versione 2, sviluppato da Reynolds et al. (2002) mediante la combinazione di osservazioni provenienti da navi, boe e satelliti. La procedura di interpolazione ottimale produce campi globali spazialmente completi e consente di ricostruire la distribuzione delle principali anomalie termiche oceaniche.
La SST viene utilizzata nello studio soprattutto per descrivere le condizioni associate a El Niño e La Niña e per interpretare la modulazione interannuale della BSISO. La distribuzione delle temperature superficiali modifica infatti la circolazione di Walker, i gradienti di pressione, la localizzazione della convezione tropicale e la disponibilità di umidità. Durante El Niño, il riscaldamento del Pacifico centrale e orientale tende a spostare verso est una parte dell’attività convettiva, mentre La Niña rafforza generalmente il contrasto termico tra il Pacifico occidentale e quello orientale. Tali cambiamenti possono alterare la struttura, la traiettoria e l’intensità degli eventi BSISO.
L’inizio della serie nel settembre 1981 comporta che le analisi combinate tra SST e gli altri prodotti non possano includere gli anni 1979, 1980 e gran parte del 1981. Per la Figura 1, Kikuchi utilizza 34 anni di dati compresi tra 1982 e 2015, costruendo climatologie stagionali omogenee di JJASO e DJFMA. La serie completa indicata nella Tabella 1 si estende tuttavia fino al 2017, permettendo di considerare anche gli eventi ENSO più recenti inclusi nello studio.
Il MEI, disponibile dal 1979 al 2016, è il Multivariate ENSO Index, un indice costruito per rappresentare lo stato accoppiato dell’atmosfera e dell’oceano nel Pacifico tropicale. Diversamente dagli indici basati esclusivamente sulla SST di una specifica regione Niño, il MEI combina informazioni provenienti da più variabili atmosferiche e oceaniche. Questa struttura multivariata permette di identificare in maniera integrata le fasi calde e fredde dell’ENSO, considerando non soltanto il riscaldamento o il raffreddamento del mare, ma anche la risposta della pressione, dei venti e della nuvolosità tropicale.
Nello studio, il MEI consente di classificare gli anni secondo condizioni di El Niño, La Niña o neutralità e di costruire composizioni separate della BSISO. Il confronto tra queste categorie permette di valutare se la propagazione convettiva assuma caratteristiche differenti in relazione allo stato del Pacifico tropicale. La combinazione tra SST e MEI è metodologicamente vantaggiosa: il campo di temperatura superficiale mostra la distribuzione geografica delle anomalie oceaniche, mentre l’indice fornisce una misura sintetica dell’intensità e della fase dell’ENSO. In tal modo è possibile collegare le caratteristiche degli eventi BSISO a una configurazione fisica specifica dell’oceano e dell’atmosfera, anziché basarsi esclusivamente su una classificazione nominale degli anni.
Il dataset TRMM copre il periodo 1998–2018 e costituisce la serie più breve e più recente riportata nella tabella. La Tropical Rainfall Measuring Mission, realizzata dalla NASA e dalla JAXA, fu progettata specificamente per migliorare la misurazione delle precipitazioni tropicali attraverso una combinazione di sensori satellitari. Il prodotto 3B42 versione 7 utilizzato da Kikuchi fornisce stime delle precipitazioni con una risoluzione spaziale di 0,25° e una frequenza temporale di tre ore. Questa risoluzione è molto superiore a quella dell’OLR e consente di rappresentare l’evoluzione dei sistemi precipitanti su scale regionali e subgiornaliere.
TRMM permette di analizzare aspetti della BSISO che non possono essere adeguatamente descritti attraverso le medie giornaliere o i campi a bassa risoluzione. La frequenza di tre ore consente, per esempio, di studiare il ciclo diurno delle precipitazioni e di verificare come esso venga modulato dalle fasi dell’oscillazione. Sopra il Continente Marittimo e lungo le coste dell’Asia tropicale, le piogge presentano forti variazioni tra giorno e notte, determinate dalle brezze, dalla topografia e dalla propagazione dei sistemi convettivi. La BSISO può modificare l’ampiezza e il momento del massimo diurno attraverso cambiamenti dell’umidità e della circolazione su vasta scala.
La maggiore risoluzione di TRMM viene ottenuta a fronte di una copertura temporale più breve. Il periodo 1998–2018 comprende soltanto poco più di due decenni e un numero inferiore di eventi rispetto alle serie OLR o JRA-55. Quando TRMM viene confrontato con l’OLR, l’intervallo comune si limita approssimativamente al 1998–gennaio 2017; quando viene associato anche a IBTrACS o JRA-55, il periodo termina nel 2016. Le analisi basate su TRMM offrono quindi maggiore dettaglio, ma una minore profondità climatologica. Questa complementarità riflette una scelta metodologica frequente nella ricerca atmosferica: le serie lunghe vengono impiegate per stabilire la robustezza statistica del fenomeno, mentre i prodotti ad alta risoluzione vengono utilizzati per descriverne la struttura interna.
Il confronto tra APHRODITE e TRMM riveste un’importanza particolare. Il primo è fondato principalmente su osservazioni pluviometriche al suolo e copre soltanto le terre emerse, mentre il secondo deriva da stime satellitari e comprende anche gli oceani. APHRODITE offre una serie più lunga e direttamente collegata alla quantità di pioggia misurata dai pluviometri; TRMM garantisce una copertura spaziale più uniforme e una risoluzione temporale molto superiore. La convergenza tra i segnali osservati dai due prodotti rafforza la credibilità delle relazioni tra BSISO e precipitazioni. Le differenze possono invece indicare incertezze nelle stime satellitari, insufficiente densità dei pluviometri o l’influenza di fenomeni locali non rappresentati allo stesso modo dalle due tecniche.
La diversa durata delle otto serie riportate nella Tabella 1 impone una particolare attenzione nella costruzione delle composizioni statistiche. Non esiste infatti un unico periodo 1979–2018 comune a tutti i dataset. L’intervallo più breve condiviso da tutte le fonti inizierebbe soltanto nel 1998, a causa della disponibilità di TRMM, e terminerebbe nel 2007 per la conclusione di APHRODITE. Utilizzare esclusivamente questo intervallo ridurrebbe notevolmente il numero di eventi disponibili. Kikuchi adotta quindi periodi differenti a seconda della relazione analizzata, massimizzando il campione disponibile per ciascuna variabile.
Per esempio, la relazione tra BSISO e precipitazioni continentali basata su APHRODITE può essere analizzata sul periodo 1979–2007; quella tra BSISO e sistemi monsonici di bassa pressione sul 1979–2012; l’associazione con la genesi dei cicloni e i campi dinamici può estendersi fino al 2016; la struttura dettagliata delle precipitazioni TRMM viene invece studiata durante il periodo satellitare più recente. Questa strategia aumenta la robustezza di ciascuna analisi specifica, ma richiede di evitare confronti quantitativi ingenui tra composizioni ottenute da campioni temporali differenti.
Le discrepanze tra i periodi possono assumere particolare rilievo perché la BSISO è modulata da variabilità interannuale e decadale. Un intervallo comprendente un maggior numero di episodi di El Niño, La Niña o Dipolo dell’Oceano Indiano potrebbe produrre una climatologia leggermente diversa rispetto a un altro periodo. Anche i cambiamenti multidecadali dello stato termico dell’Oceano Indiano e del Pacifico potrebbero influenzare la frequenza o l’intensità degli eventi. Per distinguere una relazione fisicamente robusta da un risultato dipendente dal campione, è quindi importante verificare la coerenza spaziale dei segnali, la loro significatività statistica e la riproducibilità tra più fonti di dati.
Un altro elemento metodologico importante riguarda la risoluzione. L’OLR presenta una griglia relativamente ampia e descrive efficacemente le anomalie convettive planetarie; APHRODITE e TRMM forniscono dettagli pluviometrici regionali; JRA-55 ricostruisce la struttura atmosferica tridimensionale; gli archivi LPSs e IBTrACS rappresentano fenomeni attraverso sequenze di posizioni e traiettorie; SST e MEI descrivono invece lo stato oceanico e la variabilità interannuale. Questi prodotti non possono essere confrontati direttamente senza una procedura di armonizzazione. I campi devono essere trasformati in anomalie rispetto alle rispettive climatologie, eventualmente interpolati su griglie comuni e raggruppati secondo le fasi dell’indice BSISO.
Le anomalie climatologiche permettono di rimuovere il forte ciclo stagionale che caratterizza l’Asia monsonica. Una precipitazione di una determinata intensità può rappresentare un’anomalia positiva in una regione arida e un valore inferiore alla norma in un’area caratterizzata da piogge monsoniche molto abbondanti. Analogamente, le variazioni dell’OLR devono essere confrontate con la climatologia locale e stagionale per distinguere il segnale intrastagionale dalla migrazione annuale della zona convettiva. L’indice bimodale fornisce una cornice comune nella quale collocare queste anomalie, consentendo di ricostruire l’evoluzione media dell’oscillazione attraverso le sue diverse fasi.
Nel complesso, la Tabella 1 mostra che lo studio non considera la BSISO come un’entità astratta identificata soltanto mediante tecniche statistiche, ma come un fenomeno fisico osservabile attraverso molteplici componenti del sistema climatico. L’OLR individua la propagazione della convezione e costituisce la base dell’indice bimodale; APHRODITE documenta le precipitazioni giornaliere sulle terre emerse asiatiche; LPSs descrive la risposta dei sistemi monsonici di bassa pressione; IBTrACS quantifica la modulazione della ciclogenesi tropicale; JRA-55 ricostruisce i campi dinamici e termodinamici; SST e MEI rappresentano lo stato dell’oceano e la modulazione esercitata dall’ENSO; TRMM risolve infine la struttura pluviometrica con elevato dettaglio spaziale e temporale.
La forza dell’approccio risiede soprattutto nella complementarità delle fonti. Nessun dataset è completamente privo di incertezze, ma i rispettivi limiti non sono identici. L’OLR può non corrispondere perfettamente alla precipitazione; APHRODITE risente della distribuzione irregolare dei pluviometri; TRMM utilizza stime indirette satellitari; JRA-55 dipende dal modello di assimilazione; IBTrACS incorpora differenze tra le agenzie operative; LPSs dipende dai criteri dell’algoritmo di tracciamento; SST smussa alcune strutture oceaniche locali; il MEI sintetizza in un singolo valore una configurazione ENSO molto complessa. Quando risultati coerenti emergono da più prodotti indipendenti, la probabilità che siano determinati da un errore specifico diminuisce sensibilmente.
La Tabella 1 rappresenta dunque il fondamento empirico dell’intera rassegna di Kikuchi. Attraverso circa quattro decenni di osservazioni dell’era satellitare, essa rende possibile collegare l’evoluzione convettiva della BSISO alle piogge monsoniche, alle depressioni tropicali, alla ciclogenesi, alla circolazione atmosferica e allo stato dell’oceano. La pluralità delle scale temporali e spaziali considerate rispecchia la natura stessa dell’oscillazione, che organizza sistemi convettivi della durata di poche ore all’interno di una perturbazione planetaria persistente per diverse settimane e modulata, a sua volta, da fenomeni interannuali come ENSO. L’integrazione dei dataset non è pertanto una semplice esigenza tecnica, ma la condizione indispensabile per ricostruire la BSISO come processo climatico unitario, capace di collegare oceano e atmosfera, Tropici e medie latitudini, tempo meteorologico e previsione stagionale.
2.2 Indice ISO bimodale
L’indice ISO bimodale costituisce uno degli elementi metodologici centrali dello studio di Kikuchi, poiché permette di rappresentare in maniera distinta le due principali manifestazioni stagionali dell’oscillazione intrastagionale tropicale: la Madden–Julian Oscillation, dominante soprattutto durante l’inverno boreale, e la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, caratteristica della stagione monsonica estiva. La costruzione di un indice specificamente bimodale nasce dalla constatazione che la variabilità intrastagionale tropicale non mantiene una struttura geografica invariabile durante l’anno. La propagazione prevalentemente orientale della MJO invernale e quella combinata verso est e verso nord della BSISO estiva costituiscono configurazioni spazio-temporali differenti, generate all’interno di stati medi atmosferici e oceanici profondamente diversi. Un indice basato su una singola struttura annuale potrebbe quindi rappresentare adeguatamente una stagione, ma perdere parte della propagazione o dell’ampiezza caratteristica dell’altra. Kikuchi, Wang e Kajikawa svilupparono nel 2012 una rappresentazione composta da due modalità complementari, successivamente aggiornata da Kikuchi nel 2020, con l’obiettivo di descrivere lo stato della ISO in ogni periodo dell’anno senza costringerlo entro un’unica configurazione spaziale.
Il punto di partenza dell’indice è rappresentato dalle anomalie giornaliere della radiazione infrarossa uscente, comunemente indicate con l’acronimo OLR. Nelle regioni tropicali, l’OLR costituisce un indicatore particolarmente utile della convezione profonda, perché le sommità delle grandi nubi convettive raggiungono livelli molto elevati e freddi della troposfera ed emettono verso lo spazio una quantità relativamente ridotta di radiazione a onda lunga. Le anomalie negative di OLR sono pertanto generalmente associate a convezione intensificata, ampia copertura nuvolosa e precipitazioni, mentre le anomalie positive indicano condizioni caratterizzate da convezione soppressa o da maggiore subsidenza. L’OLR non misura direttamente la pioggia né descrive integralmente la dinamica atmosferica, ma possiede il vantaggio di fornire una rappresentazione quasi globale e temporalmente continua dell’organizzazione convettiva, compresi i vasti settori oceanici nei quali le osservazioni convenzionali sono limitate.
Prima di applicare l’analisi statistica, è necessario separare la componente intrastagionale dalle variazioni meteorologiche più rapide, dal ciclo stagionale e dalle oscillazioni interannuali. A tale scopo, Kikuchi applica ai dati OLR un filtro passa-banda di Lanczos compreso tra 25 e 90 giorni. Il metodo proposto da Duchon nel 1979 appartiene alla famiglia dei filtri digitali costruiti nello spazio delle frequenze e impiega specifici fattori di ponderazione per ridurre le oscillazioni spurie che possono comparire quando una serie temporale viene troncata o filtrata mediante una finestra finita. La scelta della banda 25–90 giorni permette di trattenere la parte della variabilità associata alle principali oscillazioni intrastagionali tropicali, attenuando sia le perturbazioni sinottiche della durata di pochi giorni sia le variazioni stagionali e interannuali più lente.
La selezione di questa finestra temporale non implica che ogni evento BSISO o MJO debba necessariamente avere una durata compresa rigidamente tra 25 e 90 giorni. Le oscillazioni tropicali reali non sono perfettamente periodiche: la loro velocità di propagazione, la persistenza e l’intensità cambiano da un episodio all’altro e possono variare anche durante il medesimo evento. Il filtraggio deve quindi essere interpretato come uno strumento diagnostico destinato a isolare un intervallo di frequenze nel quale il segnale intrastagionale è particolarmente evidente. Esso rimuove una parte del rumore meteorologico e rende più stabile l’analisi statistica, ma può anche attenuare eventi molto rapidi, episodi eccezionalmente lenti o transizioni irregolari. Inoltre, poiché un filtro utilizza informazioni poste prima e dopo il giorno analizzato, la sua applicazione completa è più semplice nelle ricostruzioni storiche che nel monitoraggio in tempo reale, soprattutto in prossimità dell’estremità più recente della serie. Kiladis e collaboratori hanno sottolineato proprio come il filtraggio migliori la stabilità degli indici basati sull’OLR, pur introducendo difficoltà operative che richiedono procedure specifiche per approssimare il segnale vicino al termine della serie.
Dopo aver isolato le anomalie comprese nella banda intrastagionale, Kikuchi applica l’analisi delle funzioni ortogonali empiriche estese, denominata EEOF. La normale analisi EOF identifica configurazioni spaziali ortogonali capaci di spiegare una parte rilevante della varianza di un campo atmosferico, ma considera generalmente ciascun istante come una singola configurazione indipendente. L’EEOF amplia questo approccio inserendo nello stesso vettore statistico il campo osservato in più momenti temporali. In tal modo, le funzioni estratte non descrivono soltanto dove si trovano le anomalie, ma anche come esse tendono a evolvere e a propagarsi nel tempo. Weare e Nasstrom introdussero questa tecnica nelle scienze atmosferiche mostrando che l’inclusione di ritardi temporali consente di ricavare strutture spazio-temporali coerenti da dataset meteorologici complessi.
Nell’indice bimodale vengono utilizzati tre ritardi: −10, −5 e 0 giorni. Ciò significa che ogni stato esteso dell’atmosfera comprende la distribuzione dell’OLR osservata dieci giorni prima, cinque giorni prima e nel giorno di riferimento. L’analisi non si limita quindi a riconoscere la forma istantanea della convezione, ma incorpora una sequenza della durata di dieci giorni. Questa scelta è particolarmente adatta allo studio della BSISO e della MJO, perché entrambe sono fenomeni propaganti. Due configurazioni convettive possono apparire simili in un singolo giorno, ma appartenere a evoluzioni differenti: una può spostarsi verso est, un’altra verso nord, mentre una terza può risultare quasi stazionaria. L’inclusione dei ritardi permette di distinguere tali situazioni sulla base della traiettoria recente delle anomalie.
L’impiego di intervalli di cinque giorni tra i tre campi offre un compromesso tra continuità temporale e capacità di rappresentare spostamenti spaziali apprezzabili. In cinque o dieci giorni, una perturbazione intrastagionale può migrare per diverse migliaia di chilometri lungo la fascia tropicale o avanzare di alcuni gradi di latitudine verso le regioni monsoniche settentrionali. L’EEOF può pertanto riconoscere una struttura coerente formata dalla convezione già sviluppata, dalla regione nella quale essa tende a indebolirsi e da quella verso cui si sta propagando. Questa caratteristica distingue l’indice bimodale da indicatori costruiti esclusivamente sulla media spaziale di una variabile all’interno di regioni fisse.
L’analisi EEOF viene eseguita separatamente per le stagioni JJASO e DJFMA. JJASO comprende giugno, luglio, agosto, settembre e ottobre e rappresenta il periodo nel quale la circolazione monsonica asiatica e la BSISO raggiungono il massimo sviluppo. DJFMA comprende dicembre, gennaio, febbraio, marzo e aprile e identifica il periodo nel quale la MJO assume più frequentemente la sua configurazione equatoriale canonica. Maggio e novembre non vengono utilizzati per costruire le due basi statistiche, perché rappresentano mesi di transizione durante i quali lo stato medio della circolazione tropicale si riorganizza e le strutture convettive possono possedere caratteristiche intermedie. Questa separazione stagionale permette all’analisi di ricavare autonomamente una configurazione estiva e una invernale, senza imporre che la stessa modalità statistica descriva l’intero ciclo annuale.
La divisione stagionale possiede una chiara giustificazione fisica. Durante DJFMA, le acque più calde e la convezione media sono maggiormente concentrate intorno all’equatore e nell’emisfero australe, mentre la circolazione tropicale presenta una struttura favorevole alla propagazione orientale dell’oscillazione di Madden–Julian. Durante JJASO, il riscaldamento si sposta verso l’emisfero settentrionale, si sviluppano i venti monsonici occidentali nei bassi strati e la convezione climatologica si estende sull’Oceano Indiano settentrionale e sul Pacifico nord-occidentale. La risposta delle onde di Rossby diviene più asimmetrica rispetto all’equatore e la convezione intrastagionale manifesta una marcata propagazione settentrionale. L’indice bimodale riconosce quindi che la stagionalità non costituisce un semplice cambiamento dell’ampiezza della stessa oscillazione, ma una trasformazione della sua geometria spazio-temporale.
Per ciascuna stagione vengono selezionate le prime due EEOF. Durante JJASO, queste due componenti definiscono la modalità BSISO; durante DJFMA, definiscono invece la modalità MJO. La scelta di due componenti è legata alla natura propagante dell’oscillazione. Una singola funzione può rappresentare una configurazione spaziale dominante, ma due componenti in relazione di quadratura permettono di descrivere un ciclo evolutivo. Quando una componente raggiunge il massimo, l’altra tende a trovarsi in una fase intermedia; successivamente, i loro ruoli si scambiano. Il sistema può così essere rappresentato come una rotazione in un piano bidimensionale, nel quale la posizione angolare indica la fase dell’oscillazione e la distanza dall’origine ne esprime l’ampiezza.
Questo principio è analogo a quello utilizzato in diversi indici della variabilità intrastagionale, ma nell’approccio di Kikuchi le strutture di riferimento sono ricavate separatamente per estate e inverno e comprendono esplicitamente l’evoluzione temporale mediante l’EEOF. Le prime due componenti estive descrivono quindi la sequenza tipica della propagazione convettiva dall’Oceano Indiano equatoriale verso il subcontinente indiano, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. Le due componenti invernali rappresentano invece soprattutto la propagazione verso est dall’Oceano Indiano al Continente Marittimo e al Pacifico occidentale.
Le EEOF vengono scalate in modo che la loro ampiezza sia rappresentativa della magnitudo tipica di un evento significativo. Tale accorgimento facilita l’interpretazione fisica delle mappe presentate nella Figura 2: i valori non descrivono semplicemente configurazioni statistiche prive di dimensione, ma forniscono un ordine di grandezza realistico delle anomalie OLR associate a episodi organizzati. La Figura 2 mostra inoltre che le modalità BSISO e MJO non si distinguono soltanto per la stagione nella quale sono state calcolate, ma possiedono evoluzioni geografiche effettivamente differenti. La modalità estiva presenta un’espansione e una migrazione verso l’emisfero settentrionale, mentre quella invernale rimane maggiormente confinata alla fascia equatoriale e mostra una progressione orientale più regolare.
Una volta ottenute le strutture di riferimento, i corrispondenti campi estesi delle anomalie OLR vengono proiettati sulle EEOF per tutto il periodo disponibile, non soltanto per i mesi utilizzati nella loro costruzione. Da questa proiezione si ricavano due componenti principali per la modalità BSISO e due per la modalità MJO. Le componenti principali, indicate comunemente con PC1 e PC2, misurano quanto lo stato osservato in un determinato giorno assomigli alle strutture spazio-temporali di riferimento. Un valore elevato di una componente indica una forte proiezione su quella specifica configurazione, mentre valori prossimi allo zero suggeriscono che il campo convettivo non presenta una somiglianza marcata con il modello statistico considerato.
La proiezione dell’intera serie su entrambe le modalità costituisce uno degli aspetti più innovativi dell’approccio. Anziché assegnare automaticamente tutti i giorni estivi alla BSISO e tutti quelli invernali alla MJO, il metodo valuta quale delle due strutture descriva meglio lo stato atmosferico effettivamente osservato. Una configurazione simile alla MJO può occasionalmente comparire anche durante la stagione estiva, così come caratteristiche riconducibili alla BSISO possono emergere nei mesi di transizione. La classificazione rimane quindi fondata sui dati e sulla somiglianza spazio-temporale, pur riflettendo la forte preferenza stagionale delle due modalità.
Le due componenti principali vengono combinate per definire l’ampiezza dell’oscillazione. In termini geometrici, l’ampiezza corrisponde alla distanza del punto descritto da PC1 e PC2 rispetto all’origine del diagramma di fase. Quando entrambe le componenti sono piccole, il segnale si trova vicino al centro e l’oscillazione non è ben organizzata. Quando almeno una delle due componenti assume valori elevati, il punto si allontana dall’origine e indica una struttura convettiva più coerente e intensa. La direzione del vettore, espressa dall’angolo di fase, permette invece di stabilire in quale parte del ciclo evolutivo si trovi l’evento.
Kikuchi considera sia l’ampiezza normalizzata sia quella non normalizzata. La normalizzazione viene effettuata dividendo ciascuna componente principale per una deviazione standard calcolata durante la stagione nella quale è stata condotta l’analisi EEOF. Questa procedura rende confrontabili le componenti e permette di esprimere la loro intensità rispetto alla variabilità tipica della modalità. Un’ampiezza normalizzata elevata indica quindi che il segnale supera un livello statisticamente rilevante rispetto alla climatologia stagionale. L’ampiezza non normalizzata conserva invece l’intensità fisica originaria della proiezione e aiuta a evitare che una modalità climatologicamente debole venga classificata come dominante soltanto perché risulta grande in termini relativi.
La combinazione dei due criteri consente di classificare ogni giorno come caratterizzato da una BSISO significativa, da una MJO significativa oppure da una ISO non significativa. La terza categoria è metodologicamente essenziale, poiché non tutta la convezione tropicale appartiene necessariamente a un episodio organizzato della MJO o della BSISO. Numerosi giorni sono dominati da perturbazioni sinottiche, cicloni tropicali, onde equatoriali più rapide, processi locali o configurazioni convettive discontinue. Forzare tali situazioni entro una delle due modalità produrrebbe composizioni meno coerenti e ridurrebbe la capacità dell’indice di distinguere gli eventi realmente organizzati.
La classificazione non deve comunque essere intesa come una separazione assoluta tra fenomeni fisicamente indipendenti. MJO e BSISO appartengono alla stessa famiglia generale della variabilità intrastagionale tropicale e condividono numerosi processi dinamici, tra cui l’accoppiamento tra convezione, umidità e circolazione su vasta scala. La bimodalità descrive soprattutto la presenza di due configurazioni climaticamente preferite, legate alla diversa struttura stagionale dell’atmosfera tropicale. Nei mesi di transizione e durante alcuni eventi complessi possono comparire configurazioni miste, deviazioni dalla propagazione canonica o trasformazioni graduali da una modalità all’altra.
La Figura 3 fornisce una verifica climatologica della validità dell’indice mostrando la frequenza mensile dei giorni caratterizzati da una ISO significativa. La BSISO risulta predominante da giugno a ottobre, mentre la MJO domina da dicembre ad aprile. Maggio e novembre mostrano frequenze più equilibrate e confermano la loro funzione di mesi di transizione. Questa distribuzione annuale non è imposta direttamente nella fase di classificazione, ma emerge dalla proiezione dei campi osservati sulle due basi spazio-temporali. Il risultato indica quindi che l’indice riesce a riconoscere in modo coerente la trasformazione stagionale della variabilità intrastagionale.
La natura bimodale è stata successivamente sostenuta mediante approcci differenti. Kiladis e collaboratori svilupparono un indice OLR valido per tutte le stagioni, costruendo le funzioni ortogonali empiriche all’interno di finestre mobili centrate sui singoli giorni del calendario. Le strutture delle componenti principali cambiano gradualmente durante l’anno, ma mostrano riorganizzazioni particolarmente evidenti intorno a maggio e novembre, coerenti con il passaggio tra le configurazioni invernali ed estive. Il loro confronto tra indici basati sull’OLR e sulla circolazione dimostrò inoltre che la scelta della variabile e della metodologia può modificare la rappresentazione della posizione, dell’intensità e perfino dell’esistenza di un determinato evento intrastagionale.
Székely, Giannakis e Majda adottarono invece l’analisi spettrale laplaciana non lineare, una tecnica concepita per estrarre strutture spazio-temporali intrinseche da sistemi complessi senza imporre necessariamente una decomposizione lineare tradizionale. Applicando il metodo ai campi satellitari della temperatura di brillanza infrarossa, gli autori individuarono famiglie distinte di modalità riconducibili alla MJO e all’oscillazione intrastagionale monsonica estiva. Il fatto che la separazione emerga anche attraverso una metodologia non lineare e indipendente dall’EEOF rafforza l’interpretazione della MJO e della BSISO come configurazioni preferenziali differenti della variabilità tropicale.
L’indice bimodale di Kikuchi non è l’unico strumento disponibile per monitorare la BSISO. Lee e collaboratori svilupparono nel 2013 gli indici multivariati BSISO1 e BSISO2, combinando anomalie dell’OLR e del vento zonale a 850 hPa sull’intera regione del monsone estivo asiatico. Le due coppie di componenti descrivono differenti parti della variabilità intrastagionale e rappresentano in modo efficace la propagazione verso nord e nord-ovest, superando in questo aspetto alcuni limiti dell’indice RMM originariamente concepito per la MJO. L’impiego del vento insieme all’OLR permette di incorporare direttamente la risposta dinamica nei bassi strati, mentre l’indice di Kikuchi privilegia la continuità spazio-temporale della convezione attraverso i ritardi dell’EEOF.
Il confronto tra diversi indici mostra che non esiste una rappresentazione completamente neutrale della BSISO. Wang e collaboratori hanno evidenziato differenze sostanziali nella propagazione diagnosticata da alcuni degli indici maggiormente utilizzati. Determinati strumenti descrivono chiaramente una migrazione settentrionale continua, mentre altri enfatizzano una sequenza più stazionaria o una componente zonale differente. Tali divergenze dipendono dal dominio geografico, dalle variabili considerate, dal filtraggio e dal metodo utilizzato per costruire le componenti principali. La scelta dell’indice deve quindi essere coerente con l’obiettivo scientifico: monitoraggio operativo, analisi della convezione, previsione dei venti, studio delle precipitazioni o valutazione dei modelli possono richiedere strumenti parzialmente diversi.
Una successiva proposta ha utilizzato direttamente le precipitazioni filtrate per costruire un indice intrastagionale dipendente dal giorno dell’anno. Questo approccio risponde al fatto che l’OLR e la pioggia, pur essendo strettamente correlate, non sono variabili equivalenti. Un indice pluviometrico può descrivere più direttamente gli effetti idrologici e monsonici dell’oscillazione, mentre l’OLR offre una serie più lunga e una copertura oceanica particolarmente omogenea. La presenza di indici alternativi non riduce il valore della rappresentazione bimodale, ma mostra come la variabilità intrastagionale possa essere osservata attraverso manifestazioni fisiche differenti e come la robustezza dei risultati aumenti quando configurazioni analoghe emergono da più variabili indipendenti.
La revisione introdotta da Kikuchi nel 2020 ha esteso l’indice bimodale utilizzando la rianalisi JRA-55, permettendo di ricostruire la serie fino al 1958. L’estensione ha ampliato la possibilità di analizzare la variabilità interannuale e decadale della MJO e della BSISO e di studiare eventi precedenti all’era satellitare completa. L’utilizzo di una rianalisi richiede cautela, soprattutto nei periodi iniziali caratterizzati da una minore disponibilità di osservazioni tropicali, ma offre il vantaggio di produrre campi temporalmente continui e dinamicamente coerenti. La revisione non modifica il principio fondamentale della bimodalità, ma rafforza la continuità temporale e l’applicabilità climatologica dell’indice.
Tra i principali punti di forza dell’indice vi è la capacità di descrivere esplicitamente la propagazione. L’inclusione dei tre ritardi consente infatti di distinguere una configurazione in movimento da un’anomalia convettiva che occupa temporaneamente la stessa regione senza seguire l’evoluzione tipica della BSISO. L’utilizzo separato delle stagioni impedisce inoltre che la forte firma equatoriale della MJO invernale domini l’intera decomposizione statistica e nasconda la componente meridiana estiva. La presenza di una categoria non significativa limita infine l’inclusione di giorni caratterizzati da convezione disorganizzata.
Esistono tuttavia anche alcune limitazioni. L’EEOF è una tecnica prevalentemente lineare e tende a estrarre le configurazioni che spiegano la maggiore quantità di varianza, mentre la BSISO presenta episodi fortemente diversi per traiettoria, durata e organizzazione. Eventi che si propagano soltanto verso est, che rimangono bloccati nell’Oceano Indiano o che si sviluppano direttamente nel Pacifico occidentale possono essere rappresentati meno efficacemente dalla struttura canonica. La dipendenza dal filtraggio attenua inoltre le variazioni rapide e rende più complessa l’applicazione in tempo reale. L’utilizzo esclusivo dell’OLR nella base statistica può infine trascurare aspetti dinamici importanti, come l’evoluzione dei venti e dell’umidità che precede la convezione visibile.
Un’altra cautela riguarda l’interpretazione delle fasi. La posizione di un evento nel diagramma formato dalle due componenti principali indica la sua somiglianza con la sequenza climatologica media, non la localizzazione esatta di ogni sistema nuvoloso presente in quel giorno. Due episodi classificati nella medesima fase possono differire per estensione, intensità e distribuzione regionale delle precipitazioni. Le composizioni di fase rappresentano quindi condizioni probabilistiche medie e non previsioni deterministiche. Questo principio è particolarmente importante quando l’indice viene utilizzato per stimare gli impatti su precipitazioni estreme, cicloni tropicali o teleconnessioni extratropicali.
Nel complesso, l’indice ISO bimodale offre una rappresentazione fisicamente fondata e statisticamente coerente della stagionalità dell’oscillazione intrastagionale tropicale. Il filtraggio di Lanczos isola la banda temporale rilevante; l’EEOF integra spazio e tempo attraverso i ritardi di −10, −5 e 0 giorni; la separazione tra JJASO e DJFMA produce strutture specifiche per BSISO e MJO; le prime due componenti consentono di descrivere fase e ampiezza; la proiezione sull’intera serie permette infine di classificare ogni giorno secondo la modalità maggiormente rappresentativa. La coerenza della frequenza stagionale mostrata nella Figura 3 e le conferme ottenute mediante indici mobili, analisi non lineari e rappresentazioni multivariate indicano che la bimodalità non costituisce un artificio della tecnica statistica, ma riflette una reale riorganizzazione annuale della convezione e della circolazione tropicale. L’indice diviene così uno strumento fondamentale per collegare la struttura della BSISO alle precipitazioni monsoniche, ai sistemi di bassa pressione, alla ciclogenesi tropicale e alla prevedibilità substagionale, mantenendo al tempo stesso una chiara distinzione dalla configurazione invernale della Madden–Julian Oscillation.
Caratteristiche fondamentali della BSISO
La Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, comunemente indicata con l’acronimo BSISO, rappresenta una delle principali forme di variabilità atmosferica tropicale sulle scale temporali comprese approssimativamente tra alcune settimane e due o tre mesi. Essa costituisce la manifestazione estiva boreale dell’oscillazione intrastagionale tropicale e interessa soprattutto l’Oceano Indiano, il continente asiatico monsonico, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. La sua caratteristica più evidente è il movimento coordinato di vaste regioni di convezione profonda, precipitazioni e anomalie della circolazione atmosferica, le quali si propagano contemporaneamente verso est lungo le latitudini tropicali e verso nord o nord-ovest all’interno delle regioni monsoniche. Questa struttura bidirezionale distingue nettamente la BSISO dalla configurazione più tipicamente equatoriale della Madden–Julian Oscillation, o MJO, osservata durante l’inverno boreale. La BSISO non deve quindi essere considerata semplicemente come una MJO estiva, ma come un regime dinamico specifico, modellato dalla distribuzione stagionale delle temperature oceaniche, dalla circolazione monsonica, dalla posizione dell’Intertropical Convergence Zone e dalla forte asimmetria tra i due emisferi che caratterizza l’estate boreale.
Le origini dello studio moderno delle oscillazioni intrastagionali risalgono alle analisi pionieristiche di Madden e Julian, i quali individuarono nei primi anni Settanta un’oscillazione atmosferica tropicale con periodicità di circa 40–50 giorni, riconoscibile nelle variazioni del vento zonale e della pressione al livello del mare nel Pacifico tropicale. Quel risultato dimostrò che una parte importante della variabilità tropicale non poteva essere spiegata soltanto attraverso il ciclo stagionale, ENSO o le perturbazioni meteorologiche sinottiche, ma implicava l’esistenza di una modalità organizzata su scala planetaria e intrastagionale. Un passaggio decisivo verso la comprensione della manifestazione estiva di questa oscillazione fu compiuto da Yasunari, che analizzò le immagini satellitari giornaliere della nuvolosità durante il monsone dell’emisfero settentrionale. Lo studio mise in evidenza due periodicità dominanti, prossime rispettivamente a 40 e 15 giorni, e mostrò che le anomalie nuvolose associate alla componente più lenta tendevano a propagarsi verso nord sul settore indiano, inserendosi nel ciclo di avanzamento e arretramento della convezione monsonica.
Le osservazioni di Yasunari furono successivamente consolidate dagli studi sul comportamento della zona di massima nuvolosità e dell’ITCZ alle longitudini indiane. Tali lavori mostrarono che la fascia convettiva monsonica non rimane stabilmente collocata sopra il subcontinente, ma oscilla tra una posizione settentrionale, corrispondente alla depressione monsonica continentale, e una posizione più meridionale sull’Oceano Indiano equatoriale. Questa alternanza è strettamente collegata alle fasi attive e alle pause, o break, del monsone estivo indiano. Durante le fasi attive, la convezione e le precipitazioni si intensificano sull’India centrale e settentrionale; durante le pause monsoniche, invece, l’attività convettiva tende a diminuire su gran parte del continente e a rafforzarsi più a sud, sul settore oceanico equatoriale. La BSISO costituisce quindi uno dei principali meccanismi attraverso i quali il sistema monsonico redistribuisce nello spazio e nel tempo le precipitazioni, l’umidità, la vorticità e la convergenza nei bassi strati.
Il miglioramento delle osservazioni satellitari, in particolare delle serie di radiazione infrarossa uscente alla sommità dell’atmosfera, ha consentito di rappresentare con maggiore precisione questa evoluzione. La radiazione infrarossa uscente, o OLR, viene frequentemente utilizzata come indicatore indiretto della convezione tropicale: valori relativamente bassi sono generalmente associati a nubi profonde con sommità fredde e quindi a intensa attività convettiva, mentre valori elevati indicano cieli più sereni, nubi meno sviluppate o condizioni di subsidenza. Grazie alle lunghe serie di OLR e alle rianalisi atmosferiche è stato possibile isolare la componente intrastagionale e descriverne statisticamente la propagazione, separando la modalità estiva boreale da quella invernale. L’indice ISO bimodale elaborato da Kikuchi e collaboratori rappresenta questa distinzione mediante due modalità indipendenti: una destinata a descrivere principalmente la MJO invernale e una specificamente progettata per seguire la BSISO estiva. La successiva estensione dell’indice attraverso la rianalisi JRA-55 ha permesso di ricostruirne l’evoluzione fino al 1958, offrendo una base più ampia per studiarne la variabilità pluridecennale.
La struttura canonica della BSISO può essere rappresentata attraverso un ciclo suddiviso convenzionalmente in otto fasi. Tale suddivisione non implica che ogni evento reale segua in maniera rigida e identica la medesima traiettoria, ma offre un modello concettuale utile per descrivere il movimento medio delle anomalie convettive e della circolazione. Nella prima fase, la convezione tende a svilupparsi sull’Oceano Indiano equatoriale o centrale, spesso dopo un periodo durante il quale la regione è stata caratterizzata da condizioni convettivamente soppresse. L’indebolimento precedente della nuvolosità permette a una maggiore quantità di radiazione solare di raggiungere la superficie marina, favorendo il riscaldamento dello strato oceanico superficiale. Al momento dell’avvio del nuovo ciclo possono pertanto essere presenti anomalie positive della temperatura superficiale del mare nel settore settentrionale dell’Oceano Indiano.
Con il passaggio alla seconda fase, la regione convettiva si intensifica e assume una configurazione maggiormente estesa in senso zonale. Nella terza fase, l’anomalia tende a separarsi dinamicamente in due rami riconoscibili. Il primo continua a propagarsi verso est lungo la fascia equatoriale, attraversando l’Oceano Indiano orientale e avvicinandosi al Continente Marittimo. Il secondo ramo devia verso nord o nord-ovest, raggiungendo il Mar Arabico, il Golfo del Bengala e successivamente l’India. Non si tratta necessariamente di una divisione fisica netta di un unico sistema temporalesco, bensì della riorganizzazione progressiva di numerosi sistemi convettivi all’interno di un inviluppo di circolazione e umidità molto più ampio.
Durante le fasi quarta e quinta, la propagazione combinata verso est e verso nord produce la caratteristica fascia convettiva inclinata da nord-ovest a sud-est. La sua estremità nord-occidentale può estendersi dal Mar Arabico e dal subcontinente indiano, mentre quella sud-orientale attraversa il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale equatoriale. Questa inclinazione costituisce una delle firme più riconoscibili della BSISO. Studi basati sulle traiettorie delle precipitazioni estreme hanno confermato che il percorso canonico comprende l’iniziale formazione della convezione sull’Oceano Indiano equatoriale, la successiva propagazione simultanea verso nord e verso est e il graduale superamento del Continente Marittimo in direzione del Pacifico occidentale. Tale evoluzione contribuisce a organizzare geograficamente anche la probabilità degli eventi pluviometrici estremi nella regione indo-pacifica.
Nella sesta fase, l’attività convettiva che aveva raggiunto l’India e l’Oceano Indiano settentrionale comincia generalmente a indebolirsi, mentre il ramo presente sul Pacifico occidentale tende a spostarsi verso nord-ovest. Nelle fasi settima e ottava, la convezione può raggiungere il Mare delle Filippine e le regioni circostanti, diminuendo progressivamente d’intensità. Una componente equatoriale più debole può proseguire verso est lungo l’ITCZ del Pacifico e raggiungere il Pacifico nord-orientale, dove può costituire il residuo del ciclo precedente quando una nuova anomalia convettiva comincia a organizzarsi sull’Oceano Indiano. Il ciclo della BSISO può quindi essere interpretato come una sequenza parzialmente continua, nella quale la fase terminale di un evento contribuisce a creare le condizioni termodinamiche e dinamiche per l’evento successivo.
La propagazione verso nord non è una semplice conseguenza del movimento passivo delle nubi, ma deriva da una complessa interazione tra vorticità, umidità, convergenza nello strato limite, circolazione monsonica e riscaldamento convettivo. Una delle interpretazioni più influenti è il meccanismo del wind shear verticale. Durante l’estate boreale, la circolazione monsonica asiatica presenta frequentemente venti occidentali nei bassi strati e venti orientali nell’alta troposfera, producendo una marcata variazione verticale del vento zonale. L’interazione tra questo shear orientale medio e i moti verticali associati alla convezione può generare un’anomalia di vorticità ciclonica alcuni gradi di latitudine a nord del centro convettivo esistente. La vorticità favorisce la convergenza nei bassi strati, il sollevamento dell’aria umida e la formazione di nuova convezione più a nord, determinando così uno spostamento progressivo dell’intero inviluppo convettivo.
Accanto al meccanismo dello shear verticale opera il feedback tra umidità e convezione. Prima che la precipitazione raggiunga una determinata regione, i venti anomali della BSISO possono trasportare vapore acqueo e aumentare gradualmente l’umidità della troposfera. Una colonna atmosferica più umida riduce l’effetto dell’entrainment di aria secca sulle correnti ascendenti e crea condizioni più favorevoli allo sviluppo di nubi profonde. Quando la nuova convezione si attiva, il riscaldamento latente rafforza a sua volta la circolazione ciclonica e la convergenza, mantenendo il processo. La propagazione può quindi essere descritta come una continua preparazione termodinamica dell’ambiente situato davanti alla convezione attiva.
Le ricerche più recenti hanno ulteriormente precisato che la propagazione settentrionale avviene attraverso più stadi, anziché dipendere da un unico processo. Il confronto tra eventi propaganti e non propaganti mostra che, dopo l’innesco sull’Oceano Indiano equatoriale, i venti anomali devono trasportare una quantità sufficiente di umidità verso il Mar Arabico meridionale, favorendo la formazione della fascia convettiva inclinata. Successivamente, lo shear verticale monsonico e l’inclinazione dei vortici generano una circolazione ciclonica a nord della convezione già esistente. I venti sud-orientali associati a tale circolazione intercettano il gradiente climatologico di umidità e ne favoriscono l’avvezione verso il subcontinente. Negli eventi che non riescono a propagarsi, la circolazione iniziale è più debole, il trasporto di umidità è insufficiente e la convezione tende ad arrestarsi a sud di circa 15° N.
La propagazione verso est del ramo equatoriale e quella verso nord del ramo monsonico possono inoltre essere associate a differenti componenti dinamiche della circolazione tropicale. La componente simile a un’onda di Kelvin favorisce il trasferimento verso est delle anomalie convettive lungo l’equatore, mentre la risposta di tipo Rossby, più marcata a ovest e ai lati della convezione, contribuisce alla formazione delle circolazioni cicloniche fuori dall’equatore. La combinazione di questi contributi genera la struttura obliqua e asimmetrica della BSISO. Le differenze tra un evento e l’altro dipendono anche dallo stato di fondo: posizione della fascia di massima temperatura oceanica, distribuzione dell’umidità, intensità dei venti monsonici, presenza di anomalie associate a ENSO o all’Indian Ocean Dipole e configurazione della circolazione sul Pacifico occidentale. Non tutte le BSISO seguono pertanto la traiettoria canonica; alcune mostrano una propagazione prevalentemente verso nord, altre avanzano soprattutto verso est e altre ancora si indeboliscono prima di raggiungere il continente asiatico.
Il confronto con la MJO invernale permette di comprendere meglio la specificità della BSISO. Durante l’inverno boreale, le acque più calde e l’attività convettiva tropicale sono distribuite in modo relativamente più simmetrico rispetto all’equatore. La MJO tende di conseguenza a mostrare un inviluppo convettivo prevalentemente equatoriale, accompagnato da una risposta di tipo Kelvin a est e da ampie circolazioni di Rossby a ovest. La sua propagazione dominante avviene verso est dall’Oceano Indiano al Pacifico. Durante l’estate boreale, invece, il massimo riscaldamento e la circolazione monsonica si spostano nell’emisfero settentrionale. Le elevate SST dell’Oceano Indiano settentrionale, del Golfo del Bengala, del Mar Cinese Meridionale e del Pacifico nord-occidentale rendono possibile il mantenimento della convezione anche lontano dall’equatore, favorendo la componente meridionale della propagazione. La differenza tra BSISO e MJO riflette quindi l’adattamento dell’oscillazione intrastagionale alle condizioni stagionali del sistema accoppiato atmosfera-oceano.
La temperatura superficiale del mare non costituisce soltanto uno sfondo passivo. Le anomalie convettive della BSISO modificano la copertura nuvolosa, la radiazione solare incidente, l’evaporazione e il rimescolamento oceanico. Durante una fase convettivamente soppressa, la riduzione della nuvolosità permette un maggiore riscaldamento della superficie marina e i venti più deboli limitano la perdita di calore latente. Si sviluppano così anomalie positive della SST davanti alla futura convezione. Quando sopraggiunge la fase attiva, l’aumento delle nubi riduce la radiazione solare, mentre i venti più intensi accrescono l’evaporazione e il rimescolamento dello strato superficiale, producendo un progressivo raffreddamento dell’oceano. Ne deriva una relazione approssimativamente in quadratura: le anomalie calde precedono la convezione intensificata e le anomalie fredde seguono o accompagnano la fase attiva, con uno sfasamento vicino a un quarto del ciclo.
Questa relazione non implica che le anomalie della SST siano sempre la causa iniziale della propagazione. In alcuni casi esse possono rappresentare soprattutto la risposta dell’oceano alla precedente alternanza tra fasi attive e soppresse. Tuttavia, gli esperimenti modellistici indicano che l’accoppiamento aria-mare può rafforzare l’ampiezza, la persistenza e la coerenza della BSISO, migliorando la rappresentazione del ciclo dell’umidità e delle precipitazioni. I modelli esclusivamente atmosferici, nei quali la temperatura oceanica è prescritta, non sempre riproducono correttamente la tempistica delle anomalie termiche e dei flussi superficiali. I sistemi accoppiati permettono invece all’oceano di rispondere dinamicamente alla convezione e di retroagire sull’atmosfera. Studi osservativi recenti sul Pacifico nord-occidentale hanno mostrato che anche la formazione di strati superficiali relativamente freschi e poco profondi, determinata dalle precipitazioni e dalla salinità, può modificare il bilancio termico oceanico e contribuire allo sviluppo locale della BSISO.
All’interno dell’inviluppo della BSISO, la convezione non forma una struttura uniforme e continua. Essa è composta da numerosi sistemi convettivi alla mesoscala, linee temporalesche, cluster di cumulonembi, depressioni monsoniche e cicloni tropicali. Questi sistemi rappresentano gli elementi attraverso i quali la circolazione intrastagionale si manifesta concretamente nelle condizioni meteorologiche giornaliere. Le anomalie su larga scala della BSISO regolano l’umidità, la stabilità, la vorticità e la convergenza, creando periodi nei quali l’ambiente diventa favorevole o sfavorevole all’organizzazione della convezione. In una determinata fase possono pertanto svilupparsi simultaneamente diversi sistemi temporaleschi nei centri di circolazione ciclonica del Mar Arabico, del Golfo del Bengala e del Mar Cinese Meridionale.
L’episodio caratterizzato dalla presenza contemporanea dei cicloni tropicali Maha, Bulbul e Nakri costituisce un esempio particolarmente evidente di tale organizzazione multiscala. I tre cicloni non formavano una singola struttura meteorologica, ma erano inseriti nella medesima fascia convettiva inclinata e occupavano approssimativamente i settori nei quali il composito della BSISO mostra massimi di convezione e circolazioni cicloniche nei bassi strati. Ciò evidenzia come la BSISO possa predisporre l’ambiente su scala di bacino, mentre i singoli cicloni dipendono anche da condizioni oceaniche, dinamiche e sinottiche locali. La relazione non è quindi deterministica: una fase favorevole della BSISO aumenta la probabilità di ciclogenesi, ma non garantisce necessariamente la formazione di un ciclone tropicale.
La configurazione della BSISO esercita effetti rilevanti anche sulle precipitazioni estreme. Quando il ramo convettivo attraversa il Golfo del Bengala, il subcontinente indiano, il Mar Cinese Meridionale o le Filippine, l’aumento del contenuto di umidità e della convergenza può favorire episodi persistenti o ripetuti di pioggia intensa. Uno studio dedicato al Sud-est asiatico ha mostrato che le diverse fasi della BSISO modulano sia la frequenza sia l’intensità degli estremi pluviometrici, con risposte differenti tra aree continentali, regioni costiere e domini oceanici. Questa capacità di organizzare sequenze di precipitazioni a distanza di diversi giorni rende la BSISO una fonte essenziale di prevedibilità meteorologica sulla scala substagionale.
La comprensione del suo ciclo vitale è tuttavia resa difficile dalla forte diversità degli eventi. La fase iniziale può dipendere dalla ricostituzione dell’umidità sull’Oceano Indiano, dall’arrivo di onde equatoriali, dall’interazione con la circolazione extratropicale o dalla persistenza di anomalie lasciate dal ciclo precedente. La durata varia in funzione della capacità della convezione di mantenere un ambiente umido e di attraversare regioni complesse come il Continente Marittimo. Anche la terminazione può derivare da processi differenti: raffreddamento della superficie marina, esportazione dell’umidità, intrusione di aria secca, modifica dello shear verticale, indebolimento delle circolazioni cicloniche o perdita di coerenza tra le componenti equatoriale e settentrionale.
Le osservazioni indicano inoltre che le caratteristiche della propagazione possono cambiare su scale decadali. Un’analisi pubblicata nel 2024 ha rilevato una propagazione verso nord più intensa sul Pacifico nord-occidentale durante gli anni Duemila rispetto agli anni Ottanta e Novanta, collegandone almeno una parte al riscaldamento dell’Oceano Indiano tropicale. Questi risultati suggeriscono che le variazioni dello stato oceanico medio possono modificare la posizione delle regioni favorevoli alla convezione, i gradienti di umidità e l’intensità delle retroazioni aria-mare. Le proiezioni climatiche indicano inoltre la possibilità di uno spostamento verso est della struttura della BSISO e delle teleconnessioni associate, sebbene l’entità e la robustezza di tali cambiamenti dipendano dalla capacità dei modelli di rappresentare realisticamente la convezione tropicale, il Continente Marittimo e l’accoppiamento con l’oceano.
Nel complesso, la BSISO può essere interpretata come un sistema dinamico accoppiato e multiscala, nel quale la convezione tropicale interagisce continuamente con la circolazione monsonica, la vorticità, l’umidità atmosferica, le onde equatoriali e la superficie oceanica. Il suo ciclo inizia generalmente sull’Oceano Indiano equatoriale, evolve attraverso una propagazione simultanea verso est e verso nord, forma una fascia convettiva inclinata che collega l’Asia meridionale al Pacifico occidentale e termina con l’indebolimento del ramo settentrionale e la prosecuzione di una componente più debole verso il Pacifico orientale. Le anomalie calde della superficie marina tendono a precedere la fase convettiva attiva, mentre le circolazioni cicloniche nei bassi strati accompagnano e sostengono lo spostamento settentrionale. La BSISO non è pertanto una semplice sequenza di temporali itineranti, ma una modalità organizzata della variabilità climatica tropicale, capace di controllare le fasi attive e di pausa dei monsoni, modulare la formazione dei cicloni tropicali e influenzare la distribuzione delle precipitazioni estreme in alcune delle regioni più densamente popolate e climaticamente vulnerabili del pianeta.
Figura 2 – Struttura spazio-temporale della BSISO estiva e della MJO invernale attraverso le Extended Empirical Orthogonal Functions
La Figura 2 costituisce uno dei passaggi metodologicamente e fisicamente più importanti per comprendere la natura della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO), poiché mostra come la variabilità convettiva intrastagionale tropicale assuma configurazioni profondamente differenti tra estate e inverno boreali. La figura, adattata da Kikuchi (2020), rappresenta infatti l’evoluzione delle anomalie della radiazione infrarossa uscente, o Outgoing Longwave Radiation (OLR), filtrate nella banda temporale di 25–90 giorni e analizzate mediante Extended Empirical Orthogonal Functions (EEOF). Tale approccio permette non soltanto di individuare le strutture spaziali dominanti della variabilità atmosferica, come avverrebbe con una normale analisi EOF, ma anche di incorporarne esplicitamente l’evoluzione temporale. Proprio questa caratteristica consente alla Figura 2 di mostrare che la BSISO non è semplicemente la versione estiva della Madden–Julian Oscillation (MJO), ma una manifestazione stagionalmente modificata dell’oscillazione intrastagionale tropicale, caratterizzata da una più marcata asimmetria meridionale e da un’importante componente di propagazione verso nord. La distinzione è alla base dell’indice ISO bimodale sviluppato da Kikuchi e collaboratori e successivamente esteso da Kikuchi (2020) mediante la rianalisi JRA-55 fino al 1958. In tale formulazione vengono utilizzati due distinti insiemi di EEOF, uno progettato per rappresentare il comportamento della BSISO durante l’estate boreale e l’altro per descrivere la MJO durante l’inverno boreale.
La variabile utilizzata nella Figura 2 è la OLR, espressa in W m⁻², uno dei più importanti indicatori satellitari dell’attività convettiva tropicale. Nelle regioni caratterizzate da convezione profonda, le sommità delle nubi cumulonembiformi raggiungono quote elevate della troposfera, dove le temperature sono molto basse; di conseguenza, la radiazione infrarossa emessa verso lo spazio diminuisce. Un’anomalia negativa della OLR può quindi essere interpretata, in prima approssimazione, come un segnale di convezione più intensa della norma, maggiore copertura di nubi profonde e generalmente precipitazioni più abbondanti. Nella figura tali anomalie sono rappresentate dalle tonalità blu. Al contrario, le tonalità rosse identificano anomalie positive della OLR, generalmente associate a una riduzione della convezione profonda, maggiore subsidenza e condizioni convettivamente soppresse. Questa relazione inversa tra OLR e convezione è essenziale per leggere correttamente la figura: il blu non rappresenta una riduzione dell’attività meteorologica, bensì una maggiore attività convettiva, mentre il rosso segnala la fase relativamente soppressa. Va inoltre ricordato che il segno assoluto di una EOF è matematicamente arbitrario: moltiplicare simultaneamente l’intero pattern e la corrispondente componente principale per −1 non modifica la soluzione fisica. Per questa ragione, più che il colore isolato, devono essere analizzati la posizione relativa delle anomalie, la loro evoluzione temporale e la relazione tra i primi due modi.
Prima dell’analisi EEOF, le anomalie OLR vengono filtrate nella banda di 25–90 giorni. Questa scelta è fisicamente significativa perché permette di isolare la scala temporale tipica dell’oscillazione intrastagionale dalle perturbazioni meteorologiche più rapide, come onde tropicali e sistemi sinottici della durata di pochi giorni, e dalle variazioni stagionali o interannuali molto più lente. La BSISO e la MJO non possiedono infatti una periodicità perfettamente regolare, ma mostrano generalmente tempi caratteristici di alcune decine di giorni. Il filtraggio 25–90 giorni permette quindi di catturare una larga frazione della loro variabilità senza imporre un periodo unico e rigidamente definito. Il periodo analizzato nella costruzione delle EEOF osservate si estende dal 1979 al gennaio 2017, sfruttando la disponibilità relativamente omogenea delle osservazioni satellitari OLR. Kikuchi (2020) ha successivamente mostrato come l’utilizzo della rianalisi JRA-55 consenta di estendere temporalmente l’indice, mantenendo una rappresentazione ragionevole delle caratteristiche fondamentali delle due modalità.
Un aspetto particolarmente importante della Figura 2 è la separazione stagionale dei dati. Per caratterizzare la BSISO vengono considerate le condizioni dell’estate boreale estesa, indicate qui attraverso i mesi giugno–ottobre (JJASO), mentre per la MJO viene considerata la stagione invernale estesa dicembre–aprile (DJFMA). La scelta non è puramente statistica, poiché la distribuzione della convezione tropicale e la struttura della circolazione atmosferica cambiano radicalmente nel corso dell’anno. Durante l’estate boreale il riscaldamento continentale asiatico, lo sviluppo della depressione termica e la circolazione monsonica spostano verso nord la regione di massima attività convettiva. Durante l’inverno boreale, al contrario, l’attività convettiva della warm pool indo-pacifica presenta una configurazione maggiormente concentrata nelle basse latitudini e relativamente più simmetrica rispetto all’equatore. È precisamente questa differenza dello stato atmosferico di fondo a produrre le configurazioni distinte visibili nei due pannelli della Figura 2.
Nel pannello superiore, contrassegnato con “BSISO mode”, vengono mostrate le prime due EEOF della variabilità convettiva estiva. EEOF1 spiega l’8,5% della varianza totale delle anomalie intrastagionali della OLR, mentre EEOF2 ne spiega il 6,9%. Considerate congiuntamente, le due componenti rappresentano quindi circa il 15,4% della varianza totale filtrata. Una percentuale apparentemente non elevatissima non deve essere interpretata come indicazione di scarsa importanza della BSISO. La convezione tropicale contiene infatti numerosi gradi di libertà, dalle perturbazioni convettive locali ai cicloni tropicali, dalle onde equatoriali ai sistemi monsonici e alle interazioni atmosfera-oceano. Il fatto che soltanto due modi statistici riescano a isolare un’evoluzione coerente estesa su gran parte del dominio indo-pacifico e su scale temporali di molte settimane è, al contrario, indice di una modalità organizzata e climaticamente rilevante.
Ogni EEOF viene rappresentata in tre differenti lag temporali: day −10, day −5 e day 0. Questo significa che la stessa struttura statistica viene osservata dieci giorni prima, cinque giorni prima e al tempo di riferimento. Le EEOF non descrivono dunque fotografie atmosferiche indipendenti, bensì una vera sequenza spazio-temporale. Seguendo la disposizione delle anomalie tra day −10 e day 0 è possibile osservare lo spostamento dell’inviluppo convettivo. È proprio questa proprietà che distingue l’analisi EEOF dall’EOF convenzionale e la rende particolarmente adatta a fenomeni propaganti come BSISO e MJO. Le due EEOF principali costituiscono inoltre approssimativamente una coppia in quadratura: i rispettivi coefficienti temporali rappresentano fasi differenti della stessa oscillazione. Per tale ragione, la combinazione delle prime due EEOF permette di ricostruire il ciclo dell’ISO e di costruire uno spazio delle fasi analogo a quello utilizzato comunemente per il monitoraggio della MJO.
La struttura estiva evidenziata nel pannello superiore è caratterizzata da un’evidente asimmetria rispetto all’equatore. Le anomalie convettive non rimangono confinate lungo una fascia zonale equatoriale, ma si estendono verso l’Oceano Indiano settentrionale, l’India, il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. Durante l’evoluzione temporale, le regioni di convezione intensificata e soppressa mostrano uno spostamento combinato verso est e verso nord o nord-ovest. È questa componente meridionale a rappresentare una delle proprietà fondamentali della BSISO. Wang e Xie (1997) sottolinearono già come la ISO estiva fosse dinamicamente più complessa della controparte invernale, poiché in essa coesistono una propagazione equatoriale verso est, una propagazione fuori dall’equatore verso ovest e una marcata propagazione verso nord. Nel loro modello concettuale, la circolazione del monsone estivo dell’emisfero settentrionale e la distribuzione dell’energia statica umida modificano profondamente la dinamica delle perturbazioni intrastagionali rispetto all’inverno.
La caratteristica inclinazione delle anomalie della BSISO, visibile nella Figura 2, è particolarmente significativa. L’inviluppo convettivo può assumere una geometria orientata da nord-ovest verso sud-est, collegando idealmente il Mar Arabico e l’India con il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale equatoriale. Questa configurazione riflette l’interazione tra la propagazione equatoriale verso est e quella monsonica verso nord. Quando la convezione originariamente presente sull’Oceano Indiano equatoriale evolve, una parte continua ad avanzare verso il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale, mentre un’altra componente si sposta verso il settore settentrionale dell’Oceano Indiano. Il risultato non è quindi una semplice onda che si muove lungo una direzione unica, ma una riorganizzazione tridimensionale e multiscala della convezione tropicale.
La letteratura successiva ha chiarito alcuni dei meccanismi che possono produrre questa propagazione settentrionale. Jiang, Li e Wang (2004), utilizzando sia simulazioni con il modello ECHAM4 sia la rianalisi NCEP–NCAR, mostrarono che la BSISO presenta forti asimmetrie meridionali nella vorticità e nell’umidità rispetto al centro della convezione. In particolare, un’anomalia positiva di vorticità tende a svilupparsi alcuni gradi di latitudine a nord dell’anomalia convettiva, mentre anche il massimo di umidità specifica nei bassi strati tende a essere spostato verso nord. Gli autori proposero due processi fondamentali: il meccanismo legato allo shear verticale del vento monsonico e il feedback tra umidità e convezione. Lo shear verticale può favorire la generazione di vorticità barotropica a nord della convezione, producendo convergenza nello strato limite e predisponendo la regione allo sviluppo di nuova convezione; contemporaneamente, l’avvezione dell’umidità associata sia alla circolazione media sia alle anomalie della BSISO crea condizioni termodinamiche favorevoli più a nord. La convezione tende pertanto a rigenerarsi davanti alla posizione precedente, producendo l’apparente propagazione meridionale osservata.
Questa interpretazione ha ricevuto ulteriore sostegno da studi più recenti. L’analisi di Ghatak e Sukhatme ha confrontato eventi BSISO capaci di propagarsi verso nord con eventi che rimangono confinati alle basse latitudini, evidenziando una sequenza in più stadi. Dopo l’iniziale sviluppo della convezione sull’Oceano Indiano equatoriale, l’avvezione orizzontale di umidità contribuisce al trasferimento della perturbazione verso il Mar Arabico meridionale e alla formazione di una fascia convettiva inclinata. Lo shear orientale verticale tipico della circolazione monsonica favorisce successivamente il tilting della vorticità e la formazione di una circolazione ciclonica a nord dell’anomalia convettiva; i venti associati a tale circolazione attingono al gradiente di umidità ambientale e favoriscono un ulteriore spostamento verso il continente. Negli eventi non propaganti, invece, questa catena dinamica e termodinamica risulta più debole e la convezione può arrestarsi prima di raggiungere le latitudini monsoniche più settentrionali.
Il pannello inferiore della Figura 2, identificato come “MJO mode”, offre un contrasto particolarmente istruttivo. In questo caso la prima EEOF spiega l’8,7% della varianza e la seconda l’8,3%, per una quota complessiva vicina al 17%. Le anomalie convettive risultano visibilmente più concentrate attorno all’equatore rispetto alla configurazione BSISO. Il movimento dominante è essenzialmente zonale: la convezione e la soppressione convettiva si alternano mentre il pattern si sposta progressivamente verso est attraverso l’Oceano Indiano, il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale. La struttura è inoltre maggiormente simmetrica rispetto all’equatore. Si riconosce quindi il comportamento tradizionalmente associato alla MJO, nel quale un grande inviluppo convettivo tropicale attraversa longitudinalmente la warm pool indo-pacifica con una periodicità dell’ordine di alcune settimane.
Il confronto tra i due pannelli dimostra visivamente perché utilizzare esclusivamente un indice costruito sulla MJO invernale possa essere problematico durante l’estate. Lee et al. (2013) sottolinearono proprio questo punto nello sviluppo degli indici BSISO1 e BSISO2. Gli autori mostrarono che, rispetto alla MJO, la BSISO possiede una struttura più complessa, una pronunciata propagazione verso nord e una variabilità che si estende molto più lontano dall’equatore. Per tale motivo svilupparono indici multivariati specifici, basati su OLR e vento zonale a 850 hPa, capaci di rappresentare meglio la propagazione verso nord e nord-ovest della convezione durante il monsone estivo asiatico rispetto al tradizionale Real-time Multivariate MJO index.
La Figura 2 assume quindi anche un significato metodologico più generale: dimostra che la scelta dell’indice utilizzato per monitorare la variabilità intrastagionale non è neutrale. Un indice ottimizzato sulla struttura equatoriale della MJO può sottostimare o rappresentare impropriamente eventi estivi nei quali l’attività convettiva migra verso 10–20°N. Al contrario, un indice BSISO specificamente costruito sulla struttura estiva è maggiormente sensibile alle oscillazioni del monsone asiatico, alle fasi active e break delle precipitazioni indiane e alla propagazione verso il Pacifico nord-occidentale. Questa distinzione è particolarmente importante nella previsione substagionale, dove conoscere la fase e l’ampiezza della BSISO può fornire informazioni sulla probabilità di precipitazioni intense, periodi secchi, depressioni monsoniche e condizioni favorevoli alla ciclogenesi tropicale.
La differenza tra i pannelli superiore e inferiore può essere ricondotta in larga parte alla profonda stagionalità dello stato di fondo atmosferico e oceanico. Durante l’inverno boreale, le SST tropicali sufficientemente elevate a sostenere la convezione profonda sono maggiormente distribuite lungo la fascia equatoriale dell’Indo-Pacifico. Anche la circolazione atmosferica di fondo permette alla MJO di mantenere una struttura più simmetrica rispetto all’equatore. Con l’avvento dell’estate boreale, il massimo di riscaldamento si sposta verso nord, si sviluppa la circolazione monsonica e la distribuzione dell’umidità troposferica diventa fortemente asimmetrica. L’Oceano Indiano settentrionale, il Golfo del Bengala e il Mar Cinese Meridionale diventano parte integrante della regione convettivamente attiva. Di conseguenza, il sistema intrastagionale non è più confinato vicino all’equatore ma può propagarsi verso il continente asiatico.
Anche la risposta di tipo Rossby e Kelvin contribuisce a comprendere la geometria osservata. La componente equatoriale propagante verso est possiede caratteristiche riconducibili alla risposta di tipo Kelvin, mentre le circolazioni cicloniche fuori dall’equatore sono associate alla componente Rossby del sistema. Wang e Xie (1997) descrissero la BSISO come il risultato dell’interazione tra differenti componenti dinamiche nella presenza dello stato medio monsonico. La combinazione di propagazione equatoriale, risposte Rossby fuori dall’equatore e circolazione monsonica produce quindi strutture assai più articolate di quelle caratteristiche della MJO invernale.
La Figura 2 permette anche di comprendere perché le prime due EEOF debbano essere considerate congiuntamente e non interpretate come due oscillazioni fisicamente separate. Un fenomeno propagante non può essere rappresentato adeguatamente da una singola struttura spaziale fissa: occorrono almeno due componenti sfasate che permettano alla posizione dei massimi e dei minimi di evolvere nello spazio. Questo principio è analogo alla rappresentazione matematica di un’onda attraverso due funzioni in quadratura. Quando la prima componente raggiunge il massimo, la seconda si trova approssimativamente in una fase diversa del ciclo; seguendo l’evoluzione congiunta delle rispettive principal components si può quindi stabilire in quale fase si trovi l’oscillazione. È questa la base concettuale degli spazi delle fasi utilizzati per classificare un evento BSISO in successive fasi e determinarne al tempo stesso l’ampiezza.
Un’altra precauzione interpretativa riguarda le percentuali di varianza riportate nella parte superiore dei pannelli. La EEOF non ricostruisce ogni singolo sistema temporalesco osservato in un determinato giorno, né pretende che tutti gli eventi BSISO abbiano esattamente la stessa traiettoria. La figura rappresenta invece il comportamento statisticamente dominante. Nella realtà, la propagazione può essere più rapida o più lenta, arrestarsi in alcune regioni, deviare verso ovest oppure manifestare intensità assai diverse. Studi recenti hanno infatti evidenziato che gli eventi BSISO possono seguire differenti regimi di propagazione. Analizzando la propagazione delle precipitazioni estreme associate al monsone dell’Asia meridionale, Strnad e collaboratori hanno distinto configurazioni con propagazione nord-orientale canonica, eventi nei quali il movimento verso est viene bloccato e situazioni quasi stazionarie; le SST del Pacifico possono contribuire a modulare la probabilità di questi differenti comportamenti. Ciò conferma che la struttura EEOF della Figura 2 deve essere interpretata come una climatologia dinamica dell’oscillazione e non come uno schema rigidamente seguito da ogni episodio.
Il ridimensionamento delle EEOF indicato nella didascalia ha inoltre un significato rilevante. I pattern sono stati moltiplicati per una deviazione standard delle corrispondenti componenti principali durante il periodo utilizzato nell’analisi. In questo modo le ampiezze raffigurate nella scala della OLR sono rappresentative dell’ordine di grandezza osservabile durante un evento significativo, anziché essere semplici coefficienti normalizzati privi di unità fisiche. La scala, che raggiunge valori dell’ordine di ±15 W m⁻², mostra quindi che le perturbazioni convettive associate a una ISO ben sviluppata possono produrre variazioni sostanziali dell’emissione infrarossa tropicale e, implicitamente, della copertura nuvolosa e delle precipitazioni.
La particolare disposizione temporale delle EEOF permette infine di collegare la Figura 2 alla successiva rappresentazione in otto fasi della BSISO. La coppia dei primi due modi descrive circa metà del ciclo completo attraverso i lag −10, −5 e 0; l’inversione di segno delle stesse strutture consente di ricostruirne l’altra metà. In termini fisici, un’anomalia di convezione intensificata è seguita, dopo alcune settimane, da una fase soppressa nella stessa regione, mentre la convezione si è nel frattempo trasferita altrove. Questo alternarsi di condizioni attive e soppresse costituisce uno dei motivi fondamentali per cui la BSISO è così importante per il monsone asiatico: una stessa regione può sperimentare, nell’arco di alcune settimane, una transizione organizzata da precipitazioni intense a condizioni relativamente secche e successivamente un ritorno verso la fase attiva.
Nel complesso, la Figura 2 dimostra in maniera particolarmente efficace che la variabilità intrastagionale tropicale possiede una marcata dipendenza stagionale. La MJO invernale appare come una modalità prevalentemente equatoriale e propagante verso est; la BSISO estiva, pur condividendone una componente dinamica, acquisisce una forte asimmetria emisferica e una pronunciata propagazione verso nord o nord-ovest. Tale differenza emerge direttamente dai dati OLR e non costituisce quindi soltanto una distinzione terminologica. È il risultato dell’interazione fra oscillazione tropicale, circolazione monsonica, distribuzione dell’umidità, shear verticale, risposte dinamiche di tipo Kelvin e Rossby e condizioni della superficie oceanica. Le analisi di Wang e Xie (1997), Jiang et al. (2004), Lee et al. (2013) e Kikuchi (2020) convergono nel mostrare che il sistema intrastagionale estivo richiede una descrizione specifica proprio perché la migrazione stagionale dell’ambiente tropicale modifica radicalmente il modo nel quale la convezione si organizza e si propaga. La Figura 2 rappresenta quindi non soltanto una visualizzazione statistica delle prime due EEOF, ma una sintesi del concetto fisico fondamentale della BSISO: durante l’estate boreale l’oscillazione intrastagionale tropicale viene riorganizzata dal sistema monsonico in una modalità tridimensionale, fortemente asimmetrica e capace di trasferire progressivamente convezione, umidità e anomalie della circolazione dall’Oceano Indiano equatoriale verso l’Asia meridionale e il Pacifico nord-occidentale, fornendo una delle principali sorgenti di prevedibilità atmosferica sulla scala temporale compresa tra il tempo meteorologico e la previsione stagionale.
Figura 3 – Ciclo stagionale della frequenza degli eventi intrastagionali significativi: transizione tra MJO e BSISO
La Figura 3 rappresenta in forma estremamente sintetica uno degli aspetti più importanti della variabilità intrastagionale tropicale, ossia la sua marcata dipendenza dal ciclo stagionale. Il grafico mostra infatti la frequenza di occorrenza dei giorni nei quali l’Intraseasonal Oscillation, o ISO, raggiunge un’ampiezza sufficientemente elevata da essere classificata come significativa, distinguendo tra la modalità tipica della Madden–Julian Oscillation, indicata in blu, e quella propria della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, rappresentata in rosso. La frequenza mensile è normalizzata rispetto al numero di giorni disponibili in ciascun mese, in modo da eliminare l’effetto della diversa durata dei mesi e rendere direttamente confrontabili gennaio, febbraio, marzo e tutti gli altri periodi dell’anno. È importante sottolineare che le barre rosse rivolte verso il basso non indicano valori fisicamente negativi: la loro disposizione sotto l’asse dello zero costituisce soltanto una scelta grafica finalizzata a separare visivamente la BSISO dalla MJO. Tutte le frequenze devono pertanto essere lette in valore assoluto. La figura deriva dall’approccio bimodale sviluppato da Kikuchi e collaboratori e successivamente aggiornato da Kikuchi (2020), nel quale l’ISO tropicale viene rappresentata attraverso due differenti coppie di Extended Empirical Orthogonal Functions, costruite rispettivamente sulla stagione fredda e sulla stagione calda boreali. Il principio fondamentale è che la variabilità intrastagionale tropicale non scompare né compare improvvisamente nel corso dell’anno, ma modifica progressivamente la propria struttura spaziale e la propria propagazione seguendo l’evoluzione stagionale dello stato di fondo atmosferico e oceanico.
La classificazione dei giorni ISO significativi non dipende semplicemente dalla presenza di un’anomalia convettiva locale, ma dall’ampiezza combinata delle prime due componenti principali associate alle modalità MJO e BSISO. Nel metodo di Kikuchi, le componenti principali vengono normalizzate rispetto alla loro deviazione standard e combinate per ottenere un’ampiezza bidimensionale della modalità. La procedura stabilisce dapprima se l’ampiezza normalizzata della MJO o della BSISO supera la soglia unitaria e, quando entrambe risultano sufficientemente forti, identifica come dominante la modalità caratterizzata dalla maggiore ampiezza non normalizzata. In questo modo è possibile attribuire ogni giorno significativo prevalentemente alla struttura MJO oppure alla struttura BSISO, evitando di interpretare le due componenti come fenomeni completamente indipendenti. La metodologia è particolarmente utile nei mesi di transizione, quando entrambe le modalità possono proiettarsi contemporaneamente sul campo convettivo osservato.
Il primo risultato evidente della Figura 3 è la netta predominanza della modalità MJO durante l’inverno boreale. In gennaio la frequenza dei giorni significativi attribuiti alla MJO raggiunge circa 0,65, vale a dire che approssimativamente due terzi dei giorni del mese possono essere associati, nella climatologia considerata, a una significativa espressione della modalità intrastagionale invernale. La frequenza rimane elevata anche in febbraio, attorno a 0,58, in marzo, circa 0,55, e in aprile, poco sopra 0,50. Sebbene tali valori debbano essere interpretati come stime visive ricavate dal grafico e non come numeri tabellari esatti, la struttura stagionale è inequivocabile: tra dicembre e aprile la MJO costituisce la manifestazione dominante dell’ISO tropicale. Kikuchi et al. avevano già mostrato, nella formulazione originaria dell’indice bimodale, che la modalità MJO domina generalmente da dicembre ad aprile, mentre la BSISO prevale da giugno a ottobre; maggio e novembre costituiscono invece i mesi nei quali avviene il passaggio tra i due regimi.
Questa distribuzione stagionale è coerente con una vasta letteratura precedente. Zhang e Dong (2004), analizzando precipitazioni e vento tropicali, mostrarono che la MJO presenta il proprio massimo stagionale principale durante l’inverno boreale, soprattutto tra dicembre e marzo, quando il segnale intrastagionale è particolarmente evidente sull’Oceano Indiano e sul Pacifico occidentale. Gli stessi autori sottolinearono tuttavia che, considerando l’intera fascia tropicale e non soltanto l’equatore, il ciclo annuale non consiste semplicemente in un rafforzamento e indebolimento della stessa struttura: la regione di massima attività intrastagionale migra infatti attraverso l’equatore con le stagioni, raggiungendo l’emisfero settentrionale durante l’estate boreale. In particolare, durante giugno–settembre emergono massimi di attività convettiva intrastagionale sul Golfo del Bengala, sul Mar Cinese Meridionale e sul Pacifico orientale tropicale, mentre la classica componente equatoriale invernale diventa relativamente meno dominante.
Il comportamento rappresentato nella Figura 3 deve quindi essere interpretato in relazione alla migrazione annuale della regione climaticamente favorevole alla convezione profonda. Durante l’inverno boreale le temperature superficiali del mare elevate, la convergenza di umidità e la configurazione della circolazione tropicale favoriscono una struttura maggiormente concentrata lungo l’equatore e sull’Indo-Pacific Warm Pool. In tali condizioni la MJO presenta la sua tipica propagazione prevalentemente verso est, dall’Oceano Indiano attraverso il Continente Marittimo fino al Pacifico occidentale. Con l’avanzare della primavera boreale il massimo riscaldamento solare si sposta progressivamente verso nord, il continente asiatico si riscalda, aumenta il contrasto termico terra-oceano e prende forma la circolazione monsonica. La regione caratterizzata da forte instabilità, elevata umidità e intensa convezione non rimane più concentrata in prossimità dell’equatore, ma si estende verso l’Oceano Indiano settentrionale, il Golfo del Bengala, l’India, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. È proprio in questo nuovo stato di fondo che la struttura dell’ISO assume progressivamente le caratteristiche tipiche della BSISO.
Il mese di maggio rappresenta nella Figura 3 un passaggio particolarmente significativo. La frequenza della modalità MJO è già diminuita considerevolmente rispetto ai mesi precedenti, attestandosi intorno a 0,20, mentre la modalità BSISO comincia a diventare chiaramente riconoscibile, con una frequenza dell’ordine di 0,35. Non si tratta di una coincidenza: maggio coincide climatologicamente con la fase di rapida riorganizzazione della circolazione indo-asiatica che precede o accompagna l’instaurarsi del monsone estivo. La transizione non è istantanea e non avviene alla stessa data ogni anno, ma climatologicamente il passaggio da una configurazione più equatoriale a una più asimmetrica e settentrionale avviene proprio tra la tarda primavera e l’inizio dell’estate. Kikuchi (2020), ampliando le stagioni utilizzate per costruire le EEOF da DJF e JJA alle più estese DJFMA e JJASO, ha mostrato che tale modifica migliora la rappresentazione dell’ISO proprio nei mesi di transizione, soprattutto aprile, maggio, ottobre e novembre. L’aggiornamento ha inoltre aumentato la frequenza media dei giorni ISO significativi da circa 0,52 a 0,59, rendendola maggiormente comparabile a quella ottenuta mediante altri indici, come RMM e OMI.
Tra giugno e ottobre il quadro cambia radicalmente. La modalità MJO, almeno nella definizione bimodale utilizzata nella figura, diventa quasi assente, mentre la BSISO domina nettamente la variabilità intrastagionale. In giugno la frequenza della BSISO raggiunge approssimativamente 0,62, aumenta ulteriormente in luglio fino a circa 0,72–0,73 e rimane elevata in agosto, intorno a 0,64–0,65. Settembre mostra una diminuzione verso circa 0,54–0,55, mentre ottobre presenta nuovamente un valore elevato, dell’ordine di 0,67. La distribuzione evidenzia quindi che il massimo stagionale della modalità BSISO coincide sostanzialmente con il pieno sviluppo del sistema monsonico dell’emisfero settentrionale. L’estate boreale non rappresenta pertanto una fase di debole attività intrastagionale tropicale: rappresenta piuttosto una fase nella quale la struttura dominante dell’oscillazione cambia radicalmente rispetto all’inverno.
Questa distinzione è essenziale perché l’impiego del termine “MJO” in senso molto ampio può talvolta nascondere importanti differenze dinamiche. Lee et al. (2013) hanno sottolineato che la BSISO del monsone asiatico costituisce una delle principali sorgenti di variabilità climatica a breve termine del sistema monsonico globale e che, rispetto alla MJO, presenta una struttura decisamente più complessa, una pronunciata propagazione verso nord e una variabilità che si estende molto più lontano dall’equatore. Nel loro lavoro vennero sviluppati gli indici BSISO1 e BSISO2 proprio per descrivere in maniera più efficace la propagazione verso nord e nord-ovest che caratterizza l’oscillazione durante l’estate boreale, una componente che può essere rappresentata meno efficacemente da indici costruiti principalmente sulla struttura equatoriale della MJO.
La quasi completa scomparsa delle barre blu tra giugno e ottobre non deve dunque essere interpretata come assenza della dinamica legata alla MJO in senso fisico generale. Essa significa piuttosto che, secondo il criterio bimodale utilizzato da Kikuchi, la configurazione spazio-temporale osservata durante questi mesi proietta molto più fortemente sulla modalità BSISO che sulla modalità MJO invernale. La distinzione è metodologicamente importante. La convezione intrastagionale continua infatti a mostrare anche durante l’estate una componente propagante verso est lungo l’equatore, ma questa coesiste con un pronunciato spostamento verso nord dell’attività convettiva sull’Oceano Indiano settentrionale e con una propagazione verso nord-ovest sul Pacifico occidentale. Kikuchi (2020) descrive esplicitamente la BSISO estiva come caratterizzata sia dalla migrazione della convezione verso nord e nord-ovest nei settori settentrionali dell’Oceano Indiano e del Pacifico occidentale, sia da una più lenta componente di propagazione verso est lungo l’equatore.
La forte frequenza estiva della BSISO è strettamente collegata alle fasi attive e di pausa del monsone asiatico. Già Yasunari alla fine degli anni Settanta aveva mostrato che la propagazione verso nord delle anomalie di nuvolosità dall’Oceano Indiano verso il continente indiano era associata alle oscillazioni intrastagionali del monsone. I successivi studi di Sikka e Gadgil, Krishnamurti e Subrahmanyam, Lau e Chan e Wang e Rui consolidarono l’idea secondo cui il monsone non evolve semplicemente come una circolazione stagionale lentamente variabile, ma contiene oscillazioni interne organizzate sulle scale di alcune settimane. Durante una fase convettivamente attiva della BSISO, la convergenza nei bassi strati, l’umidità troposferica e le precipitazioni possono aumentare su determinate regioni dell’Asia meridionale; alcune settimane più tardi, il passaggio alla fase soppressa può produrre condizioni relativamente più secche. La Figura 3 mostra quindi non soltanto quando la BSISO è statisticamente più frequente, ma indirettamente anche quando la sua capacità di modulare il monsone raggiunge la massima rilevanza climatologica.
La dinamica di questa stagionalità può essere ricondotta all’interazione tra l’ISO e lo stato medio atmosferico. Zhang e Dong (2004) rilevarono che l’attività intrastagionale intensa tende a essere favorita in regioni caratterizzate da venti medi occidentali o zonalmente deboli nei bassi strati e da una convergenza climatologica dell’umidità, soprattutto sul Pacifico occidentale. Ciò suggerisce che la struttura della MJO e della BSISO non sia indipendente dall’ambiente nel quale si sviluppa, ma venga profondamente rimodellata dalla circolazione stagionale. L’oscillazione tropicale interagisce con il background monsonico attraverso il trasporto di umidità, lo shear verticale del vento, la convergenza nello strato limite, la distribuzione delle SST e la posizione delle principali fasce convettive.
Questo concetto è importante anche per comprendere perché la transizione MJO–BSISO non debba essere vista come il passaggio tra due oscillazioni totalmente scollegate. Kikuchi et al. (2012) proposero espressamente una rappresentazione “bimodale” dell’ISO tropicale perché i due regimi condividono una stessa natura intrastagionale, ma mostrano centri di variabilità e percorsi di propagazione differenti tra inverno ed estate. La modalità MJO è dominata dalla propagazione verso est lungo l’equatore; la modalità BSISO presenta invece una forte propagazione verso nord e un’ampia variabilità nelle regioni di depressione monsonica fuori dall’equatore. La combinazione dei due indici permette quindi di rappresentare lo stato della ISO durante l’intero anno con maggiore fedeltà rispetto a un approccio che imponga una singola struttura fissa.
In questo senso la Figura 3 può essere interpretata come la rappresentazione statistica del graduale “cambio di geometria” dell’oscillazione intrastagionale tropicale. Durante gennaio, febbraio e marzo, la convezione associata all’ISO è prevalentemente organizzata secondo la struttura equatoriale della MJO. Tra aprile e maggio il sistema attraversa una fase di transizione, mentre da giugno in avanti la configurazione monsonica dell’emisfero settentrionale diventa dominante. In estate la convezione intrastagionale si estende tipicamente tra circa 10° e 20°N, raggiungendo regioni che durante l’inverno non costituiscono i principali centri dell’attività MJO. Lee et al. sottolineano proprio che i massimi di variabilità convettiva intrastagionale estiva sono spostati significativamente a nord dell’equatore rispetto all’inverno.
La brusca diminuzione della modalità BSISO osservata in novembre rappresenta il processo inverso. Con la progressiva ritirata del monsone asiatico, il continente si raffredda, i venti monsonici nei bassi strati si indeboliscono o cambiano configurazione e la regione di massima convezione si sposta nuovamente verso latitudini più basse. La BSISO conserva ancora una frequenza apprezzabile, intorno a 0,35–0,40, ma la componente MJO ricompare e raggiunge circa 0,10. In dicembre la transizione è sostanzialmente completata: la BSISO diventa praticamente assente mentre la frequenza MJO sale nuovamente verso 0,45–0,47. Anche novembre, come maggio, deve quindi essere considerato un mese di transizione piuttosto che appartenere rigidamente a uno dei due regimi. Questa caratteristica è stata riscontrata anche attraverso metodologie differenti da quella bimodale: Kikuchi (2020) osserva che il passaggio stagionale dominante in maggio e novembre è coerente con risultati ottenuti mediante altri indici, tra cui quello OLR-based sviluppato da Kiladis e collaboratori.
Lo studio di Kiladis et al. (2014) è particolarmente utile per interpretare questo aspetto. Gli autori svilupparono indici basati esclusivamente sulla OLR capaci di seguire la componente convettiva della MJO tenendo conto esplicitamente del ciclo stagionale. Invece di utilizzare una coppia EOF invariabile nel corso dell’anno, essi costruirono EOF dipendenti dal giorno del calendario attraverso finestre temporali mobili. Il risultato mostrò che le strutture convettive associate all’oscillazione cambiano continuamente con la stagione, confermando che una descrizione fissa può perdere informazioni importanti soprattutto durante i periodi di transizione. Le EOF giornaliere permettono sostanzialmente di “riempire” il passaggio tra le configurazioni solstiziali invernale ed estiva che, nell’approccio di Kikuchi, sono invece rappresentate attraverso le due modalità MJO e BSISO.
Un elemento interessante della Figura 3 riguarda inoltre settembre. La frequenza della BSISO diminuisce rispetto ad agosto e ottobre, creando una sorta di minimo relativo all’interno della stagione estiva-autunnale. Anche Kikuchi (2020), nell’analisi del ciclo annuale dell’ampiezza, evidenzia una diminuzione relativamente marcata della BSISO in settembre e sottolinea che tale caratteristica compare sia nella versione originaria sia in quella aggiornata dell’indice, pur senza approfondirne le cause fisiche. Questa cautela è importante: non sarebbe corretto attribuire automaticamente il minimo di settembre a un unico meccanismo senza analisi specifiche. Potrebbero contribuire cambiamenti progressivi della circolazione monsonica, della distribuzione delle SST, della posizione dell’ITCZ e della relazione tra Oceano Indiano e Pacifico occidentale, ma la figura da sola non consente di stabilirne il peso relativo.
La stagionalità mostrata dalla Figura 3 ha importanti conseguenze anche per il monitoraggio operativo dell’atmosfera tropicale. L’indice RMM di Wheeler e Hendon, largamente utilizzato per seguire la MJO in tempo reale, combina anomalie del vento zonale a 850 e 200 hPa e OLR mediati nella fascia equatoriale. Si tratta di uno strumento estremamente utile, ma la sua struttura è progettata per isolare caratteristiche della variabilità intrastagionale presenti durante l’intero anno. Diversi lavori hanno mostrato che l’utilizzo di indici differenti può produrre valutazioni non identiche dell’intensità, della fase e persino della presenza di singoli eventi MJO, soprattutto quando l’interesse principale è la convezione. Kiladis et al. (2014) hanno evidenziato, ad esempio, che gli indici basati sulla OLR e il RMM possono differire significativamente nella rappresentazione di alcuni episodi, poiché il RMM presenta una componente dinamica della circolazione relativamente più forte.
Per l’estate boreale questo problema diventa ancora più rilevante, poiché una parte consistente della convezione intrastagionale si sposta fuori dall’equatore. L’utilizzo di indici specifici della BSISO consente quindi di seguire meglio i fenomeni associati al monsone indiano, al Golfo del Bengala, al Mar Cinese Meridionale e al Pacifico nord-occidentale. Non significa che un indice sia universalmente “corretto” e gli altri siano errati: significa che ogni indice mette in evidenza aspetti differenti della complessa struttura multivariata dell’ISO. La scelta dovrebbe dipendere dal fenomeno che si desidera studiare. Per la propagazione equatoriale e la circolazione globale associata alla MJO, il RMM rimane estremamente utile; per la convezione estiva e la sua migrazione verso nord, indici come quello bimodale di Kikuchi o BSISO1/BSISO2 di Lee et al. possono offrire una rappresentazione più appropriata.
Anche la normalizzazione mensile delle frequenze possiede un significato climatologico importante. Se gli autori avessero semplicemente contato il numero totale di giorni significativi in ciascun mese, febbraio avrebbe avuto necessariamente meno possibilità di registrare eventi rispetto a gennaio o luglio a causa della minore durata. Dividendo invece il numero di giorni significativi per il totale dei giorni disponibili nel mese, il grafico misura una probabilità o frequenza relativa. Un valore di 0,7 significa quindi che circa il 70% dei giorni disponibili nel campione appartiene alla specifica modalità significativa secondo i criteri adottati. Non indica che il 70% degli anni presenti necessariamente un singolo evento, né che ogni evento duri il 70% del mese. Poiché una singola oscillazione intrastagionale può persistere per diverse settimane, molti giorni consecutivi possono appartenere allo stesso evento. Questa distinzione è fondamentale per evitare di confondere la “frequenza dei giorni” con il “numero degli episodi”.
La Figura 3 fornisce inoltre una chiave interpretativa importante per la previsione substagionale. L’ISO rappresenta una delle principali sorgenti di prevedibilità atmosferica nella fascia compresa tra la previsione meteorologica convenzionale e quella stagionale. Sapere quale modalità è climaticamente favorita in un determinato periodo dell’anno aiuta a interpretare la propagazione delle anomalie convettive e i loro possibili effetti. Durante gennaio, ad esempio, ha maggior senso concentrarsi sulla propagazione equatoriale della MJO attraverso l’Indo-Pacifico; durante luglio, invece, la semplice posizione longitudinale della convezione non è sufficiente, perché diventa essenziale seguire anche lo spostamento meridionale verso l’India, il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. È precisamente questa differenza che rende la BSISO particolarmente rilevante per le previsioni del monsone sulle scale di alcune settimane.
La struttura stagionale osservata nella figura non deve tuttavia essere interpretata in maniera deterministica. Una MJO significativa può verificarsi anche al di fuori del suo periodo climatologicamente più favorevole e, allo stesso modo, anomalie riconducibili alla BSISO possono comparire durante i mesi di transizione. La figura descrive una probabilità climatologica, non una regola assoluta valida per ogni anno. Lo stato di ENSO, l’Indian Ocean Dipole, le anomalie delle SST, la circolazione monsonica e le interazioni con altre onde tropicali possono modificare significativamente l’ampiezza e la propagazione di un singolo episodio. Inoltre, Kikuchi (2020) mostra che l’attività della ISO possiede non soltanto una variabilità intrastagionale e stagionale, ma anche componenti interannuali e di più lungo periodo, uno dei motivi per i quali l’indice è stato esteso indietro nel tempo mediante la rianalisi JRA-55 fino al 1958.
La robustezza generale del ciclo stagionale appare comunque notevole. Kikuchi ha confrontato l’indice derivato dalle osservazioni con quello ricostruito attraverso JRA-55 e ha riscontrato una buona concordanza nella forma complessiva della variazione annuale. Sono presenti differenze nell’ampiezza in alcuni mesi — la rianalisi, per esempio, tende a sovrastimare o sottostimare determinate componenti — ma l’alternanza stagionale fondamentale tra MJO e BSISO viene riprodotta. Questo risultato aumenta la fiducia nel fatto che la struttura osservata nella Figura 3 non sia semplicemente un artefatto dello specifico dataset satellitare utilizzato, ma rappresenti una proprietà reale della variabilità tropicale.
Nel complesso, la Figura 3 costituisce quindi una dimostrazione quantitativa del fatto che l’oscillazione intrastagionale tropicale possiede un ciclo annuale fortemente organizzato. Da dicembre ad aprile prevale una configurazione MJO, caratterizzata principalmente dalla propagazione verso est lungo l’Indo-Pacifico equatoriale; tra giugno e ottobre prevale invece la BSISO, nella quale la convezione acquisisce una pronunciata componente di propagazione verso nord e nord-ovest e interagisce direttamente con il sistema monsonico asiatico. Maggio e novembre svolgono la funzione di mesi di transizione, durante i quali il cambiamento dello stato atmosferico e oceanico di fondo determina progressivamente il passaggio da una modalità all’altra. Gli studi di Zhang e Dong (2004), Kikuchi et al. (2012), Lee et al. (2013), Kiladis et al. (2014) e Kikuchi (2020), pur utilizzando metodologie differenti, convergono su un concetto fondamentale: la stagionalità della ISO non consiste semplicemente in una variazione della sua intensità, ma comporta una vera riorganizzazione spaziale e dinamica dell’oscillazione.
La Figura 3 deve dunque essere letta come il complemento naturale della Figura 2. Se la Figura 2 mostrava comedifferiscono nello spazio e nel tempo la struttura estiva BSISO e quella invernale MJO, la Figura 3 mostra quandociascuna delle due configurazioni tende a dominare nel corso dell’anno. La combinazione delle due figure fornisce una rappresentazione particolarmente efficace della natura bimodale dell’ISO: in inverno l’ambiente tropicale favorisce una struttura relativamente simmetrica rispetto all’equatore e principalmente propagante verso est; con l’instaurarsi del monsone estivo, la migrazione verso nord delle SST elevate, della convergenza dell’umidità e della convezione modifica profondamente il pattern intrastagionale, facendo emergere la BSISO. La predominanza di quest’ultima tra giugno e ottobre non rappresenta quindi la comparsa di un fenomeno completamente nuovo, bensì la risposta dell’oscillazione intrastagionale tropicale alla profonda riorganizzazione stagionale del sistema atmosfera-oceano-monsone. È proprio questa capacità di assumere strutture differenti nel corso dell’anno a rendere l’ISO uno dei fenomeni più complessi e, allo stesso tempo, più importanti per comprendere e prevedere la variabilità meteorologica tropicale sulla scala substagionale.
Figura 4 – Evoluzione composita del ciclo di vita della BSISO e della MJO: relazione tra convezione tropicale e circolazione nei bassi strati
La Figura 4 costituisce una delle rappresentazioni più complete della differenza dinamica tra la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO) e la Madden–Julian Oscillation (MJO), poiché permette di seguire l’intero ciclo di vita delle due modalità attraverso otto fasi successive e di osservare simultaneamente l’evoluzione della convezione tropicale e della circolazione atmosferica nella bassa troposfera. La convezione viene rappresentata attraverso le anomalie della Outgoing Longwave Radiation (OLR), espresse in W m⁻², mentre le linee di corrente descrivono la circolazione a 850 hPa, un livello situato approssimativamente nella bassa troposfera e particolarmente utile per individuare le strutture cicloniche, anticicloniche e i flussi responsabili del trasporto dell’umidità. Il confronto tra i pannelli (a) e (b) evidenzia immediatamente che BSISO e MJO, pur appartenendo alla stessa famiglia della variabilità intrastagionale tropicale, seguono traiettorie e organizzazioni spaziali sostanzialmente differenti. La MJO invernale mantiene una struttura relativamente simmetrica rispetto all’equatore e una propagazione prevalentemente verso est, mentre la BSISO estiva sviluppa una forte asimmetria emisferica e combina la propagazione zonale verso est con un marcato spostamento verso nord e successivamente verso nord-ovest. Questa distinzione rappresenta proprio uno dei fondamenti del concetto di indice ISO bimodale sviluppato da Kikuchi e collaboratori e successivamente aggiornato da Kikuchi (2020), nel quale vengono utilizzate strutture EEOF separate per rappresentare la modalità invernale MJO e quella estiva BSISO.
La lettura corretta della figura richiede innanzitutto di comprendere il significato delle anomalie OLR. Nelle regioni tropicali, la convezione profonda produce estese nubi cumulonembiformi le cui sommità raggiungono la parte superiore della troposfera, dove le temperature sono molto basse. Poiché una superficie più fredda emette una quantità inferiore di radiazione infrarossa rispetto a una superficie più calda, la presenza di convezione profonda determina generalmente valori ridotti di OLR misurati al top dell’atmosfera. Di conseguenza, le tonalità blu della Figura 4, corrispondenti ad anomalie negative fino a circa −25 W m⁻², rappresentano aree nelle quali la convezione risulta più intensa della climatologia; le tonalità rosse, che raggiungono anomalie positive prossime a +25 W m⁻², rappresentano invece regioni caratterizzate da convezione soppressa, maggiore subsidenza e ridotta presenza di nubi profonde. Non bisogna pertanto interpretare il blu come una diminuzione dell’attività atmosferica: in questa specifica rappresentazione il blu identifica, al contrario, il nucleo delle fasi convettivamente attive.
La robustezza statistica delle strutture colorate è particolarmente elevata. Secondo la didascalia, vengono rappresentate soltanto le anomalie OLR significative al livello del 99% secondo un t-test. Inoltre, gli autori non utilizzano il numero nominale dei campioni come numero completo dei gradi di libertà, ma lo riducono a un sesto per tenere conto della persistenza temporale caratteristica della variabilità intrastagionale. È una correzione importante: giorni consecutivi appartenenti allo stesso episodio BSISO o MJO non costituiscono osservazioni statisticamente completamente indipendenti. Senza tale correzione, la significatività delle anomalie potrebbe essere sovrastimata. Le linee di corrente a 850 hPa, invece, vengono rappresentate indipendentemente da questo test di significatività, come specificato nella didascalia; pertanto le aree colorate devono essere considerate le strutture sottoposte direttamente al criterio statistico del 99%, mentre le streamlines descrivono il campo composito della circolazione.
Anche i numeri riportati nell’angolo superiore destro di ciascuna fase meritano attenzione, perché indicano il numero di campioni disponibili per la costruzione dei compositi. Nella BSISO essi variano da 558 a 641: precisamente 613 campioni nella fase 1, 571 nella fase 2, 599 nella fase 3, 624 nella fase 4, 564 nella fase 5, 558 nella fase 6, 565 nella fase 7 e 641 nella fase 8. Per la MJO i campioni sono leggermente meno numerosi, oscillando tra 412 e 488: 423, 412, 447, 425, 419, 420, 488 e 471 rispettivamente nelle otto fasi. La numerosità relativamente elevata indica che la struttura mostrata non deriva da uno o pochi episodi eccezionali, ma rappresenta il comportamento medio ricorrente dell’oscillazione. Naturalmente nessun singolo evento reale è obbligato a seguire perfettamente la traiettoria composita: velocità di propagazione, intensità, durata e localizzazione possono variare considerevolmente da un episodio all’altro.
Nel pannello (a), dedicato alla BSISO, la fase 1 rappresenta l’inizio del ciclo convettivo sull’Oceano Indiano. L’attività convettiva intensificata comincia a organizzarsi sull’Oceano Indiano centrale ed equatoriale, mentre una vasta regione caratterizzata da anomalie positive della OLR interessa l’Indo-Pacifico più orientale. La configurazione rappresenta sostanzialmente il passaggio tra una fase precedentemente soppressa e la nascita di una nuova fase attiva. La circolazione a 850 hPa inizia contemporaneamente a riorganizzarsi: la convezione non costituisce infatti un’anomalia termodinamica isolata, ma induce attraverso il riscaldamento latente una risposta dinamica su grande scala. È già possibile riconoscere curvature del flusso compatibili con lo sviluppo delle successive anomalie cicloniche nei bassi strati.
Nella fase 2 il nucleo convettivo sull’Oceano Indiano diventa più intenso e maggiormente organizzato. È in questo momento che comincia a emergere una caratteristica destinata a diventare fondamentale nel corso delle fasi successive: la convezione non procede esclusivamente lungo l’equatore. Una parte dell’anomalia tende infatti a estendersi verso il settore settentrionale dell’Oceano Indiano. Questa peculiarità distingue la BSISO dalla MJO e riflette le condizioni di fondo del monsone estivo asiatico. Wang e Xie (1997) mostrarono che l’ISO estiva è dinamicamente più complessa della controparte invernale proprio perché combina propagazione equatoriale verso est, propagazione fuori dall’equatore e propagazione verso nord. Nel loro quadro teorico, la circolazione monsonica dell’emisfero settentrionale e la distribuzione dell’energia statica umida svolgono un ruolo decisivo nel trasformare il comportamento dell’oscillazione.
La fase 3 costituisce uno dei momenti più istruttivi dell’intero ciclo. Il nucleo di convezione intensificata sull’Oceano Indiano assume una configurazione dalla quale emergono due direzioni principali di propagazione: una componente continua verso est lungo le basse latitudini, mentre un’altra migra verso nord o nord-ovest in direzione del Mar Arabico e dell’India. Non sarebbe del tutto corretto immaginare una singola “massa di nubi” che si divide fisicamente in due. Il fenomeno deve essere interpretato piuttosto come la rigenerazione successiva di sistemi convettivi all’interno di un inviluppo di anomalie della circolazione, dell’umidità e della stabilità che evolve lentamente su scala intrastagionale. La convezione profonda individuale ha una durata molto inferiore ai 30–60 giorni caratteristici della BSISO; ciò che si propaga è quindi soprattutto l’ambiente dinamico e termodinamico favorevole alla formazione ripetuta di nuovi sistemi convettivi.
Nella fase 4 questa struttura diventa ancora più evidente. La componente settentrionale raggiunge l’India e l’Oceano Indiano settentrionale, mentre quella orientale si estende attraverso il Continente Marittimo verso il Pacifico occidentale. Il risultato è una fascia di convezione intensificata con orientamento approssimativamente nord-ovest–sud-est, una delle firme più caratteristiche della BSISO. Contemporaneamente, le linee di corrente a 850 hPa mostrano una stretta associazione tra i nuclei convettivi e le circolazioni cicloniche nei bassi strati. Tale relazione è fisicamente fondamentale: una circolazione ciclonica favorisce convergenza, trasporto di umidità e moto ascendente, creando condizioni favorevoli al mantenimento o alla rigenerazione della convezione.
Gli studi di Jiang, Li e Wang (2004) forniscono una spiegazione dinamica particolarmente importante di questa propagazione verso nord. Analizzando rianalisi NCEP–NCAR e simulazioni ECHAM4, gli autori identificarono una marcata asimmetria meridionale della vorticità e dell’umidità rispetto al centro della convezione BSISO. Un’anomalia di vorticità positiva con struttura quasi barotropica tende a formarsi alcuni gradi di latitudine a nord della convezione già esistente, mentre anche il massimo di umidità nella bassa troposfera risulta spostato verso nord. Gli autori proposero due meccanismi principali: il primo coinvolge lo shear verticale del vento medio monsonico, capace di favorire la generazione di vorticità barotropica a nord dell’anomalia convettiva; il secondo riguarda il feedback umidità–convezione, attraverso il quale l’avvezione di vapore acqueo crea un ambiente progressivamente più favorevole davanti alla perturbazione. La vorticità indotta produce inoltre convergenza nello strato limite planetario, contribuendo ulteriormente allo sviluppo di nuova convezione verso nord.
La fase 5 rappresenta probabilmente la configurazione più tipica e sviluppata della BSISO. La fascia convettiva blu si estende dall’Oceano Indiano settentrionale attraverso il subcontinente asiatico e il Continente Marittimo fino al Pacifico occidentale, mantenendo una marcata inclinazione nord-ovest–sud-est. È proprio in questa fase che l’organizzazione della circolazione monsonica e della convezione raggiunge una delle espressioni più coerenti. Il legame con il monsone asiatico diventa particolarmente evidente: le anomalie cicloniche nei bassi strati possono rafforzare i venti occidentali monsonici e il trasporto di umidità verso India, Golfo del Bengala e Sud-est asiatico, producendo condizioni favorevoli alle cosiddette fasi attive del monsone. Parallelamente, altre regioni possono trovarsi nella fase opposta del ciclo e sperimentare convezione soppressa.
La rilevanza della BSISO per il monsone asiatico è stata sottolineata anche da Lee et al. (2013), che la descrivono come una delle principali sorgenti di variabilità climatica a breve termine dell’intero sistema monsonico globale. Gli autori evidenziano che, rispetto alla MJO, la BSISO presenta una propagazione verso nord molto più pronunciata e una variabilità che si estende significativamente più lontano dall’equatore. Proprio per rappresentare adeguatamente questa caratteristica vennero sviluppati gli indici multivariati BSISO1 e BSISO2, ottenuti combinando OLR e vento zonale a 850 hPa. BSISO1 descrive soprattutto la tipica propagazione nord-orientale associata alla scala di circa 30–60 giorni, mentre BSISO2 rappresenta una componente a periodicità più breve e caratteristiche differenti.
Durante la fase 6, il comportamento della BSISO subisce un cambiamento importante. L’attività convettiva nel settore settentrionale dell’Oceano Indiano comincia a indebolirsi, mentre il nucleo presente sul Pacifico occidentale continua la propria evoluzione e tende a muoversi verso nord-ovest. Contemporaneamente, sull’Oceano Indiano compare la configurazione di segno opposto, caratterizzata da anomalie positive della OLR e quindi da convezione soppressa. È un aspetto fondamentale dell’oscillazione intrastagionale: le regioni attraversate dalla fase attiva non rimangono permanentemente convettive, ma passano progressivamente nella fase soppressa. L’alternanza produce sequenze di periodi relativamente piovosi e secchi che costituiscono una componente essenziale della variabilità active–break del monsone.
Nelle fasi 7 e 8 il nucleo convettivo sul Pacifico nord-occidentale continua a spostarsi verso nord-ovest, raggiungendo il settore delle Filippine e progressivamente indebolendosi. Nel frattempo, il settore dell’Oceano Indiano si trova ormai in una fase convettivamente soppressa, caratterizzata da forti anomalie positive della OLR. Una componente della perturbazione può continuare a propagarsi verso est lungo il Pacifico tropicale. Quando la fase 8 si conclude, il sistema è predisposto a ritornare verso una nuova fase 1: il ciclo deve pertanto essere considerato quasi continuo, sebbene gli eventi reali possano interrompersi, perdere coerenza o essere modificati dalle condizioni climatiche di fondo.
Le ricerche più recenti confermano che la propagazione verso nord non deriva da un unico processo. Ghatak e Sukhatme, in un lavoro pubblicato nel 2025, hanno confrontato episodi BSISO che riescono a propagarsi verso nord sull’Asia meridionale con episodi che rimangono confinati a latitudini più basse. Gli autori mostrano una sequenza multistadio nella quale, dopo l’innesco della convezione sull’Oceano Indiano equatoriale, i venti anomali associati alla BSISO trasportano umidità verso il Mar Arabico meridionale, favorendo la formazione della fascia convettiva inclinata. Successivamente, lo shear verticale orientale tipico della circolazione monsonica contribuisce, attraverso il tilting della vorticità, allo sviluppo di un vortice a nord della convezione. I venti sud-orientali associati a questa struttura attingono al gradiente di umidità ambientale e favoriscono l’ulteriore propagazione verso il continente. Negli eventi non propaganti, la circolazione iniziale risulta invece troppo debole per produrre un’efficace precondizionamento dell’ambiente, e la convezione tende ad arrestarsi prima di raggiungere circa 15°N.
Il pannello (b), dedicato alla MJO, offre un contrasto particolarmente netto. Nella fase 1 la convezione intensificata è prevalentemente organizzata sull’Oceano Indiano tropicale, con una distribuzione molto più vicina all’equatore rispetto alla BSISO. Il campo di circolazione nei bassi strati presenta una struttura più ampia in senso meridionale e maggiormente simmetrica rispetto ai due emisferi. Con il passaggio alla fase 2, il nucleo di anomalie negative della OLR si intensifica e si sposta verso il settore orientale dell’Oceano Indiano. A differenza della BSISO, tuttavia, non emerge una propagazione settentrionale altrettanto pronunciata.
Nelle fasi 3 e 4 la convezione della MJO attraversa progressivamente l’Oceano Indiano orientale e il Continente Marittimo. Il movimento è essenzialmente zonale e segue la classica traiettoria della MJO dalla regione indo-oceanica verso il Pacifico occidentale. La circolazione a 850 hPa mostra ampie anomalie di tipo Rossby ai lati e a ovest della convezione, mentre la componente equatoriale della risposta atmosferica favorisce la propagazione verso est. La geometria è quindi molto più prossima alla tradizionale rappresentazione della MJO come grande inviluppo convettivo equatoriale accompagnato da anomalie della circolazione su scala planetaria.
Nella fase 5 il centro principale della convezione raggiunge il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale. Sul settore occidentale dell’Oceano Indiano comincia nel frattempo a comparire l’anomalia di segno opposto, segnalando che la fase soppressa sta seguendo la fase attiva. Nelle fasi 6 e 7 il nucleo convettivo continua verso il Pacifico centrale, mentre sull’Oceano Indiano diventano progressivamente dominanti anomalie positive di OLR. Nella fase 8 la convezione sul Pacifico tende infine a indebolirsi, mentre la configurazione sull’Oceano Indiano evolve verso lo stato che precede l’avvio del ciclo successivo.
La differenza tra i due pannelli può essere ricondotta alla profonda stagionalità dell’ambiente tropicale. Durante l’inverno boreale, la regione di SST molto elevate e di massima attività convettiva si dispone più simmetricamente attorno all’equatore, permettendo alla MJO di conservare una struttura prevalentemente zonale. Durante l’estate boreale, invece, il riscaldamento dell’Asia e l’instaurarsi della circolazione monsonica spostano verso nord le regioni caratterizzate da elevata energia statica umida, forte convergenza e intensa attività convettiva. La BSISO si trova quindi immersa in uno stato medio fortemente asimmetrico, che rende dinamicamente possibile e termodinamicamente favorevole la propagazione verso l’Oceano Indiano settentrionale e il continente asiatico. Wang e Xie (1997) interpretarono questa complessità come risultato della coesistenza e dell’interazione tra un pacchetto Kelvin–Rossby propagante verso est all’equatore, componenti Rossby fuori dall’equatore e la circolazione media del monsone estivo.
La Figura 4 suggerisce inoltre quanto sia stretto il rapporto tra convezione e circolazione a 850 hPa. I nuclei di convezione intensificata della BSISO sono frequentemente collocati nelle vicinanze di circolazioni cicloniche nei bassi strati. Ciò non significa semplicemente che i temporali “creino” un vortice o che il vortice “crei” unilateralmente i temporali: la relazione è bidirezionale. Il riscaldamento latente associato alla convezione modifica la circolazione, mentre la risposta dinamica determina convergenza, vorticità e trasporto di umidità che condizionano lo sviluppo della convezione successiva. Questo ciclo di retroazione permette alla perturbazione di mantenere una coerenza spaziale per diverse settimane nonostante la vita molto più breve dei singoli sistemi temporaleschi.
Un ulteriore risultato della letteratura mostra che la propagazione equatoriale verso est e quella meridionale verso nord possono essere governate da meccanismi almeno in parte differenti. Studi sulle caratteristiche contrastanti dei due tipi di propagazione hanno evidenziato che, lungo l’equatore, la convergenza dell’umidità nei bassi strati tende a precedere la convezione verso est, contribuendo alla successiva attivazione convettiva. Per la propagazione verso nord, invece, la convergenza e l’umidificazione risultano spostate a nord del nucleo convettivo, in accordo con i meccanismi di shear verticale e feedback dell’umidità proposti per la BSISO. La struttura della Figura 4 riflette quindi la sovrapposizione di processi distinti ma accoppiati, piuttosto che l’esistenza di un’unica onda atmosferica semplice.
Questo carattere multiscala aiuta anche a comprendere il collegamento tra BSISO, depressioni monsoniche e cicloni tropicali. L’inviluppo convettivo rappresentato nella figura ha dimensioni di migliaia di chilometri, ma al suo interno la precipitazione reale viene prodotta da sistemi convettivi alla mesoscala, depressioni e, occasionalmente, cicloni tropicali. La fase della BSISO determina quindi in larga misura il “background” dinamico nel quale tali sistemi possono formarsi. Una circolazione ciclonica nei bassi strati, elevata umidità troposferica e forte convezione su grande scala possono aumentare la probabilità di ciclogenesi, senza tuttavia renderla inevitabile. Questo concetto è particolarmente importante sull’Oceano Indiano settentrionale e sul Pacifico nord-occidentale, dove l’interazione tra variabilità intrastagionale e cicloni tropicali è ben documentata. Kikuchi e Wang (2010), ad esempio, hanno analizzato proprio la formazione dei cicloni tropicali nell’Oceano Indiano settentrionale in relazione a differenti modalità dell’oscillazione intrastagionale.
La configurazione della BSISO ha inoltre implicazioni dirette per le precipitazioni monsoniche e per la prevedibilità substagionale. La propagazione dell’anomalia convettiva dall’Oceano Indiano verso il continente determina una sequenza organizzata di condizioni favorevoli e sfavorevoli alla pioggia. Le fasi durante le quali la convezione intensificata raggiunge il subcontinente indiano sono generalmente associate a una maggiore probabilità di fasi attive del monsone, mentre la successiva comparsa dell’anomalia positiva di OLR può accompagnare periodi di break. Tuttavia, l’impatto regionale dipende dalla posizione precisa della convezione e dalla circolazione associata, motivo per cui non è corretto associare automaticamente ogni singola fase BSISO allo stesso segno delle precipitazioni su tutta l’Asia.
La ricerca recente evidenzia inoltre che il percorso mostrato nella Figura 4 rappresenta un comportamento canonico e non una traiettoria obbligatoria. Alcuni eventi BSISO propagano efficacemente verso nord-est, altri mostrano una propagazione verso est più debole o bloccata e altri ancora rimangono relativamente stazionari. Le condizioni della superficie oceanica del Pacifico e dell’Oceano Indiano, la distribuzione dell’umidità e lo stato della circolazione monsonica possono modificare significativamente il percorso effettivo. Ciò rende la Figura 4 particolarmente utile come riferimento climatologico: essa rappresenta la struttura media attorno alla quale gli episodi individuali possono mostrare deviazioni anche considerevoli.
Nel complesso, la Figura 4 fornisce una sintesi straordinariamente efficace della natura stagionalmente dipendente dell’oscillazione intrastagionale tropicale. Nella MJO invernale l’anomalia convettiva nasce generalmente sull’Oceano Indiano, attraversa il Continente Marittimo e raggiunge il Pacifico attraverso una propagazione prevalentemente verso est, mantenendo una struttura relativamente simmetrica rispetto all’equatore. Nella BSISO estiva, invece, la stessa variabilità tropicale viene profondamente riorganizzata dal monsone dell’emisfero settentrionale: dopo l’iniziale sviluppo sull’Oceano Indiano, la convezione procede contemporaneamente verso est e verso nord, forma una fascia inclinata da nord-ovest a sud-est, raggiunge l’India, il Golfo del Bengala e il Mar Cinese Meridionale e successivamente migra verso nord-ovest sul Pacifico occidentale. Le circolazioni cicloniche a 850 hPa accompagnano gran parte di tale evoluzione, contribuendo alla convergenza e al trasporto dell’umidità necessari alla rigenerazione della convezione. Gli studi di Wang e Xie (1997), Jiang et al. (2004), Lee et al. (2013), Kikuchi (2020) e le analisi più recenti di Ghatak e Sukhatme convergono quindi su una conclusione fondamentale: la propagazione della BSISO non è semplicemente il trasferimento passivo di un’anomalia convettiva, ma il risultato di un sistema accoppiato nel quale convezione, vorticità, shear verticale, umidità, circolazione monsonica e condizioni oceaniche interagiscono continuamente.
La Figura 4 assume quindi un valore che va oltre la semplice descrizione delle otto fasi. Essa mostra visivamente come l’atmosfera tropicale possieda una memoria e una capacità di organizzazione su scale temporali molto superiori a quelle dei singoli sistemi meteorologici. Ogni fase prepara dinamicamente e termodinamicamente quella successiva: la circolazione modifica il trasporto dell’umidità, l’umidità precondiziona nuove regioni alla convezione, la convezione riorganizza a sua volta la circolazione e, quando la fase attiva lascia una determinata area, compare progressivamente una fase soppressa. È proprio questa evoluzione coerente, che si sviluppa nell’arco di diverse settimane e coinvolge contemporaneamente Oceano Indiano, Asia monsonica e Pacifico, a rendere la BSISO una delle principali sorgenti di prevedibilità sulla scala substagionale e uno dei meccanismi fondamentali attraverso i quali il sistema monsonico asiatico alterna fasi attive, pause delle precipitazioni ed episodi meteorologici estremi.
Figura 5 – Organizzazione multiscala della convezione durante una BSISO in fase 6: il caso del 5 novembre 2019 e la simultanea attività ciclonica nell’Indo-Pacifico
La Figura 5 rappresenta un passaggio particolarmente significativo nell’analisi della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO), perché trasferisce sul piano osservativo reale quanto nelle figure precedenti era stato descritto prevalentemente attraverso strutture statistiche composite. L’immagine mostra infatti la configurazione della convezione tropicale sull’ampio dominio indo-pacifico il 5 novembre 2019, durante un episodio significativo di BSISO classificato nella fase 6, e permette di osservare direttamente come l’inviluppo convettivo intrastagionale possa organizzare l’ambiente atmosferico su scale di migliaia di chilometri all’interno delle quali si sviluppano sistemi meteorologici molto più piccoli e di durata assai inferiore. In quel momento erano presenti contemporaneamente tre cicloni tropicali distribuiti in altrettanti bacini: Maha nel Mar Arabico, Bulbul nel Golfo del Bengala e Nakri nel Mar Cinese Meridionale. Secondo gli autori, Maha aveva già attraversato la propria fase di maggiore intensità e si trovava in indebolimento, mentre Bulbul e Nakri possedevano ancora intensità da ciclone tropicale. Questa particolare configurazione offre quindi un esempio estremamente efficace dell’interazione tra variabilità intrastagionale, convezione organizzata e ciclogenesi tropicale.
L’immagine di fondo è ottenuta mediante osservazioni satellitari infrarosse combinate, indicate come merged IR. Nell’infrarosso termico il satellite misura essenzialmente la radiazione emessa dal sistema Terra-atmosfera e consente di stimare una temperatura di brillanza radiativa. La scala colorata riportata inferiormente nella figura varia approssimativamente da 190 a 218 K e identifica le sommità delle nubi più fredde. Nel contesto tropicale, temperature di brillanza così basse sono generalmente associate a torri convettive molto profonde, le cui sommità raggiungono la parte superiore della troposfera. Una temperatura vicina a 190–200 K corrisponde infatti a valori dell’ordine di −83/−73 °C e segnala la presenza di nubi estremamente elevate, generalmente collegate a forti moti ascendenti, intensa liberazione di calore latente e convezione profonda. La distribuzione dei colori permette pertanto di individuare i nuclei convettivi più vigorosi all’interno di un campo nuvoloso molto più ampio. Tuttavia, è importante distinguere questa temperatura di brillanza satellitare dalla temperatura superficiale del mare: la prima descrive prevalentemente la temperatura radiativa della sommità delle nubi, mentre la seconda riguarda lo stato termico dell’oceano sottostante.
La Figura 5 assume particolare valore quando viene confrontata con la precedente Figura 4. Quest’ultima mostrava il ciclo composito della BSISO e indicava che, durante le fasi intermedie e avanzate dell’oscillazione, la convezione tende a disporsi lungo una fascia inclinata approssimativamente da nord-ovest verso sud-est, con centri di attività sull’Oceano Indiano settentrionale, sul Golfo del Bengala, sul Mar Cinese Meridionale e successivamente sul Pacifico nord-occidentale. Il 5 novembre 2019 l’atmosfera reale presenta proprio una configurazione che ricorda questo schema climatologico. La disposizione della convezione dal Mar Arabico attraverso il Golfo del Bengala e il Sud-est asiatico fino al Pacifico occidentale non costituisce una fascia nuvolosa uniforme, ma una successione di sistemi convettivi organizzati separati nello spazio e tuttavia inseriti nello stesso ambiente intrastagionale su larga scala. È questo uno dei concetti fondamentali per interpretare correttamente la BSISO: l’oscillazione non consiste in una gigantesca struttura temporalesca individuale che attraversa lentamente l’Indo-Pacifico, ma in un inviluppo dinamico e termodinamico propagante, all’interno del quale nascono, evolvono e si dissipano continuamente sistemi convettivi con scale temporali molto più brevi.
La linea verde continua è essenziale per riconoscere questa distinzione. Essa rappresenta il contorno di −5 W m⁻² dell’anomalia OLR ricostruita attribuibile alla BSISO, calcolata combinando le prime due Extended Empirical Orthogonal Functions con le rispettive componenti principali, secondo la relazione EEOF1 × PC1 + EEOF2 × PC2. Kikuchi (2020) utilizza infatti le EEOF delle anomalie OLR per descrivere la struttura spazio-temporale delle modalità MJO e BSISO e costruire un indice bimodale capace di seguire l’ISO durante l’intero ciclo annuale. Il metodo distingue la configurazione prevalentemente equatoriale della MJO invernale dalla struttura fortemente asimmetrica della BSISO estiva e autunnale, caratterizzata da una importante componente di propagazione verso nord e nord-ovest.
Un’anomalia OLR di −5 W m⁻² indica che la radiazione infrarossa uscente è inferiore al valore di fondo ricostruito, condizione normalmente associata alla presenza di nubi alte e a una convezione maggiore della media. La linea verde non delimita pertanto i singoli cicloni e non rappresenta i loro confini meteorologici: identifica piuttosto la regione nella quale il segnale su scala intrastagionale della BSISO contribuisce all’intensificazione della convezione. Questa distinzione è metodologicamente importante. Il satellite mostra l’intera convezione presente nell’atmosfera, indipendentemente dalla causa; la ricostruzione attraverso EEOF1 e EEOF2 estrae invece la componente organizzata specificamente sulla scala temporale della BSISO. Ne consegue che un cluster temporalesco molto intenso può trovarsi anche al di fuori del contorno verde senza essere necessariamente una manifestazione primaria dell’oscillazione, mentre le regioni comprese nel contorno rappresentano il grande inviluppo nel quale il segnale intrastagionale favorisce statisticamente l’attività convettiva.
Questa visione multiscala è coerente con la concezione moderna della convezione tropicale. I sistemi convettivi alla mesoscala, o MCS, costituiscono elementi fondamentali attraverso i quali vengono materialmente realizzate le precipitazioni e il riscaldamento atmosferico associati alle grandi perturbazioni tropicali. Un MCS può possedere dimensioni di alcune centinaia di chilometri e una durata di ore o di uno o più giorni, mentre l’inviluppo BSISO può estendersi per diverse migliaia di chilometri e persistere per settimane. I due livelli non sono indipendenti: l’ambiente della BSISO modifica umidità, convergenza, vorticità, shear verticale e stabilità, controllando la probabilità che i sistemi convettivi si organizzino; contemporaneamente, il riscaldamento latente prodotto dalle numerose cellule convettive contribuisce a mantenere e modificare la circolazione su scala più ampia. La Figura 5 offre quindi una rappresentazione quasi didattica dell’interazione fra scala intrastagionale, scala sinottica e mesoscala.
La presenza contemporanea di Maha, Bulbul e Nakri rende questo caso ancora più interessante. Nel Mar Arabico, Maha rappresenta il sistema più occidentale. Il suo nucleo convettivo appare relativamente compatto e separato dalle altre strutture, ma la posizione del sistema è coerente con il settore nord-occidentale della vasta configurazione intrastagionale. Nel Golfo del Bengala, Bulbul si colloca più a est e mostra nuclei convettivi profondi ben organizzati. Ancora più a est, nel Mar Cinese Meridionale, Nakri è associato a un altro importante complesso convettivo. La distribuzione dei tre sistemi lungo bacini differenti dimostra che la BSISO può influenzare simultaneamente un’area molto più vasta di quella occupata da ciascun ciclone.
Questa osservazione trova un importante sostegno quantitativo nel lavoro di Kikuchi e Wang (2010), dedicato specificamente alla formazione dei cicloni tropicali nell’Oceano Indiano settentrionale in relazione alle modalità dell’oscillazione intrastagionale. Gli autori rilevarono che circa il 60% dei cicloni tropicali del Northern Indian Ocean esaminati era associato a episodi ISO significativi e che, tra le ciclogenesi collegate all’ISO, oltre il 70%risultava associato alla modalità BSISO propagante verso nord, mentre una quota fino al 30% era collegata alla modalità MJO propagante verso est. La BSISO risultava particolarmente importante nei periodi maggio–giugno e settembre–novembre, ossia proprio nelle stagioni di transizione in cui la climatologia dell’Oceano Indiano settentrionale diventa favorevole alla formazione dei cicloni tropicali.
Tale risultato rende il caso del novembre 2019 particolarmente coerente con la climatologia. Nell’Oceano Indiano settentrionale la frequenza dei cicloni non raggiunge il proprio massimo durante il cuore del monsone estivo, quando il forte shear verticale può diventare sfavorevole alla ciclogenesi, ma soprattutto nelle stagioni pre- e post-monsoniche. Novembre è quindi già climatologicamente predisposto alla formazione di sistemi tropicali, e la presenza di una BSISO attiva può sovrapporre a questo stato stagionale un’anomalia intrastagionale favorevole. La simultaneità di Maha e Bulbul non deve pertanto essere interpretata come il risultato esclusivo della BSISO: rappresenta piuttosto l’interazione tra climatologia stagionale, condizioni oceaniche, perturbazioni sinottiche e modulazione intrastagionale.
Kikuchi e Wang (2010) mostrarono inoltre che la BSISO può favorire la ciclogenesi non soltanto intensificando genericamente la convezione, ma modificando elementi dinamici specifici. Nel loro studio, la modalità BSISO forniva una anomalia di vorticità ciclonica a nord della convezione equatoriale e dei westerly wind bursts, creando una perturbazione sinottica che poteva fungere da “seme” per una successiva ciclogenesi. Gli autori trovarono segnali di tali perturbazioni già diversi giorni prima della formazione del ciclone, sottolineando il potenziale valore dell’ISO per la previsione su scala estesa. Questa dinamica è particolarmente rilevante per interpretare la Figura 5, perché aiuta a comprendere come una grande anomalia intrastagionale possa preparare il campo di vorticità e umidità all’interno del quale un disturbo preesistente può successivamente intensificarsi.
L’ambiente favorevole alla ciclogenesi tropicale richiede comunque la convergenza di numerosi fattori. Una superficie oceanica sufficientemente calda fornisce energia e vapore acqueo; un’elevata umidità nella media troposfera limita l’ingresso di aria secca nelle torri convettive; una sufficiente vorticità nei bassi strati favorisce la concentrazione della rotazione; una divergenza efficace nell’alta troposfera facilita la ventilazione della colonna; uno shear verticale non eccessivo permette alla convezione di rimanere organizzata attorno alla circolazione di basso livello. La BSISO può modulare molti di questi parametri simultaneamente, ma non sostituisce la necessità delle altre condizioni. È quindi scientificamente più corretto affermare che essa modula la probabilità di ciclogenesi piuttosto che sostenere che determini direttamente la nascita dei cicloni.
Il ruolo della BSISO diventa ancora più evidente nel Pacifico nord-occidentale, il bacino tropicale più attivo del pianeta. Yoshida, Kajikawa e Ishikawa (2014) hanno analizzato la relazione tra BSISO e diversi pattern sinottici di basso livello collegati alla formazione dei cicloni tropicali, distinguendo shear line, regioni di confluenza, onde orientali, monsoon gyres e perturbazioni legate a cicloni preesistenti. I risultati mostrano che alcune fasi della BSISO modificano la distribuzione dei venti zonali su larga scala e rendono determinati pattern sinottici più favorevoli alla ciclogenesi. In particolare, nel loro schema la fase 7 risultava favorevole alla formazione associata alle shear lines, mentre le fasi 7 e 8 favorivano la ciclogenesi nelle regioni di confluenza. Il collegamento essenziale è quindi quello tra oscillazione intrastagionale su grande scala e perturbazioni sinottiche che costituiscono il precursore diretto del ciclone tropicale.
La Figura 5 permette di visualizzare concretamente questo concetto. La linea verde descrive il segnale convettivo su larga scala; Maha, Bulbul e Nakri costituiscono invece sistemi sinottici distinti, ciascuno dotato di una propria circolazione, di un proprio nucleo convettivo e di una propria evoluzione. Il collegamento fra i due livelli avviene attraverso il campo ambientale: la BSISO modifica i venti zonali e meridionali, la convergenza, la distribuzione dell’umidità e la vorticità relativa, creando regioni nelle quali le perturbazioni sinottiche possiedono maggiori probabilità di organizzarsi. Questo è il motivo per cui l’interazione BSISO–ciclone deve essere interpretata in termini probabilistici e non deterministici.
Anche studi più recenti hanno confermato la persistenza di questo legame. Un lavoro del 2023 dedicato alle perturbazioni sinottiche del Pacifico nord-occidentale ha mostrato che durante le fasi BSISO 5–7 la convezione intrastagionale può diventare particolarmente intensa sul WNP, ma che la risposta dipende anche dallo stato interannuale della circolazione, compreso il Pacific–Japan pattern. In altre parole, l’influenza della BSISO viene modulata dallo stato climatico di fondo: la stessa fase dell’oscillazione può produrre effetti differenti in anni caratterizzati da differenti configurazioni della circolazione stagionale. Questo risultato rafforza ulteriormente la necessità di evitare letture meccaniche secondo le quali una determinata fase BSISO produrrebbe sempre cicloni nelle stesse regioni.
Una ricerca pubblicata nel 2025, basata sul modello ad alta risoluzione EC-Earth3P-HR, ha inoltre mostrato che il modello è in grado di riprodurre la modulazione della ciclogenesi tropicale del Pacifico nord-occidentale da parte della BSISO. Gli autori hanno analizzato anche il possibile comportamento futuro e trovato, nello scenario di forte riscaldamento considerato, uno spostamento verso nord-est della circolazione BSISO sul Pacifico occidentale, con conseguenti modificazioni spaziali della risposta della ciclogenesi. Il risultato suggerisce che non soltanto l’attività della BSISO è importante per i cicloni tropicali, ma che eventuali cambiamenti della sua struttura in un clima più caldo potrebbero modificare anche le regioni nelle quali la sua influenza sulla ciclogenesi risulta maggiore.
Le conoscenze sono state ulteriormente raffinate da uno studio pubblicato nel 2026 sul Journal of Climate, nel quale sono stati distinti tre diversi regimi di propagazione della BSISO: una modalità canonica con propagazione verso nord-est, una modalità definita northward dipole e una caratterizzata da eastward expansion. Analizzando 98 episodi verificatisi tra il 1979 e il 2021, gli autori hanno mostrato che queste differenti configurazioni non producono la stessa risposta della ciclogenesi tropicale. La modalità canonica e quella di espansione verso est modulano soprattutto la formazione dei cicloni sul Mar Cinese Meridionale, mentre la modalità northward dipole esercita un’influenza più diffusa sul Pacifico nord-occidentale. Le differenze sono associate allo spostamento della depressione monsonica e alle diverse anomalie ambientali generate dalla BSISO. Si tratta di un risultato particolarmente importante perché mostra come l’associazione visibile nella Figura 5 debba essere inserita in un quadro più complesso: non tutte le BSISO seguono esattamente lo stesso percorso e non tutte producono lo stesso pattern di probabilità ciclonica.
La simultanea presenza dei tre cicloni nel novembre 2019 può essere quindi interpretata come una manifestazione spettacolare, ma non necessariamente eccezionale dal punto di vista dei meccanismi fisici, della capacità dell’oscillazione intrastagionale di organizzare vaste regioni tropicali. È soprattutto il numero di bacini coinvolti simultaneamente a rendere la Figura 5 didatticamente potente. Dal Mar Arabico al Mar Cinese Meridionale si estende una distanza di diverse migliaia di chilometri, troppo grande perché i tre sistemi possano essere considerati semplicemente parti della stessa perturbazione sinottica. Ciò che li collega è invece uno stato ambientale di scala molto maggiore.
Particolarmente significativa è l’associazione fra il nucleo convettivo e la circolazione ciclonica nei bassi strati osservata nei compositi della Figura 4. Durante l’evoluzione della BSISO, le anomalie di convezione tendono infatti a essere accompagnate da anomalie cicloniche a 850 hPa. La ricerca sulla propagazione settentrionale della BSISO ha evidenziato che la generazione di vorticità ciclonica a nord dell’attività convettiva può rappresentare un passaggio essenziale attraverso cui l’oscillazione migra verso latitudini superiori. In questo processo, lo shear verticale del vento monsonico, l’avvezione dell’umidità e la convergenza nello strato limite cooperano nel predisporre una nuova regione alla convezione. Tale meccanismo ha anche una naturale rilevanza per la ciclogenesi, dal momento che la presenza di vorticità ciclonica organizzata costituisce uno degli ingredienti necessari affinché una perturbazione convettiva possa evolvere verso una struttura tropicale chiusa.
Un’altra caratteristica evidente dell’immagine è che l’attività convettiva della BSISO non assume l’aspetto di una singola zona continua. Tra un nucleo convettivo e l’altro compaiono aree relativamente prive di sommità nuvolose estremamente fredde. Questo comportamento è coerente con la natura gerarchica della convezione tropicale. All’interno dell’inviluppo intrastagionale si sviluppano sistemi convettivi alla mesoscala e perturbazioni sinottiche che possono organizzarsi, fondersi, dissiparsi o rigenerarsi. Un composito OLR mediato su numerosi eventi, come quello della Figura 4, rende queste strutture apparentemente più continue perché media spazialmente e temporalmente molti episodi diversi; una singola osservazione satellitare come quella della Figura 5 rivela invece la reale “granulosità” della convezione.
Questa distinzione aiuta anche a comprendere perché la temperatura di brillanza possa raggiungere valori estremamente bassi soltanto in nuclei relativamente piccoli, mentre il contorno OLR della BSISO occupa superfici molto più ampie. L’anomalia intrastagionale non richiede che tutta la regione sia permanentemente coperta da cumulonembi estremamente profondi. È sufficiente che, mediamente, la probabilità, la frequenza o l’intensità della convezione sia superiore rispetto alla climatologia. In altre parole, la BSISO modifica la statistica della convezione all’interno del proprio inviluppo, mentre le immagini IR istantanee mostrano dove i singoli sistemi convettivi stanno effettivamente raggiungendo la tropopausa in quel preciso momento.
L’episodio del 5 novembre 2019 evidenzia anche un importante aspetto della prevedibilità substagionale. I singoli dettagli della formazione di un ciclone tropicale non possono essere determinati affidabilmente con molte settimane di anticipo: posizione esatta della genesi, intensità massima e traiettoria dipendono da processi sinottici e mesoscalari che diventano progressivamente meno prevedibili con il tempo. La BSISO offre tuttavia una forma differente di informazione. Poiché evolve più lentamente e possiede una certa coerenza spazio-temporale, la sua fase può indicare con anticipo quali grandi regioni tropicali potrebbero entrare in un ambiente più favorevole o sfavorevole alla ciclogenesi.
Questa idea è stata incorporata anche in modelli statistici di previsione della genesi tropicale. Uno studio pubblicato sul Journal of Climate nel 2022 ha sviluppato un sistema di previsione settimanale della ciclogenesi sul Pacifico nord-occidentale utilizzando, tra i predittori, la climatologia stagionale, MJO, oscillazione quasi-bi-settimanale ed ENSO. Il lavoro dimostra più in generale come la conoscenza delle modalità intrastagionali e dello stato climatico di fondo possa aggiungere informazione probabilistica alla previsione dei cicloni su scale superiori a quelle meteorologiche tradizionali. In questo senso, una situazione come quella mostrata nella Figura 5 costituisce precisamente il tipo di organizzazione atmosferica che rende utile il monitoraggio operativo della BSISO.
È altrettanto importante sottolineare il ruolo dell’oceano. La BSISO interagisce con la superficie marina attraverso cambiamenti della copertura nuvolosa, della radiazione solare, del vento superficiale, dell’evaporazione e del rimescolamento dello strato oceanico superiore. Durante le fasi convettivamente soppresse, maggiore insolazione e venti più deboli possono favorire un riscaldamento superficiale; quando sopraggiunge la fase attiva, l’aumento delle nubi e dei venti può ridurre la radiazione solare disponibile, aumentare i flussi di calore latente e favorire il raffreddamento dello strato superficiale. Il ciclo oceanico e quello atmosferico risultano quindi sfasati e accoppiati. Per la ciclogenesi questo aspetto è importante perché un ciclone tropicale ricava una parte essenziale della propria energia dai flussi di calore oceanici, mentre a sua volta può raffreddare rapidamente la superficie attraverso rimescolamento e upwelling. L’episodio del novembre 2019 deve pertanto essere visto come un sistema nel quale operano simultaneamente interazioni atmosfera–oceano su scale molto differenti.
Anche la presenza contemporanea di più cicloni può retroagire sull’ambiente intrastagionale. Normalmente si descrive la BSISO come modulatrice dei cicloni tropicali, ma la relazione non è completamente unidirezionale. Un ciclone intenso produce quantità enormi di riscaldamento latente, altera i venti nei bassi e negli alti strati e genera anomalie di divergenza che possono proiettarsi sui campi utilizzati per diagnosticare l’ISO. Quando più cicloni sono presenti simultaneamente, parte del segnale OLR e della circolazione osservata può quindi derivare anche dai cicloni stessi. Questo problema è ben noto nell’interpretazione degli indici MJO e BSISO: una forte perturbazione tropicale può contribuire alla proiezione sulle componenti principali dell’indice. La corretta interpretazione richiede quindi di distinguere, per quanto possibile, la grande struttura intrastagionale dalla risposta convettiva generata dai singoli sistemi.
Nonostante queste complessità, l’accordo qualitativo fra l’immagine reale del 5 novembre 2019 e la struttura composita della fase 6 rimane notevole. Il nucleo nord-occidentale della convezione associato all’Oceano Indiano sta progressivamente perdendo la configurazione precedente, mentre l’attività resta organizzata verso il Sud-est asiatico e il Pacifico occidentale. In questa fase del ciclo, secondo la descrizione di Kikuchi, la componente che si era propagata verso nord sull’Oceano Indiano settentrionale tende a dissiparsi, mentre quella presente sul Pacifico occidentale inizia o continua il movimento verso nord-ovest. Contemporaneamente può persistere una componente più debole propagante verso est lungo la zona di convergenza intertropicale del Pacifico. L’evento osservato non replica naturalmente ogni dettaglio del composito, ma ne riproduce la geometria fondamentale.
La Figura 5 svolge pertanto una funzione metodologica oltre che meteorologica: mostra come un indice costruito mediante EEOF e anomalie OLR possa essere ricondotto a configurazioni atmosferiche osservabili concretamente. La matematica delle EOF estese identifica strutture ricorrenti, le componenti principali stabiliscono la fase e l’ampiezza dell’oscillazione, mentre le immagini satellitari permettono di vedere come tale organizzazione statistica viene realizzata nella realtà attraverso cluster convettivi, depressioni tropicali e cicloni. Kikuchi (2020) ha mostrato che l’indice bimodale, separando le strutture BSISO e MJO, rappresenta ragionevolmente lo stato dell’ISO nel corso dell’intero anno e che la ricostruzione basata sulla rianalisi JRA-55 mostra un’elevata concordanza con quella derivata dalle osservazioni satellitari.
Nel complesso, la Figura 5 dimostra quindi che la BSISO deve essere interpretata come un grande modulatore dell’ambiente tropicale e non come un singolo sistema meteorologico. Il 5 novembre 2019, durante la fase 6, una vasta organizzazione convettiva si estendeva dal settore settentrionale dell’Oceano Indiano verso il Sud-est asiatico e il Pacifico occidentale. All’interno di questa configurazione erano presenti tre cicloni tropicali ben distinti: Maha nel Mar Arabico, Bulbul nel Golfo del Bengala e Nakri nel Mar Cinese Meridionale. Il contorno verde di −5 W m⁻² mostra la componente della convezione ricostruita statisticamente come appartenente alla BSISO, mentre l’immagine IR rivela la struttura estremamente complessa e frammentata attraverso la quale tale anomalia si manifesta realmente. Gli studi di Kikuchi e Wang (2010) mostrano che una quota considerevole della ciclogenesi dell’Oceano Indiano settentrionale avviene in associazione con ISO significative e che la modalità BSISO svolge un ruolo particolarmente importante nelle stagioni di transizione; Yoshida et al. (2014) mostrano come la BSISO modifichi i pattern sinottici favorevoli alla genesi sul Pacifico occidentale; ricerche più recenti confermano che differenti tipi di propagazione della BSISO producono risposte differenti della ciclogenesi e del monsoon trough.
La lettura più corretta della figura è pertanto probabilistica e multiscala: la BSISO non “genera” automaticamente un ciclone tropicale, ma può predisporre su enormi distanze un ambiente caratterizzato da convezione intensificata, elevata umidità, convergenza e anomalie cicloniche nei bassi strati, all’interno del quale perturbazioni preesistenti hanno maggiori probabilità di organizzarsi e intensificarsi. La contemporanea presenza di Maha, Bulbul e Nakri costituisce un caso osservativo particolarmente efficace di questa relazione. Al tempo stesso, la loro formazione dipendeva dalle condizioni locali dell’oceano e dell’atmosfera e dalla climatologia favorevole del periodo post-monsonico. Proprio l’interazione fra questi differenti livelli — stato stagionale, BSISO, perturbazioni sinottiche, convezione mesoscalare e cicloni tropicali — rende la Figura 5 uno degli esempi più istruttivi dell’intero studio e mostra perché il monitoraggio dell’oscillazione intrastagionale rappresenti una componente fondamentale della moderna previsione substagionale dei tropici.
Figura 6 – Schema concettuale del ciclo di vita della BSISO: interazione tra convezione, circolazione atmosferica e anomalie della temperatura superficiale del mare
La Figura 6 costituisce una sintesi concettuale particolarmente efficace del ciclo di vita della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO), poiché riunisce in un’unica rappresentazione tre componenti fondamentali del fenomeno: l’evoluzione della convezione tropicale, la circolazione atmosferica su larga scala nei bassi strati e le anomalie della temperatura superficiale del mare (SST). A differenza delle Figure 2–4, costruite mediante analisi statistiche delle anomalie della Outgoing Longwave Radiation e dei campi di vento, e della Figura 5, che mostrava una situazione osservata realmente il 5 novembre 2019, la Figura 6 ha una funzione prevalentemente interpretativa. Essa non rappresenta infatti una particolare giornata né un singolo evento, ma traduce i risultati compositi in uno schema dinamico nel quale è possibile seguire l’evoluzione media della BSISO dalle prime fasi sull’Oceano Indiano fino alla propagazione verso il Pacifico occidentale e orientale. Le nubi rappresentano l’attività convettiva, le frecce mostrano la circolazione atmosferica a grande scala nei bassi livelli e le aree rosse e blu indicano rispettivamente anomalie positive e negative della SST associate all’oscillazione. Kikuchi sottolinea che la caratteristica essenziale del ciclo è la coesistenza di una propagazione verso nord o nord-ovest nell’Oceano Indiano settentrionale e nel Pacifico nord-occidentale e di una propagazione verso est lungo le basse latitudini, elemento che distingue profondamente la BSISO dalla configurazione prevalentemente equatoriale della MJO invernale.
Lo schema presenta soltanto le fasi dispari 1, 3, 5 e 7, sufficienti a descrivere i passaggi fondamentali dell’intero ciclo. Questa semplificazione non implica che le fasi intermedie siano fisicamente trascurabili, ma permette di visualizzare con maggiore chiarezza la progressiva riorganizzazione dell’inviluppo convettivo. Nel ciclo completo definito dall’indice bimodale di Kikuchi, le otto fasi rappresentano posizioni successive nello spazio delle prime due componenti principali della BSISO. Il fenomeno ha generalmente una scala temporale di alcune decine di giorni: Kikuchi osserva che un ciclo canonico ricostruito mediante EEOF richiede circa 40 giorni, anche se l’analisi spettrale mostra periodicità medie che possono avvicinarsi ai 50 giorni, soprattutto nella parte avanzata dell’estate, poiché alcuni episodi rallentano o subiscono fasi di stagnazione durante la propagazione. Ne consegue che le quattro configurazioni mostrate nella Figura 6 devono essere interpretate come tappe rappresentative di un processo continuo, non come stati atmosferici rigidamente separati.
Nella fase 1 la convezione principale comincia a organizzarsi sull’Oceano Indiano centrale. Si tratta del momento nel quale un nuovo inviluppo BSISO diventa riconoscibile dopo che la regione ha attraversato una fase relativamente soppressa. Allo stesso tempo, una zona convettiva più debole è ancora presente sul Pacifico settentrionale orientale e rappresenta il residuo del precedente ciclo della BSISO. Quest’ultimo particolare è molto importante perché dimostra che la BSISO non deve essere concepita necessariamente come una successione di episodi completamente indipendenti. La terminazione di un ciclo e l’avvio del successivo possono sovrapporsi temporalmente in regioni differenti del bacino tropicale. Le osservazioni analizzate da Kikuchi indicano infatti che gli eventi “successivi”, cioè quelli che seguono senza una vera interruzione un episodio precedente, sono più comuni degli eventi primari completamente nuovi. L’e-folding time dell’indice BSISO è stato stimato intorno a 36 giorni, mentre molti episodi significativi completano più di un intero ciclo prima di terminare. Ciò conferma la notevole persistenza della struttura intrastagionale una volta che questa è riuscita a organizzarsi.
Proprio nella fase 1 emerge uno degli aspetti più importanti della Figura 6: la relazione tra SST e convezione. Nel settore settentrionale dell’Oceano Indiano sono presenti anomalie positive della temperatura superficiale del mare che si sono sviluppate durante la precedente fase convettivamente soppressa. Quando la convezione profonda diminuisce, la copertura nuvolosa si riduce e una maggiore quantità di radiazione solare a onda corta può raggiungere la superficie oceanica. Nello stesso tempo, venti superficiali più deboli possono ridurre i flussi di calore latente e il rimescolamento dello strato oceanico superficiale. L’insieme di questi processi permette allo strato superiore dell’oceano di riscaldarsi. Di conseguenza, prima che la nuova attività convettiva raggiunga una regione, la superficie oceanica tende frequentemente a mostrare un’anomalia calda. È questo lo sfasamento rappresentato graficamente nella Figura 6 e riassunto da Kikuchi con l’affermazione che le anomalie positive della SST precedono la convezione BSISO di circa un quarto del ciclo.
L’importanza di tale sfasamento era stata dimostrata già dagli esperimenti accoppiati atmosfera-oceano di Fu, Wang, Li e McCreary. Utilizzando un modello ibrido accoppiato, gli autori mostrarono che le oscillazioni intrastagionali propaganti verso nord nell’Oceano Indiano sono strettamente collegate alle variazioni della SST sottostante. La relazione è bidirezionale: da una parte, la convezione modifica la temperatura oceanica attraverso variazioni della radiazione solare, dei flussi di calore latente e dell’entrainment alla base dello strato rimescolato; dall’altra, le anomalie termiche prodotte dall’atmosfera possono retroagire sulla convezione successiva. Nel loro esperimento, anomalie positive e negative della SST nell’Oceano Indiano settentrionale precedevano rispettivamente le fasi attive e le fasi di break della convezione di circa due pentadi, cioè approssimativamente 10 giorni. Questo valore è perfettamente compatibile con l’idea dello sfasamento di circa un quarto di ciclo mostrato schematicamente nella Figura 6.
La relazione SST–convezione non deve però essere interpretata come una semplice causalità lineare nella quale l’oceano caldo “genera” automaticamente la BSISO. Gli esperimenti di Fu e Wang hanno infatti dimostrato che il comportamento osservato viene riprodotto più realisticamente quando atmosfera e oceano sono lasciati interagire dinamicamente. Un modello accoppiato produce una BSISO più intensa e una relazione di fase più realistica tra SST e precipitazioni rispetto a un modello esclusivamente atmosferico nel quale la SST viene prescritta come condizione al contorno. Nel modello accoppiato, le anomalie positive della SST precedono di circa dieci giorni l’aumento delle precipitazioni, come nelle osservazioni, mentre nei modelli atmosphere-only il massimo legame tende erroneamente a presentarsi quando SST e convezione sono quasi in fase. L’oceano deve quindi essere visto come una componente attiva del ciclo intrastagionale: parte delle anomalie SST è generata dalla precedente evoluzione atmosferica, ma quelle stesse anomalie possono successivamente fornire energia e umidità alla fase convettiva seguente.
Con il passaggio alla fase 3, la struttura della BSISO diventa molto più complessa. Nell’Oceano Indiano settentrionale compaiono diversi sistemi convettivi organizzati, schematicamente rappresentati dalle grandi torri nuvolose, mentre nei bassi strati si sviluppano circolazioni cicloniche associate. Contemporaneamente, sistemi convettivi collocati alle basse latitudini rimangono associati a venti orientali e continuano a propagarsi verso est lungo l’equatore. La Figura 6 mostra quindi chiaramente la natura biforcata della propagazione estiva: una componente continua il proprio movimento zonale attraverso l’Indo-Pacifico equatoriale, mentre un’altra si sposta verso nord e nord-ovest all’interno della regione monsonica. Kikuchi considera questa coesistenza fra propagazione equatoriale orientale e propagazione settentrionale una delle caratteristiche fondamentali della BSISO. Nell’Oceano Indiano settentrionale e nel Pacifico nord-occidentale il movimento verso nord avviene con una velocità tipica dell’ordine di circa 1 m s⁻¹, molto inferiore alla propagazione delle perturbazioni atmosferiche sinottiche ordinarie e coerente con la natura intrastagionale del fenomeno.
La presenza delle circolazioni cicloniche a nord e nelle vicinanze della convezione non rappresenta un semplice dettaglio grafico. Jiang, Li e Wang (2004), in uno degli studi più importanti dedicati alla propagazione settentrionale della BSISO, mostrarono che il campo di vorticità e quello di umidità presentano una marcata asimmetria meridionale rispetto al centro convettivo. Un’anomalia di vorticità ciclonica con struttura quasi barotropica tende infatti a svilupparsi alcuni gradi di latitudine a nord della massima convezione, mentre il massimo dell’umidità specifica nella bassa troposfera tende anch’esso a precedere verso nord la regione convettiva. Questa configurazione crea le condizioni perché una nuova convezione si formi più a nord rispetto a quella precedente, dando luogo alla propagazione apparente dell’intero inviluppo.
Jiang et al. proposero due meccanismi principali per spiegare tale comportamento. Il primo è associato allo shear verticale del vento medio monsonico. Durante l’estate boreale, gran parte dell’Asia meridionale e dell’Oceano Indiano settentrionale è caratterizzata da venti occidentali nella bassa troposfera e orientali nell’alta troposfera, generando un forte shear orientale con la quota. L’interazione tra questo stato medio e la circolazione baroclina prodotta dal riscaldamento convettivo genera vorticità barotropica a nord della regione convettiva. Tale vorticità induce successivamente convergenza nello strato limite planetario, favorendo l’accumulo di umidità e la formazione di nuova convezione a latitudini maggiori. Il secondo meccanismo è il feedback umidità–convezione: l’avvezione dell’umidità da parte dei venti medi meridionali e delle anomalie di vento BSISO, interagendo con il gradiente meridionale climatologico di umidità, produce una regione più umida a nord del massimo convettivo esistente. La convezione tende quindi a rigenerarsi in questa zona precondizionata.
Le ricerche più recenti hanno rafforzato questa interpretazione mostrando che la propagazione settentrionale è probabilmente un processo multistadio. Il confronto tra eventi che riescono a propagarsi attraverso l’Asia meridionale e casi nei quali l’anomalia rimane bloccata alle basse latitudini indica che inizialmente i venti anomali BSISO trasportano umidità verso il Mar Arabico meridionale, contribuendo alla formazione della caratteristica fascia convettiva orientata da nord-ovest a sud-est. Successivamente, in presenza dello shear verticale monsonico, il tilting della vorticità favorisce la comparsa di un vortice a nord della convezione già esistente; i venti sud-orientali associati a questo vortice sfruttano il gradiente ambientale di umidità e favoriscono un ulteriore spostamento della convezione verso il continente. Negli eventi non propaganti la circolazione è più debole, il trasporto di umidità risulta insufficiente e la convezione può arrestarsi prima di superare circa 15°N. Questi risultati moderni sono pienamente compatibili con le frecce cicloniche rappresentate schematicamente nella fase 3 della Figura 6.
Nella fase 5 la BSISO raggiunge una delle sue configurazioni più mature. Il margine orientale dell’inviluppo convettivo ha raggiunto il Pacifico occidentale equatoriale, mentre diversi sistemi convettivi intensi continuano a interessare l’Oceano Indiano settentrionale e il Mar Cinese Meridionale. Nel loro insieme tali sistemi formano una fascia convettiva inclinata da nord-ovest a sud-est, estesa per migliaia di chilometri. È la stessa firma spaziale riconosciuta nei compositi della Figura 4 e, in forma osservativa molto più irregolare, nell’immagine satellitare della Figura 5. Le torri convettive mostrate nello schema non devono essere interpretate come singole nubi che sopravvivono per settimane: rappresentano invece regioni nelle quali le condizioni ambientali consentono la continua formazione e rigenerazione di sistemi convettivi alla mesoscala. La BSISO è dunque un inviluppo organizzativo della convezione, non un unico sistema meteorologico.
Il ruolo dei sistemi convettivi alla mesoscala è fondamentale per collegare la scala intrastagionale a quella meteorologica. L’inviluppo BSISO controlla lentamente umidità, convergenza, vorticità e stabilità su scale di migliaia di chilometri, mentre al suo interno nascono sistemi temporaleschi con durate di poche ore o giorni, depressioni monsoniche e talvolta cicloni tropicali. Questo concetto era già evidente nella Figura 5, dove l’episodio del novembre 2019 conteneva simultaneamente Maha nel Mar Arabico, Bulbul nel Golfo del Bengala e Nakri nel Mar Cinese Meridionale. Kikuchi interpreta la posizione di tali sistemi come coerente con i centri di convezione e le circolazioni cicloniche su larga scala presenti nei compositi BSISO, pur sottolineando che tipo, dimensioni e struttura dei sistemi convettivi variano considerevolmente da un episodio all’altro.
La fase 5 mostra inoltre perché la BSISO possieda una notevole capacità di modulare le fasi attive e di break del monsone asiatico. Quando la fascia convettiva e le circolazioni cicloniche raggiungono l’Oceano Indiano settentrionale, il Golfo del Bengala e il continente, il trasporto di umidità e la convergenza possono aumentare notevolmente, favorendo precipitazioni diffuse. Con la successiva migrazione della convezione verso altre regioni, le aree precedentemente attive entrano progressivamente nella fase soppressa. La relazione tra propagazione settentrionale dell’ISO e alternanza active–break del monsone era stata riconosciuta fin dagli studi pionieristici di Yasunari e Sikka e Gadgil e costituisce ancora oggi uno dei motivi principali dell’importanza della BSISO per la previsione substagionale. La review di Kikuchi sottolinea infatti che l’oscillazione influenza non soltanto l’onset monsonico e le fasi active–break, ma anche ciclogenesi tropicale, precipitazioni estreme e numerosi fenomeni atmosferici fino alle medie latitudini.
Contemporaneamente all’intensificazione della convezione, l’oceano sottostante comincia generalmente a perdere il precedente surplus termico. La maggiore copertura nuvolosa riduce la radiazione solare che raggiunge la superficie, mentre venti più intensi aumentano l’evaporazione e possono approfondire lo strato rimescolato, portando acqua relativamente più fredda verso la superficie. Fu et al. mostrarono che il bilancio termico dello strato oceanico superiore durante le oscillazioni intrastagionali è controllato soprattutto da variazioni del flusso di calore superficiale e dall’entrainment, mentre l’atmosfera e l’oceano si influenzano reciprocamente. Lo schema della Figura 6 deve quindi essere letto come un ciclo nel quale la SST calda precede l’attività convettiva e tende successivamente a ridursi durante o dopo la fase attiva.
Questa sequenza può essere sintetizzata fisicamente come una continua oscillazione fra precondizionamento oceanico e risposta atmosferica. Durante la fase convettivamente soppressa aumentano insolazione e riscaldamento superficiale; l’anomalia positiva della SST aumenta gradualmente i flussi di energia e contribuisce alla destabilizzazione della colonna atmosferica; l’umidità troposferica e la convergenza aumentano finché la convezione profonda diventa organizzata; una volta instaurata la fase attiva, nuvolosità, precipitazioni e venti modificano il bilancio energetico oceanico e producono un raffreddamento relativo; dopo il passaggio della convezione, l’ambiente entra nuovamente nella fase soppressa e il processo può ricominciare. Tuttavia, sarebbe eccessivamente semplice attribuire la propagazione alla sola SST. Jiang et al. hanno dimostrato che, soprattutto a nord di circa 5°N, i processi dinamici atmosferici associati allo shear verticale sono essenziali, mentre feedback dell’umidità e accoppiamento aria-mare forniscono ulteriori contributi, particolarmente importanti alle basse latitudini.
Nella fase 7 la configurazione è ormai profondamente diversa rispetto all’inizio del ciclo. La convezione nell’Oceano Indiano settentrionale si è sostanzialmente dissipata, mentre la componente presente sul Pacifico nord-occidentale ha continuato la propria propagazione verso nord-ovest e raggiunge il Mare delle Filippine. Contemporaneamente, il ramo equatoriale associato ai venti orientali nei bassi livelli continua a spostarsi verso est, attraversando il Pacifico e dirigendosi verso il Pacifico settentrionale orientale. La Figura 6 rende quindi particolarmente evidente che il decadimento della BSISO non avviene simultaneamente in tutto il dominio tropicale: mentre una componente sta terminando nell’Oceano Indiano, un’altra è ancora pienamente attiva nel Pacifico occidentale e una terza continua il proprio percorso equatoriale verso est.
Questo comportamento spiega anche perché la BSISO non possa essere interpretata semplicemente come una perturbazione che “sale verso nord”. L’oscillazione contiene simultaneamente una componente propagante verso est lungo l’equatore e componenti fuori dall’equatore che migrano verso nord nell’Oceano Indiano e successivamente verso nord-ovest nel Pacifico occidentale. Studi dedicati al confronto fra propagazione settentrionale e orientale hanno mostrato che i due movimenti presentano meccanismi parzialmente distinti. Lungo l’equatore, la convergenza dell’umidità nei bassi livelli tende a svilupparsi a est della convezione profonda, favorendo l’attivazione progressiva della convezione verso longitudini maggiori; nella propagazione settentrionale, invece, la convergenza e l’umidificazione tendono a collocarsi a nord del nucleo convettivo. Questa geometria differente spiega perché lo stesso inviluppo BSISO possa assumere simultaneamente le due direzioni di propagazione raffigurate nello schema.
Anche la geografia dell’Indo-Pacifico svolge un ruolo non trascurabile. Il Continente Marittimo, costituito da una complessa successione di isole, mari poco profondi e grandi contrasti termici terra-oceano, può modificare sia la propagazione equatoriale sia quella settentrionale. Esperimenti modellistici nei quali il Continente Marittimo viene artificialmente rimosso mostrano un indebolimento significativo della propagazione settentrionale dell’ISO sulla regione monsonica asiatica, associato alla riduzione dello shear orientale di fondo, dei venti meridionali nei bassi strati e del gradiente meridionale di umidità. Nello stesso esperimento, la propagazione verso est lungo l’equatore tende invece a rafforzarsi. Ciò dimostra come lo schema ideale della Figura 6 emerga dall’interazione fra dinamica atmosferica, oceano e particolare distribuzione geografica delle terre e dei mari tropicali.
Il ritorno verso una nuova fase 1 rimane uno degli aspetti meno completamente compresi della BSISO. Kikuchi osserva che, rispetto alla MJO invernale, i segnali che circumnavigano globalmente il pianeta e possono favorire la re-inizializzazione sull’Oceano Indiano sono meno evidenti durante l’estate boreale. Per la BSISO sembrano quindi acquistare maggiore importanza processi regionali. Alcuni studi hanno attribuito la nuova convergenza nello strato limite sull’Oceano Indiano occidentale alla risposta atmosferica di tipo Gill alla convezione soppressa rimasta dall’evento precedente; altri hanno sottolineato il ruolo delle circolazioni generate dalla fase settentrionale dell’oscillazione. Più recentemente è stato evidenziato anche il contributo dell’oceano nel ricostruire anomalie positive della SST sull’Oceano Indiano equatoriale centrale prima della riattivazione della convezione. Il piccolo sistema convettivo rappresentato nel Pacifico orientale durante la fase 1 e la distribuzione delle anomalie SST devono quindi essere interpretati nel quadro di un ciclo nel quale memoria atmosferica e memoria oceanica possono cooperare alla riattivazione dell’oscillazione.
Dal punto di vista della modellistica climatica, la Figura 6 chiarisce anche perché simulare correttamente la BSISO rappresenti una sfida particolarmente impegnativa. Un modello deve riprodurre simultaneamente l’interazione tra convezione profonda, distribuzione dell’umidità, shear verticale, circolazioni cicloniche nei bassi strati, flussi aria-mare e risposta dello strato oceanico superficiale. Fu e collaboratori mostrarono che un modello accoppiato atmosfera-oceano era in grado di simulare in maniera più realistica l’evoluzione coerente di precipitazioni, venti superficiali e SST, nonché intensità e velocità della propagazione settentrionale, rispetto alle simulazioni esclusivamente atmosferiche. Ciò sottolinea che l’accoppiamento oceano-atmosfera non costituisce un dettaglio secondario, ma contribuisce alla corretta fase e ampiezza dell’oscillazione, anche se la dinamica atmosferica interna rimane essenziale per determinarne la propagazione.
La Figura 6 assume infine una particolare importanza per la previsione substagionale. La relativa lentezza e coerenza del ciclo BSISO consentono infatti, almeno in linea di principio, di utilizzare lo stato presente dell’oscillazione come fonte di informazione sulle settimane successive. Se la convezione si trova ancora sull’Oceano Indiano equatoriale e le anomalie di umidità, vorticità e SST indicano un precondizionamento verso nord, aumenta la probabilità di una successiva propagazione in direzione del Mar Arabico, del Golfo del Bengala e dell’India. Se invece l’oscillazione si trova nelle fasi mature, l’attenzione può progressivamente spostarsi sul Mar Cinese Meridionale, sulle Filippine e sul Pacifico nord-occidentale. Non si tratta di una previsione deterministica di singoli temporali o cicloni, ma di una previsione probabilistica dell’ambiente favorevole alla convezione, alle precipitazioni monsoniche e, in determinate condizioni, alla ciclogenesi. La stessa review di Kikuchi considera la comprensione e la previsione della BSISO cruciali proprio per il suo impatto su onset del monsone, alternanza active–break e cicloni tropicali.
Nel complesso, la Figura 6 può essere considerata la rappresentazione concettuale più immediata della BSISO come sistema accoppiato atmosfera-oceano e multiscala. Nella fase 1, una nuova convezione comincia a organizzarsi sull’Oceano Indiano centrale mentre anomalie positive della SST, generate almeno in parte dalla precedente fase soppressa, precedono l’attività convettiva. Nella fase 3, la perturbazione evolve simultaneamente verso est lungo l’equatore e verso nord nell’Oceano Indiano, con la comparsa di sistemi convettivi associati a circolazioni cicloniche nei bassi strati. Nella fase 5, il ramo orientale raggiunge il Pacifico occidentale e si sviluppa la caratteristica fascia convettiva inclinata nord-ovest–sud-est, mentre le regioni oceaniche attraversate dalla fase attiva cominciano progressivamente a perdere le anomalie termiche positive. Nella fase 7, la convezione nell’Oceano Indiano settentrionale è ormai decaduta, quella sul Pacifico nord-occidentale ha raggiunto il Mare delle Filippine e il ramo equatoriale continua verso il Pacifico orientale. Durante l’intero ciclo, le anomalie positive della SST precedono mediamente la convezione di circa un quarto di fase, mentre la vorticità ciclonica, lo shear verticale e la ridistribuzione dell’umidità preparano le regioni poste davanti all’inviluppo convettivo. Gli studi di Fu et al. (2003), Jiang et al. (2004), Fu e Wang (2004) e la sintesi di Kikuchi (2021) convergono pertanto su una visione nella quale nessun singolo meccanismo è sufficiente a spiegare la BSISO: la sua propagazione emerge dall’interazione fra dinamica monsonica, umidità, convezione, vorticità, circolazione nello strato limite e feedback aria-mare.
È proprio questo il messaggio scientifico più profondo della Figura 6: la BSISO non deve essere immaginata come una semplice sequenza di piogge che si spostano dall’equatore verso l’Asia, ma come una continua riorganizzazione del sistema climatico tropicale nella quale l’atmosfera modifica l’oceano e l’oceano retroagisce sull’atmosfera, mentre la circolazione monsonica imprime all’oscillazione la sua caratteristica asimmetria verso l’emisfero settentrionale. La convezione osservata in un determinato momento rappresenta quindi soltanto la manifestazione visibile di un processo molto più ampio: davanti ad essa l’atmosfera viene progressivamente umidificata e l’oceano può risultare relativamente caldo; al suo interno convergenza e circolazione ciclonica sostengono lo sviluppo dei sistemi convettivi; dietro di essa la superficie oceanica viene raffreddata e la convezione tende a essere soppressa. Questa successione produce un vero ciclo di precondizionamento, attivazione, propagazione e recupero, capace di organizzare la meteorologia dell’intero Indo-Pacifico per settimane e di rappresentare una delle principali sorgenti di prevedibilità atmosferica tra la scala meteorologica e quella stagionale.
3.2 Ciclo stagionale della BSISO
La Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO) non costituisce un fenomeno perfettamente periodico e immutabile nel corso dell’estate boreale, ma rappresenta piuttosto una modalità di variabilità atmosferica intrastagionale la cui ampiezza, organizzazione spaziale, velocità di propagazione e periodicità possono essere modulate dall’evoluzione stagionale del sistema monsonico indo-pacifico. Questo aspetto è particolarmente importante perché, tra maggio e ottobre, lo stato medio dell’atmosfera tropicale cambia considerevolmente: la zona di massima convezione migra verso nord, si sviluppano e si intensificano i venti monsonici occidentali nei bassi strati, cambia il gradiente meridionale di umidità, si modifica il wind shear verticale e si evolvono le temperature superficiali dell’Oceano Indiano, del Mar Cinese Meridionale e del Pacifico occidentale. La BSISO si sviluppa quindi all’interno di un ambiente di fondo che non è statico, ma subisce una marcata evoluzione stagionale. Nonostante ciò, una delle conclusioni più interessanti della sintesi proposta da Kikuchi (2021) è che le proprietà fondamentali della BSISO rimangono sorprendentemente robuste nel corso dell’estate: la convezione continua a mostrare una propagazione prevalentemente verso nord sull’Oceano Indiano settentrionale e sul Pacifico nord-occidentale, contemporaneamente a una componente di propagazione verso est nelle regioni prossime all’equatore.
L’idea che esistano differenze importanti tra le diverse fasi della stagione monsonica risale tuttavia a studi precedenti. Kemball-Cook e Wang (2001), analizzando separatamente il periodo maggio-giugno e quello agosto-ottobre, mostrarono che il ciclo di vita della BSISO presenta caratteristiche stagionalmente dipendenti. In entrambi i periodi emerge comunque una sequenza fondamentale comune: le anomalie convettive tendono inizialmente a svilupparsi sull’Oceano Indiano equatoriale, successivamente mostrano una propagazione verso est e infine sviluppano una marcata componente meridionale, con il ramo diretto verso nord generalmente più intenso rispetto a quello diretto verso sud. Ciò suggerisce che il ciclo stagionale agisca soprattutto modulando l’intensità e la distribuzione geografica della BSISO, piuttosto che trasformandone completamente la dinamica fondamentale. La convezione intrastagionale rimane quindi inserita in uno schema dinamico riconoscibile, ma tale schema viene progressivamente adattato alle differenti condizioni della circolazione monsonica.
Per quantificare questa evoluzione, Kikuchi (2021) suddivide l’estate estesa, compresa tra il 16 maggio e il 15 novembre, in tre intervalli: inizio estate, dal 16 maggio al 15 luglio; metà estate, dal 16 luglio al 15 settembre; e tarda estate, dal 16 settembre al 15 novembre. Le proprietà della propagazione vengono analizzate mediante vettori ricavati dalle mappe di correlazione ritardata delle anomalie intrastagionali della radiazione infrarossa uscente, o OLR. Quest’ultima costituisce un indicatore estremamente utile dell’attività convettiva tropicale: valori anormalmente bassi di OLR sono generalmente associati alla presenza di nubi convettive profonde con sommità molto fredde e quindi a intensa attività temporalesca, mentre valori elevati tendono a indicare condizioni relativamente più stabili e meno convettive. La deviazione standard delle anomalie OLR permette pertanto di individuare le regioni nelle quali la variabilità convettiva intrastagionale risulta maggiormente pronunciata.
L’analisi mostra che la distribuzione geografica della varianza convettiva cambia apprezzabilmente durante la stagione, coerentemente con la migrazione e con l’evoluzione del monsone asiatico. Tuttavia, le direzioni principali di propagazione rimangono relativamente stabili. Nell’Oceano Indiano settentrionale, nel Mar Cinese Meridionale e nella parte occidentale del Pacifico nord-occidentale emerge una marcata propagazione verso nord. Nella porzione orientale del Pacifico nord-occidentale assume invece maggiore rilevanza una componente verso ovest, mentre lungo la fascia equatoriale dell’Indo-Pacifico occidentale continua a manifestarsi una propagazione prevalentemente verso est. Tale configurazione rivela uno degli aspetti che distinguono maggiormente la BSISO dalla classica Madden-Julian Oscillation invernale. Mentre la MJO presenta generalmente una propagazione zonale verso est fortemente organizzata intorno all’equatore, la BSISO possiede una struttura molto più tridimensionale e asimmetrica rispetto all’equatore, nella quale coesistono propagazioni zonali e meridionali. Durante l’estate boreale, infatti, i massimi della variabilità convettiva intrastagionale si spostano frequentemente verso le latitudini comprese approssimativamente tra 10° e 20°N, penetrando profondamente nelle regioni monsoniche asiatiche.
Questa caratteristica è stata ulteriormente formalizzata da Lee et al. (2013) attraverso lo sviluppo degli indici BSISO1 e BSISO2. Gli autori mostrarono che la componente BSISO1 rappresenta soprattutto la modalità canonica di propagazione verso nord e nord-est, caratterizzata prevalentemente da oscillazioni con periodicità di circa 30–60 giorni, mentre BSISO2 descrive una componente più rapida, con propagazione prevalentemente verso nord o nord-ovest e periodicità frequentemente compresa tra 10 e 30 giorni, particolarmente importante nelle fasi di pre-monsone e di onset monsonico. Ciò significa che quella che viene genericamente indicata come BSISO comprende in realtà una sovrapposizione di scale temporali e strutture dinamiche differenti. Nel caso della BSISO1, le prime due componenti principali mostrano infatti la maggior parte della loro energia nella banda 30–60 giorni e risultano sfasate approssimativamente di un quarto di ciclo, una relazione compatibile con l’esistenza di un fenomeno propagante organizzato.
Particolarmente interessante è la variazione della periodicità nel corso della stagione. Le prime osservazioni della variabilità intrastagionale del monsone indiano avevano identificato oscillazioni dell’ordine di 30–50 giorni, mentre numerosi lavori successivi hanno collocato la principale periodicità della BSISO nella banda 30–60 giorni. L’analisi presentata da Kikuchi offre però una prospettiva più raffinata: utilizzando le serie temporali delle componenti principali derivate dalle anomalie OLR filtrate passa-alto e applicando sia la trasformata di Fourier sia la trasformata wavelet, emerge una periodicità climatologica media prossima ai 50 giorni durante il periodo giugno-ottobre. Questo valore non deve però essere interpretato come l’esistenza di un oscillatore atmosferico perfettamente regolare con un ciclo fisso di 50 giorni. La BSISO è un fenomeno quasi-periodico e fortemente non stazionario: un singolo evento può accelerare, rallentare, indebolirsi, interrompersi temporaneamente oppure perdere completamente la propria capacità di propagazione.
La differenza tra l’analisi di Fourier e quella wavelet è particolarmente utile per comprendere questo comportamento. Lo spettro di Fourier descrive la distribuzione media dell’energia tra le differenti frequenze per l’intero intervallo considerato e tende quindi a evidenziare la periodicità dominante complessiva. L’analisi wavelet consente invece di determinare come tale energia spettrale cambi nel tempo, permettendo di individuare eventuali accelerazioni o rallentamenti del fenomeno nel corso della stagione. Proprio quest’ultima metodologia mostra che all’inizio dell’estate la periodicità dominante della BSISO è frequentemente prossima ai 40 giorni, mentre procedendo verso la tarda estate tende gradualmente ad aumentare fino a circa 50 giorni. Il risultato costituisce una delle evidenze più interessanti della natura stagionalmente modulata della BSISO.
Il significato fisico di questa variazione è strettamente collegato al concetto di propagazione. L’analisi mediante Extended Empirical Orthogonal Functions indica che un ciclo ideale della BSISO può essere completato in circa 40 giorni. Tuttavia, gli eventi reali non seguono necessariamente questa evoluzione ideale. Durante alcune fasi del ciclo, l’anomalia convettiva può rallentare o arrestarsi temporaneamente, aumentando così la durata apparente dell’intero evento. L’estate del 2008 rappresenta un caso particolarmente significativo: una successione di episodi BSISO relativamente regolari riuscì a completare il proprio ciclo senza importanti fasi di stagnazione, mantenendo una periodicità vicina ai 40 giorni. Ne deriva l’ipotesi secondo cui gli eventi della prima parte dell’estate avrebbero mediamente una probabilità minore di subire interruzioni durante la propria propagazione, mentre quelli della tarda estate sarebbero maggiormente soggetti a rallentamenti, riorganizzazioni o stagnazioni.
Queste differenze non possono essere comprese considerando esclusivamente la convezione. La propagazione verso nord della BSISO deriva infatti dall’interazione tra anomalie convettive, circolazione atmosferica, distribuzione dell’umidità, vorticità, wind shear verticale e, in determinate regioni, interazione atmosfera-oceano. Jiang, Li e Wang (2004) hanno proposto due processi dinamici fondamentali. Il primo riguarda l’interazione tra la struttura baroclina dell’anomalia BSISO e il wind shear verticale della circolazione monsonica. Tale interazione favorisce la formazione di anomalie di vorticità a nord del centro convettivo, generando convergenza nello strato limite e predisponendo la regione settentrionale allo sviluppo di nuova convezione. Il secondo processo riguarda il feedback tra umidità e convezione: l’avvezione dell’umidità da parte della circolazione media e delle anomalie di vento associate alla BSISO produce un massimo di umidificazione a nord della convezione esistente. La nuova convezione tende quindi a svilupparsi progressivamente più a nord, dando origine alla propagazione osservata.
Il ruolo di questi meccanismi dipende però dall’area geografica. Studi successivi hanno indicato che non esiste necessariamente un singolo meccanismo universale responsabile della propagazione in tutti i bacini. Yang et al. (2020), ad esempio, hanno mostrato che sul Pacifico nord-occidentale l’interazione atmosfera-oceano può assumere un ruolo particolarmente importante, mentre sull’Oceano Indiano il wind shear verticale della circolazione media monsonica risulta spesso determinante. Le anomalie della temperatura superficiale del mare che si sviluppano davanti al centro convettivo possono modificare i flussi di calore e di umidità verso l’atmosfera, favorendo o ostacolando la formazione di nuova convezione. Ciò contribuisce a spiegare perché la BSISO possa propagarsi con caratteristiche differenti nell’Oceano Indiano e nel Pacifico occidentale e perché la sua evoluzione possa cambiare da un evento all’altro.
L’importanza dell’interazione atmosfera-oceano non implica tuttavia che essa sia indispensabile in ogni singolo episodio. L’analisi dell’evento BSISO dell’estate 2016 condotta da Wang (2021) ha evidenziato una propagazione convettiva verso nord dell’ordine di circa 0,5–1 grado di latitudine al giorno tra luglio e agosto. Le simulazioni numeriche mostrarono che, per quello specifico evento, l’interazione aria-mare all’interno del dominio studiato non costituiva il principale responsabile della propagazione. Al contrario, risultavano particolarmente importanti la struttura della vorticità e la propagazione delle anomalie di umidità. Questa apparente diversità dei risultati è estremamente significativa dal punto di vista fisico: suggerisce che la BSISO debba essere interpretata come il prodotto di più meccanismi capaci di cooperare con pesi differenti a seconda dello stato medio della circolazione e delle caratteristiche del singolo evento.
Anche le ricerche più recenti rafforzano questa interpretazione. Ghatak e Sukhatme (2025), confrontando eventi BSISO capaci di propagarsi verso nord sull’Asia meridionale con eventi che invece tendono ad arrestarsi, hanno mostrato come la propagazione sia un processo articolato in più fasi. Dopo l’iniziale sviluppo della convezione sull’Oceano Indiano equatoriale, l’umidificazione della libera troposfera sopra il settore meridionale del Mar Arabico costituisce una condizione cruciale per consentire al sistema di avanzare. Successivamente, il wind shear verticale orientale tipico del monsone e i processi di tilting della vorticità contribuiscono a organizzare la circolazione in maniera favorevole all’avvezione di umidità verso il subcontinente indiano. Negli eventi non propaganti, l’umidificazione sul Mar Arabico meridionale è molto più debole e la struttura dinamica associata alla vorticità non riesce a svilupparsi sufficientemente; la convezione può così rallentare o arrestarsi prima di raggiungere le latitudini più settentrionali. Questo risultato fornisce un importante supporto fisico alla nozione di “stagnazione” utilizzata per interpretare l’allungamento della periodicità della BSISO: una periodicità più lunga può quindi riflettere non soltanto una differenza statistica, ma un’effettiva difficoltà del sistema convettivo nel completare la propria progressione meridionale.
Un ulteriore elemento di complessità deriva dalla variabilità interannuale delle condizioni oceaniche tropicali. Strnad et al. (2023), analizzando la propagazione degli estremi pluviometrici indo-pacifici associati alla BSISO mediante tecniche di machine learning, hanno individuato almeno tre configurazioni ricorrenti: una propagazione nord-orientale relativamente canonica, una configurazione nella quale la propagazione verso est viene bloccata e una configurazione quasi stazionaria. Lo studio mostra inoltre che lo stato termico del Pacifico tropicale può modulare la probabilità delle differenti traiettorie: condizioni simili a El Niño risultano maggiormente associate a configurazioni quasi stazionarie, mentre condizioni simili a La Niña tendono a favorire maggiormente una propagazione caratterizzata da blocco della componente verso est. Tali differenze sono associate alla modificazione delle circolazioni atmosferiche e della moist static energy di fondo. Ne deriva che la durata osservata della BSISO e la sua periodicità non possono essere completamente separate dalla variabilità interannuale del sistema climatico tropicale.
In questa prospettiva, il progressivo aumento climatologico della periodicità da circa 40 giorni all’inizio dell’estate a circa 50 giorni nella parte finale della stagione non dovrebbe essere interpretato come un semplice rallentamento uniforme della BSISO. È più plausibile considerarlo come il risultato statistico di una maggiore frequenza di episodi nei quali la propagazione viene rallentata, deviata o temporaneamente arrestata. Lo stato medio atmosferico e oceanico evolve durante l’estate: cambiano la posizione della trough monsonica, l’intensità dei venti occidentali, il wind shear verticale, i gradienti di umidità, la distribuzione della temperatura superficiale marina e la posizione delle principali regioni convettive. Poiché questi elementi costituiscono precisamente l’ambiente nel quale si sviluppano i meccanismi di propagazione della BSISO, una loro modifica stagionale può alterare l’efficienza con cui un’anomalia convettiva viene rigenerata a nord della precedente.
La relativa stabilità delle direzioni fondamentali della propagazione e la contemporanea variabilità della periodicità rappresentano quindi due aspetti complementari, e non contraddittori, della BSISO. La struttura dinamica di base rimane riconoscibile durante tutta l’estate boreale: propagazione verso est nelle vicinanze dell’equatore, deviazione e sviluppo verso nord sull’Oceano Indiano e sul Pacifico occidentale, e successiva interazione con le regioni monsoniche dell’Asia meridionale e orientale. Tuttavia, la velocità con cui questa sequenza viene completata, la sua continuità e l’ampiezza della convezione possono variare considerevolmente. La BSISO deve dunque essere concepita come un’oscillazione quasi-periodica inserita in un ambiente monsonico stagionalmente evolutivo e non come un’onda dotata di periodo e velocità invariabili.
Questa distinzione possiede anche notevoli implicazioni previsionali. Poiché la BSISO rappresenta una delle principali sorgenti di prevedibilità sulla scala sub-stagionale nell’Asia monsonica, comprendere se un evento continuerà a propagarsi verso nord oppure entrerà in una fase di stagnazione può modificare sensibilmente le previsioni di precipitazione a due, tre o persino quattro settimane. Lee et al. (2013) hanno mostrato come gli indici specificamente costruiti per la BSISO siano più efficaci rispetto agli indici MJO tradizionali nel rappresentare la propagazione verso nord e nord-ovest durante l’estate boreale. Gli studi più recenti sulla propagazione degli estremi pluviometrici mostrano inoltre che la conoscenza dello stato della BSISO può fornire informazioni utili sulla probabilità di precipitazioni intense con diverse settimane di anticipo.
Nel complesso, la letteratura scientifica indica quindi che il ciclo stagionale della BSISO è caratterizzato da una notevole combinazione di robustezza strutturale e variabilità temporale. Le caratteristiche spaziali fondamentali della propagazione persistono dall’inizio alla fine dell’estate, confermando l’esistenza di una modalità intrastagionale dinamicamente coerente e distinta dalla MJO invernale. Allo stesso tempo, la periodicità, l’intensità e la continuità degli eventi cambiano durante la stagione. La periodicità climatologica dominante ricade generalmente nella banda di circa 30–60 giorni e, nella rappresentazione analizzata da Kikuchi, passa indicativamente da circa 40 giorni nella prima parte dell’estate a valori prossimi ai 50 giorni nella tarda estate. Tale comportamento riflette la natura non lineare della BSISO e la sua sensibilità alle condizioni ambientali nelle quali si propaga. Le moderne interpretazioni basate sull’umidità, sulla vorticità, sul wind shear verticale e sull’interazione atmosfera-oceano rafforzano quindi la conclusione originaria: la BSISO conserva nel corso dell’estate la propria identità dinamica fondamentale, ma il modo e soprattutto il tempo con cui completa il proprio ciclo possono cambiare considerevolmente, trasformando una semplice periodicità statistica in un indicatore dell’interazione complessa fra convezione tropicale, monsone asiatico e oceano Indo-Pacifico.
3.2 Ciclo stagionale della BSISO: struttura e propagazione intrastagionale evidenziate dalla Figura 7
La Figura 7 fornisce una rappresentazione particolarmente efficace dell’evoluzione stagionale della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO), mostrando simultaneamente la distribuzione geografica della variabilità convettiva intrastagionale e la direzione con cui le anomalie associate all’oscillazione tendono a propagarsi attraverso l’Indo-Pacifico tropicale. La figura costituisce quindi un passaggio fondamentale per comprendere un aspetto centrale della dinamica della BSISO: sebbene l’intensità e la localizzazione della convezione cambino considerevolmente tra l’inizio, il cuore e la parte finale dell’estate boreale, le caratteristiche fondamentali della propagazione mostrano una notevole persistenza stagionale. Kikuchi (2021), nella sua ampia revisione della BSISO, utilizza precisamente questa figura per verificare quanto le proprietà dell’oscillazione siano sensibili all’avanzamento della stagione monsonica, dividendo l’estate estesa in tre intervalli: 16 maggio–15 luglio, 16 luglio–15 settembre e 16 settembre–15 novembre.
Le ombreggiature presenti nei tre pannelli rappresentano la deviazione standard delle anomalie intrastagionali della radiazione infrarossa uscente, o outgoing longwave radiation (OLR), espressa in W m⁻². L’OLR rappresenta uno degli indicatori satellitari più utilizzati per descrivere la convezione tropicale profonda, poiché le regioni caratterizzate da nubi convettive molto sviluppate verticalmente presentano temperature alla sommità estremamente basse e, conseguentemente, una minore emissione di radiazione infrarossa verso lo spazio. Nella Figura 7, tuttavia, non viene rappresentato direttamente il segno delle anomalie OLR, bensì la loro deviazione standard: le tonalità gialle, arancioni e rosse identificano quindi le regioni nelle quali la convezione intrastagionale varia maggiormente nel tempo. I valori più elevati, superiori localmente a circa 20–24 W m⁻², possono pertanto essere interpretati come regioni di elevata attività della variabilità convettiva associata alla BSISO, mentre le tonalità blu-violacee indicano aree nelle quali tale variabilità è molto più contenuta. Questa distinzione è essenziale, perché una zona rossa non corrisponde necessariamente a convezione intensa in un preciso momento, ma indica piuttosto che quella regione è frequentemente attraversata da forti alternanze fra fasi convettivamente attive e soppresse.
Sovrapposti alle ombreggiature sono rappresentati i vettori di propagazione, espressi in m s⁻¹. La loro costruzione deriva dalle mappe di correlazione ritardata a ±5 giorni: per ogni punto della griglia viene identificata la posizione del massimo centro di correlazione positiva cinque giorni prima e cinque giorni dopo, misurandone successivamente lo spostamento e dividendo la distanza percorsa per l’intervallo complessivo di dieci giorni. In questo modo le frecce forniscono una misura sintetica della direzione e della velocità con cui le anomalie intrastagionali tendono statisticamente a muoversi. La freccia di riferimento nella parte inferiore della figura corrisponde a 4 m s⁻¹. Tale metodologia, richiamata da Kikuchi sulla base degli approcci di Wallace et al. e Lau e Lau, permette di visualizzare immediatamente una delle caratteristiche più peculiari della BSISO: la compresenza di una propagazione verso est nei pressi dell’equatore e di una marcata propagazione verso nord alle latitudini monsoniche dell’emisfero settentrionale.
Nel pannello (a), relativo al periodo 16 maggio–15 luglio, emerge un’ampia regione di elevata variabilità intrastagionale sull’Oceano Indiano tropicale e settentrionale, con massimi particolarmente pronunciati tra circa 60°E e 95°E. Le anomalie più intense interessano il Mar Arabico, il settore equatoriale dell’Oceano Indiano e il Golfo del Bengala, mostrando come già nella fase iniziale dell’estate la variabilità intrastagionale costituisca una componente fondamentale dell’evoluzione del monsone asiatico. Le frecce evidenziano una netta tendenza alla propagazione verso nord, soprattutto tra il settore equatoriale e le latitudini comprese approssimativamente tra 10° e 20°N. Questa migrazione settentrionale della convezione rappresenta una delle firme dinamiche più caratteristiche della BSISO e distingue profondamente il comportamento dell’oscillazione estiva da quello della Madden-Julian Oscillation durante l’inverno boreale.
La propagazione verso nord non deve essere interpretata semplicemente come lo spostamento passivo di un unico sistema nuvoloso. La BSISO procede piuttosto attraverso una successione di riorganizzazioni della convezione, durante le quali le condizioni atmosferiche diventano progressivamente più favorevoli allo sviluppo convettivo sul lato settentrionale dell’anomalia già esistente. Jiang, Li e Wang (2004), attraverso analisi delle rianalisi NCEP-NCAR e simulazioni con il modello ECHAM4, mostrarono che la struttura della BSISO presenta forti asimmetrie meridionali della vorticità e dell’umidità rispetto al massimo convettivo. Tali asimmetrie sono cruciali perché permettono la formazione di condizioni dinamiche e termodinamiche favorevoli a nord della convezione presente, preparando così la regione nella quale si svilupperà successivamente il nuovo massimo convettivo.
Nella formulazione dinamica proposta da Jiang et al. (2004), almeno due processi possono contribuire alla propagazione verso nord. Il primo riguarda l’interazione fra la struttura baroclina dell’oscillazione e il wind shear verticale della circolazione monsonica, capace di produrre anomalie di vorticità ciclonica a nord della convezione. Queste anomalie possono determinare convergenza nello strato limite, favorendo la risalita dell’aria e la successiva organizzazione della convezione. Il secondo processo riguarda l’umidità: l’interazione fra la circolazione anomala della BSISO e il gradiente medio di umidità atmosferica determina un’anomalia positiva di umidità a nord della zona convettiva. Prima ancora che la convezione migri, quindi, la troposfera può essere progressivamente predisposta attraverso un processo di pre-condizionamento umido. La propagazione osservata nella Figura 7 deve essere letta proprio in questa prospettiva: la freccia verso nord sintetizza il risultato macroscopico di una serie di interazioni fra vorticità, convergenza, umidità e convezione.
Nel pannello (a) appare inoltre chiaramente un secondo massimo di variabilità nel settore compreso tra il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. Qui la struttura della propagazione diviene più complessa. Nella parte occidentale del dominio, specialmente intorno al Mar Cinese Meridionale e alle Filippine, è ancora evidente una componente verso nord, mentre più a est, nel western North Pacific, le frecce tendono progressivamente a orientarsi verso ovest. Kikuchi sottolinea proprio questa organizzazione: lontano dall’equatore la propagazione settentrionale risulta pronunciata nell’Oceano Indiano settentrionale, nel Mar Cinese Meridionale e nella porzione occidentale del Pacifico nord-occidentale, mentre una propagazione verso ovest caratterizza maggiormente la sua parte orientale.
Particolarmente interessante è ciò che accade in prossimità dell’equatore. Nei settori dell’Oceano Indiano orientale, del Maritime Continent e dell’Indo-Pacifico occidentale le frecce mostrano una componente prevalentemente verso est. Si delinea così una struttura dinamica nella quale il segnale convettivo intrastagionale tende inizialmente a propagarsi longitudinalmente lungo la fascia equatoriale, per poi acquisire una pronunciata componente verso nord entrando nella circolazione monsonica asiatica. Questa geometria della propagazione era stata documentata già da Kemball-Cook e Wang (2001), i quali mostrarono che durante l’estate boreale la variabilità intrastagionale possiede una struttura fortemente legata all’interazione fra onde equatoriali, circolazione monsonica e feedback atmosfera-oceano. Lo stesso studio evidenziava inoltre differenze fra le fasi iniziale e avanzata dell’estate, pur riconoscendo l’esistenza di elementi dinamici comuni.
Questa caratteristica permette anche di comprendere perché la BSISO non possa essere considerata semplicemente come una MJO traslata nella stagione estiva. Lee et al. (2013) sottolineano che la BSISO presenta una dinamica più complessa rispetto alla MJO, soprattutto per la marcata propagazione verso nord e per l’estensione della variabilità convettiva molto più lontano dall’equatore. Proprio per rappresentare meglio questa peculiarità, gli autori svilupparono gli indici multivariati BSISO1 e BSISO2 utilizzando anomalie giornaliere di OLR e vento zonale a 850 hPa nell’ampia regione 10°S–40°N e 40°–160°E. L’indice BSISO1 cattura soprattutto la modalità di propagazione verso nord-est con periodicità nell’intervallo approssimativo 30–60 giorni, mentre BSISO2 rappresenta una variabilità più rapida, tipicamente tra 10 e 30 giorni, particolarmente rilevante durante il periodo pre-monsonico e l’onset monsonico.
Il pannello (b), relativo al periodo 16 luglio–15 settembre, evidenzia molto bene come la distribuzione dell’attività intrastagionale cambi nel cuore dell’estate. La regione con la maggiore deviazione standard dell’OLR si espande e si intensifica soprattutto nel Pacifico nord-occidentale, dove compare un’estesa fascia arancione e rossa fra circa 110°E e 165°E e tra 10° e 20°N. Si tratta di un segnale coerente con la piena maturazione del monsone del Pacifico nord-occidentale e con il progressivo spostamento stagionale delle regioni di maggiore attività convettiva verso nord. In questa fase la variabilità associata alla BSISO non è quindi confinata al monsone dell’Asia meridionale, ma coinvolge profondamente il Mar Cinese Meridionale e il western North Pacific.
Le frecce nel settore orientale del Pacifico nord-occidentale mostrano una componente occidentale estremamente evidente. Tra circa 140°E e 170°E e intorno a 10–20°N molti vettori sono orientati verso ovest. Procedendo invece verso il Mar Cinese Meridionale e le Filippine, la componente meridionale della propagazione torna a diventare importante. In tal modo il pannello descrive un sistema tridimensionale dal punto di vista geografico: il segnale intrastagionale non segue una singola traiettoria lineare, ma può propagarsi simultaneamente verso est lungo l’equatore, verso nord nelle regioni monsoniche e verso ovest nella parte orientale del Pacifico nord-occidentale. Questa complessità costituisce una delle proprietà distintive della BSISO.
Allo stesso tempo, sull’Oceano Indiano rimane evidente una consistente attività intrastagionale. Sebbene l’organizzazione dei massimi di deviazione standard sia differente rispetto al periodo maggio-luglio, le frecce continuano a mostrare una propagazione verso nord. È precisamente questo confronto a sostenere una delle conclusioni principali di Kikuchi: le mappe della varianza delle anomalie OLR cambiano in modo evidente tra i diversi periodi della stagione, mentre le caratteristiche fondamentali della propagazione presentano differenze molto più modeste. In altri termini, cambia soprattutto la distribuzione geografica dell’energia intrastagionale, non la struttura essenziale del meccanismo di propagazione.
Questa distinzione è molto importante dal punto di vista climatologico. Con l’avanzamento dell’estate cambiano infatti la posizione della fascia monsonica, la distribuzione delle precipitazioni, la temperatura superficiale marina, il wind shear verticale, l’umidità troposferica e i gradienti di temperatura fra continente e oceano. Sarebbe quindi ragionevole attendersi una profonda trasformazione anche della BSISO. La Figura 7 mostra invece che l’oscillazione conserva una sorta di “struttura dinamica fondamentale”: la convezione continua a essere caratterizzata dalla combinazione di propagazione equatoriale verso est e propagazione extratropicale verso nord, mentre nel Pacifico occidentale permane la componente verso ovest.
Il pannello (c), relativo al periodo 16 settembre–15 novembre, rende questa continuità ancora più evidente. Nella tarda estate e nella prima parte dell’autunno boreale, quando il monsone asiatico sta progressivamente entrando nella fase di ritiro, la distribuzione delle anomalie convettive cambia nuovamente. Sull’Oceano Indiano ricompare un ampio massimo della deviazione standard dell’OLR, particolarmente evidente tra circa 65°E e 95°E. Anche in questa fase i vettori mostrano una pronunciata componente verso nord, soprattutto tra il settore equatoriale e le latitudini comprese fra circa 10° e 20°N. Nel Pacifico nord-occidentale la variabilità appare meno intensa rispetto al massimo di luglio-settembre, ma rimane comunque ben riconoscibile una vasta fascia di attività intrastagionale.
La persistenza della propagazione settentrionale nella tarda stagione è un risultato particolarmente significativo perché mostra che tale comportamento non rappresenta semplicemente una peculiarità dell’onset monsonico. La BSISO mantiene la capacità di organizzare anomalie convettive propaganti verso nord anche quando il background atmosferico sta entrando nella fase di transizione verso l’autunno. Ciò non significa che gli eventi siano identici in ogni fase dell’estate. Kemball-Cook e Wang (2001) avevano già sottolineato differenze nella struttura spazio-temporale fra inizio e tarda estate, legate allo stato della circolazione media e all’interazione aria-mare. Tuttavia, ciò che la Figura 7 mette in evidenza è che tali differenze si sovrappongono a un comportamento di base molto resistente alla stagionalità.
È interessante osservare come il confronto con gli indici sviluppati da Lee et al. (2013) rafforzi questa interpretazione. La BSISO viene descritta come una delle principali fonti di variabilità climatica a breve termine all’interno del sistema monsonico globale, con una propagazione verso nord molto più pronunciata rispetto alla MJO. L’importanza di questa componente meridionale è tale che l’utilizzo degli indici tradizionali della MJO non è sufficiente per rappresentare accuratamente l’evoluzione estiva del sistema. L’introduzione di BSISO1 e BSISO2 risponde proprio alla necessità di identificare modalità che penetrano molto più profondamente nell’emisfero settentrionale tropicale e subtropicale. La Figura 7 costituisce una manifestazione spaziale estremamente intuitiva della stessa proprietà dinamica.
La struttura mostrata nella figura possiede inoltre importanti implicazioni per il sistema monsonico. Le fasi attive e soppresse della BSISO possono modulare la piovosità su India, Golfo del Bengala, sud-est asiatico, Mar Cinese Meridionale e Pacifico nord-occidentale, contribuendo all’alternanza fra periodi monsonici attivi e break. Poiché la convezione migra progressivamente verso nord, una fase attiva non interessa contemporaneamente tutte queste regioni: il segnale può comparire dapprima sull’Oceano Indiano equatoriale, raggiungere successivamente il Golfo del Bengala e l’India e quindi influenzare il settore del Mar Cinese Meridionale e del Pacifico occidentale. La conoscenza della fase della BSISO può pertanto fornire indicazioni sulla possibile evoluzione delle precipitazioni nelle settimane successive.
La propagazione rappresentata nella Figura 7 non è tuttavia deterministica. Una BSISO può rallentare, intensificarsi, indebolirsi oppure interrompere temporaneamente la propria progressione. Studi più recenti hanno mostrato che non tutti gli eventi seguono infatti la traiettoria canonica verso nord-est. L’analisi di Strnad e collaboratori, ad esempio, ha identificato differenti modalità di propagazione degli estremi pluviometrici associati alla BSISO, comprendenti una modalità nord-orientale canonica, una configurazione caratterizzata da blocco della propagazione verso est e una modalità quasi stazionaria. Lo stato delle temperature superficiali del Pacifico può modulare la probabilità relativa di tali configurazioni modificando la circolazione tropicale e il background termodinamico. Questo risultato moderno non contraddice la Figura 7, ma ne precisa il significato: i vettori rappresentano un comportamento climatologico medio, non una traiettoria obbligatoria per ogni singolo evento.
Anche il ruolo dell’interazione atmosfera-oceano è importante. Kemball-Cook e Wang (2001) evidenziarono come le anomalie convettive della BSISO siano accompagnate da variazioni della temperatura superficiale marina e dei flussi energetici alla superficie. Durante una fase convettivamente soppressa l’aumento della radiazione solare incidente può favorire il riscaldamento dell’oceano; successivamente, con il ritorno della convezione, l’aumento dell’evaporazione, dei venti e della copertura nuvolosa può contribuire al raffreddamento della superficie marina. Tali anomalie oceaniche possono a loro volta influenzare la stabilità dello strato limite e la disponibilità di calore e umidità per la convezione. La BSISO emerge quindi come il risultato di un sistema accoppiato nel quale atmosfera e oceano interagiscono su scale temporali intrastagionali.
La Figura 7 permette inoltre di distinguere chiaramente la BSISO dalla rappresentazione classica della MJO. Nella stagione invernale la MJO viene generalmente descritta attraverso una propagazione prevalentemente verso est dell’attività convettiva lungo l’Oceano Indiano equatoriale e il Maritime Continent verso il Pacifico. Durante l’estate boreale, invece, la progressiva instaurazione del monsone modifica profondamente lo stato medio atmosferico: il massimo di riscaldamento e di convezione si sposta verso l’emisfero settentrionale, il campo dei venti assume una marcata struttura monsonica e il wind shear verticale cambia segno e intensità in vaste regioni dell’Asia tropicale. In tale ambiente, la componente meridionale acquista un ruolo decisivo. Lee et al. sottolineano infatti che la maggiore complessità della BSISO deriva proprio dalla forte propagazione verso nord e dalla sua estensione a latitudini molto più elevate rispetto alla MJO.
Un ulteriore elemento fondamentale riguarda il legame fra propagazione e periodicità. Anche se la Figura 7 non mostra direttamente lo spettro temporale della BSISO, la variazione delle regioni di massima attività nel corso della stagione prepara l’interpretazione della successiva analisi spettrale dello studio. Kikuchi mostra infatti che la periodicità media della BSISO durante l’estate estesa è dell’ordine di diverse decine di giorni, ma può aumentare dalla prima alla tarda parte della stagione. La propagazione verso nord osservata nei tre pannelli non avviene sempre con la stessa continuità: quando il sistema incontra condizioni meno favorevoli alla rigenerazione della convezione, può rallentare o entrare in una fase di stagnazione. Di conseguenza, una periodicità più lunga può essere interpretata almeno in parte come il risultato di cicli nei quali il trasferimento dell’attività convettiva da una regione alla successiva richiede più tempo.
Dal punto di vista fisico, ciò conferma come la BSISO debba essere considerata una modalità quasi-periodica, e non un oscillatore regolare. Anche le classificazioni moderne distinguono modalità temporali differenti: la BSISO1, descritta da Lee et al. (2013), possiede prevalentemente una periodicità di circa 30–60 giorni ed è strettamente associata alla propagazione nord-orientale, mentre BSISO2 comprende oscillazioni più rapide, dell’ordine di 10–30 giorni, particolarmente attive nelle fasi di pre-monsone e onset. La distribuzione osservata nella Figura 7 deve pertanto essere intesa come la risultante climatologica della sovrapposizione di processi intrastagionali che possono differire in periodicità, intensità e velocità di propagazione.
Questa complessità è importante anche per la previsione sub-stagionale. Se un’anomalia convettiva viene identificata sull’Oceano Indiano equatoriale e le condizioni dinamiche favoriscono la propagazione canonica, la struttura descritta dalla Figura 7 suggerisce una probabilità aumentata che l’attività convettiva possa successivamente estendersi verso il Golfo del Bengala, l’India e altre regioni monsoniche settentrionali. La prevedibilità non deriva quindi soltanto dalla persistenza temporale dell’anomalia, ma anche dalla relativa regolarità statistica della sua propagazione geografica. È uno dei motivi per cui la BSISO rappresenta una delle principali fonti di prevedibilità nelle scale comprese fra il tempo meteorologico convenzionale e la previsione stagionale. Lee et al. svilupparono infatti i loro indici proprio con l’obiettivo di migliorare il monitoraggio e la previsione in tempo reale dell’oscillazione durante la stagione monsonica asiatica.
La lettura complessiva dei tre pannelli mostra quindi un risultato apparentemente paradossale ma fisicamente molto significativo. L’ampiezza e la posizione geografica della variabilità convettiva cambiano sensibilmente nel corso della stagione, mentre la geometria fondamentale della propagazione rimane relativamente stabile. Tra maggio e luglio l’Oceano Indiano presenta un ruolo molto prominente e la propagazione verso nord è particolarmente evidente; tra luglio e settembre aumenta fortemente l’attività intrastagionale nel Pacifico nord-occidentale e diviene estremamente chiara la propagazione verso ovest nella sua parte orientale; tra settembre e novembre il massimo sull’Oceano Indiano torna a essere molto marcato, mentre il Pacifico occidentale mostra una configurazione più attenuata. In tutti e tre gli intervalli, tuttavia, rimangono riconoscibili la propagazione verso est intorno all’equatore, quella verso nord nell’Oceano Indiano settentrionale, nel Mar Cinese Meridionale e nel settore occidentale del Pacifico nord-occidentale e quella verso ovest nella parte orientale del western North Pacific. È precisamente questa coerenza che porta Kikuchi a concludere che, pur presentando differenze nella struttura spazio-temporale durante l’estate, la BSISO conserva le proprie caratteristiche fondamentali.
La Figura 7 può pertanto essere considerata una sintesi della natura stessa della BSISO: un fenomeno intrastagionale capace di adattarsi all’evoluzione del monsone senza perdere la propria organizzazione dinamica essenziale. L’oscillazione non evolve all’interno di un’atmosfera immutabile, ma attraversa un ambiente nel quale cambiano continuamente la posizione della convezione climatologica, il contenuto di umidità, la struttura dei venti, il wind shear verticale e le condizioni oceaniche. Nonostante tali trasformazioni, la propagazione mantiene una notevole coerenza. Questo comportamento suggerisce che i meccanismi responsabili della BSISO siano profondamente integrati nella dinamica del monsone estivo asiatico: non si tratta di una perturbazione casualmente sovrapposta al monsone, ma di una delle principali modalità attraverso le quali il sistema monsonico redistribuisce convezione, umidità, quantità di moto ed energia sulle scale temporali di alcune settimane.
In definitiva, la Figura 7 dimostra che la stagionalità della BSISO deve essere interpretata soprattutto come una modulazione dell’intensità e della distribuzione spaziale della variabilità intrastagionale, più che come una trasformazione radicale della sua propagazione. I massimi della deviazione standard dell’OLR migrano e cambiano ampiezza fra inizio, metà e fine estate, rispecchiando l’evoluzione del sistema monsonico indo-pacifico, ma il comportamento delle frecce rivela una struttura sorprendentemente persistente. La propagazione equatoriale verso est, la successiva componente verso nord attraverso l’Oceano Indiano settentrionale e le regioni monsoniche asiatiche e la propagazione occidentale nel Pacifico nord-occidentale costituiscono quindi elementi fondamentali e ricorrenti della BSISO. Le interpretazioni dinamiche di Jiang et al. (2004), gli studi sull’interazione aria-mare di Kemball-Cook e Wang (2001) e la caratterizzazione multivariata proposta da Lee et al. (2013) convergono nel mostrare che tale comportamento nasce dall’interazione fra circolazione monsonica, vorticità, umidità, wind shear, convezione e condizioni oceaniche. La Figura 7 non rappresenta quindi soltanto una descrizione climatologica delle traiettorie della BSISO, ma offre una chiave interpretativa della sua natura dinamica: un’oscillazione profondamente modulata dal ciclo stagionale, ma capace di conservare, dall’inizio alla fine dell’estate boreale, una struttura fondamentale di propagazione straordinariamente coerente.
3.2 Ciclo stagionale della BSISO: periodicità e variabilità spettrale evidenziate dalla Figura 8
La Figura 8 costituisce un passaggio particolarmente importante nell’analisi del ciclo stagionale della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO), poiché sposta l’attenzione dalla struttura spaziale e dalle traiettorie di propagazione, illustrate nella Figura 7, alla dimensione temporale dell’oscillazione. L’obiettivo è stabilire se la BSISO possieda una periodicità caratteristica e, soprattutto, se tale periodicità rimanga sostanzialmente invariata durante l’estate boreale oppure evolva con il progressivo cambiamento dello stato medio del sistema monsonico indo-pacifico. La risposta fornita dalla Figura 8 è particolarmente significativa: la BSISO presenta effettivamente una concentrazione dell’energia spettrale sulle scale intrastagionali di alcune decine di giorni, ma questa periodicità non è costante. Gli spettri climatologici indicano una periodicità media prossima a 50 giorni durante il periodo giugno-ottobre, mentre l’analisi wavelet mostra che gli eventi tendono ad avere cicli più brevi, prossimi a 40 giorni, all’inizio dell’estate e progressivamente più lunghi, intorno a 50 giorni, nella parte finale della stagione. La BSISO emerge quindi non come un oscillatore rigidamente periodico, bensì come una modalità atmosferica quasi-periodica e non stazionaria, il cui ritmo evolutivo viene modulato dall’ambiente monsonico nel quale si sviluppa.
Per comprendere correttamente la figura è innanzitutto necessario considerare il modo in cui è stata costruita la serie temporale analizzata. Kikuchi utilizza la prima componente principale, PC1, dell’indice BSISO derivato dall’analisi EEOF, concentrandosi sulla variabilità convettiva rappresentata dalle anomalie della outgoing longwave radiation, OLR. In questo caso, tuttavia, le anomalie OLR vengono sottoposte a un trattamento leggermente differente rispetto al filtraggio passa-banda utilizzato per definire la struttura canonica della BSISO. Gli autori impiegano infatti anomalie filtrate passa-alto, ottenute sottraendo la media climatologica e le prime tre armoniche del ciclo annuale climatologico. Questa procedura ha lo scopo di rimuovere le componenti stagionali più lente e di preservare la variabilità a frequenze maggiori, evitando al tempo stesso di imporre preventivamente una banda temporale molto ristretta entro la quale dovrebbe necessariamente ricadere la BSISO. È un elemento metodologicamente importante, perché consente all’analisi spettrale di stabilire quale periodicità emerga effettivamente dai dati, invece di determinarla implicitamente attraverso il filtro.
La scelta di analizzare PC1 è inoltre coerente con la rappresentazione della BSISO attraverso una decomposizione in componenti principali. Una principal component non rappresenta direttamente una singola variabile fisica osservata in una località, ma descrive l’evoluzione temporale dell’ampiezza di una determinata struttura spazio-temporale identificata statisticamente. Nel caso dell’indice bimodale utilizzato da Kikuchi, le prime due EEOF della stagione estiva rappresentano il comportamento caratteristico della convezione intrastagionale della BSISO; proiettando le anomalie OLR su queste strutture si ottengono le corrispondenti serie temporali PC1 e PC2. Kikuchi precisa che nella Figura 8 viene mostrata soltanto PC1 per semplicità espositiva, ma che conclusioni analoghe possono essere ottenute da PC2. L’obiettivo non è dunque studiare una singola regione monsonica, ma identificare la scala temporale sulla quale evolve l’intero pattern convettivo associato alla BSISO.
Il pannello (a) confronta due differenti stime dello spettro di potenza durante JJASO, ossia giugno, luglio, agosto, settembre e ottobre. La curva nera deriva dalla trasformata veloce di Fourier, mentre quella verde è ottenuta attraverso la trasformata wavelet. L’accordo tra le due curve costituisce uno dei risultati metodologici più importanti della figura. Entrambi i metodi individuano infatti una concentrazione pronunciata dell’energia intorno a una frequenza di circa 0,02 cicli al giorno, corrispondente a un periodo di circa 50 giorni. Questo significa che, considerando climatologicamente l’intera stagione JJASO, la variabilità di PC1 associata alla BSISO tende a ripetersi preferenzialmente su una scala temporale dell’ordine di sette settimane. Il massimo non deve tuttavia essere interpretato come un periodo esatto e immutabile di 50 giorni: uno spettro atmosferico reale presenta una distribuzione dell’energia su un intervallo di frequenze e la larghezza del picco testimonia proprio il carattere irregolare e quasi-periodico del fenomeno.
L’asse verticale del pannello (a), espresso in cicli al giorno, è particolarmente utile per tradurre visivamente frequenza e periodicità. Poiché il periodo è l’inverso della frequenza, una frequenza di 0,025 cicli al giorno corrisponde a circa 40 giorni, 0,020 cicli al giorno a circa 50 giorni, mentre 0,0167 cicli al giorno equivale a circa 60 giorni. Il pronunciato massimo dello spettro vicino a 0,02 cicli al giorno colloca pertanto la BSISO all’interno della classica banda di variabilità intrastagionale tropicale. Allo stesso tempo, la forma relativamente ampia del massimo suggerisce che il sistema non possieda una singola frequenza naturale rigidamente definita. Tale risultato è coerente con la letteratura più generale sulla BSISO, che tende a collocarne la componente principale nella banda approssimativa di 30–60 giorni, pur riconoscendo la presenza di componenti più rapide e di considerevoli variazioni da un evento all’altro. Lee et al. (2013), ad esempio, definirono la modalità BSISO1 proprio come una variabilità propagante verso nord e nord-est caratterizzata prevalentemente da periodi quasi-oscillatori compresi fra 30 e 60 giorni; una seconda modalità, BSISO2, presenta invece oscillazioni più rapide, dell’ordine di 10–30 giorni, particolarmente rilevanti durante il pre-monsone e l’onset monsonico.
Il confronto con la letteratura storica è particolarmente interessante. Kikuchi osserva che lavori precedenti, tra cui Hartmann et al. (1992) e Wang et al. (2006), avevano frequentemente identificato per la BSISO una periodicità dominante dell’ordine di 30–40 giorni, quindi leggermente più breve rispetto a quella generalmente associata alla Madden-Julian Oscillation. La Figura 8 non invalida questi risultati; al contrario, permette di comprenderne meglio il significato. Il valore climatologico prossimo a 50 giorni ottenuto quando si considera l’intera stagione JJASO può infatti derivare dalla combinazione di cicli relativamente rapidi all’inizio dell’estate e cicli più lenti nella seconda parte della stagione. Ciò che appariva come una differenza fra diverse stime della periodicità diventa quindi, attraverso l’analisi wavelet, una manifestazione della non stazionarietà stagionale della BSISO.
La distinzione tra trasformata di Fourier e trasformata wavelet è essenziale proprio per questa ragione. La trasformata di Fourier decomprime idealmente la serie temporale in una combinazione di oscillazioni sinusoidali di differenti frequenze e fornisce una misura della quantità di varianza o energia associata a ciascuna frequenza durante l’intero intervallo analizzato. È estremamente efficace per identificare le periodicità dominanti medie, ma non indica quando esse siano particolarmente attive. Se una serie presenta un periodo dominante di circa 40 giorni nella sua prima metà e di circa 55 giorni nella seconda, lo spettro di Fourier tenderà a restituire una distribuzione energetica media, senza mostrare esplicitamente la transizione temporale tra le due scale.
La trasformata wavelet supera precisamente questa limitazione, decomponendo il segnale simultaneamente in funzione del tempo e della scala o frequenza. Il metodo seguito nello studio è quello sistematizzato da Torrence e Compo (1998), divenuto uno dei riferimenti metodologici più utilizzati nell’analisi delle serie temporali geofisiche. L’approccio wavelet consente di identificare non soltanto le scale caratteristiche della variabilità, ma anche il momento nel quale esse acquistano o perdono energia; Torrence e Compo discussero inoltre esplicitamente il rapporto tra scala wavelet e frequenza Fourier, gli effetti dovuti alla lunghezza finita delle serie e le procedure per valutare la significatività rispetto a processi di rumore bianco e rosso. Tale capacità di localizzare le oscillazioni nel tempo rende la wavelet particolarmente adatta allo studio di fenomeni climatici non stazionari quali ENSO, MJO e BSISO.
È proprio il pannello (b) della Figura 8 a rivelare l’informazione che lo spettro climatologico del pannello (a) non può fornire. L’asse orizzontale segue l’evoluzione stagionale da maggio a dicembre, quello verticale rappresenta ancora la frequenza, mentre le tonalità cromatiche descrivono la potenza wavelet: le regioni rosse e rosso scuro identificano le combinazioni di tempo e frequenza nelle quali l’attività di PC1 è climatologicamente più intensa. Si osserva un’ampia fascia di elevata energia intrastagionale che attraversa tutta l’estate, confermando che la variabilità associata alla BSISO è persistentemente importante durante la stagione monsonica. Tuttavia, il cuore di massima potenza non è disposto orizzontalmente: tende a scendere verso frequenze inferiori procedendo dall’inizio alla fine dell’estate.
All’inizio della stagione, soprattutto tra giugno e luglio, il massimo di energia tende a collocarsi intorno a una frequenza prossima a 0,025 cicli al giorno, equivalente a una periodicità di circa 40 giorni. Procedendo attraverso agosto e settembre il massimo si sposta gradualmente verso frequenze più basse e, tra settembre e ottobre, tende a concentrarsi più vicino a 0,020 cicli al giorno o leggermente al di sotto, corrispondenti a periodi dell’ordine di 50 giorni. È questa migrazione del massimo di potenza verso frequenze inferiori a rappresentare il risultato fisico fondamentale della Figura 8. La BSISO non cambia soltanto intensità nel corso della stagione: cambia anche la velocità con cui tende a completare il proprio ciclo. Kikuchi interpreta quindi la climatologia wavelet come evidenza di una BSISO mediamente più rapida all’inizio dell’estate e progressivamente più lenta durante la parte avanzata della stagione.
Il risultato acquista ancora maggiore significato quando viene confrontato con l’analisi EEOF del ciclo di vita della BSISO. La ricostruzione spazio-temporale delle prime componenti mostra infatti che un episodio ideale della BSISO richiede circa 40 giorni per completare un’intera rotazione nel proprio spazio di fase. Tale durata è coerente con il massimo wavelet osservato all’inizio dell’estate. Se la BSISO si sviluppasse sempre come un oscillatore regolare, propagandosi senza interruzioni da una fase alla successiva, ci si potrebbe quindi attendere una periodicità relativamente costante prossima a 40 giorni. Gli eventi atmosferici reali, tuttavia, raramente seguono una sequenza così ideale. La convezione può rallentare in determinate regioni, indebolirsi temporaneamente, riorganizzarsi, oppure arrestare per alcuni giorni la propria propagazione. È precisamente questa possibilità di “stagnazione” a fornire, secondo Kikuchi, una spiegazione plausibile dell’allungamento della periodicità mostrato dalla Figura 8.
In questo senso, il passaggio climatologico da circa 40 a circa 50 giorni non deve essere concepito come una semplice diminuzione uniforme della velocità dell’intero sistema. È più corretto interpretarlo come l’effetto aggregato di una maggiore probabilità che gli eventi della tarda estate vengano rallentati o perturbati in alcune fasi del loro ciclo. Bastano infatti uno o più episodi di propagazione lenta o di temporanea stagnazione perché la durata complessiva del ciclo aumenti di diversi giorni. La periodicità spettrale diventa così una misura indiretta della continuità con la quale la struttura convettiva riesce a passare attraverso le differenti fasi della BSISO.
L’estate del 2008, richiamata dallo stesso Kikuchi, rappresenta un esempio particolarmente istruttivo. Durante quella stagione si verificò una serie di eventi BSISO significativi che si susseguirono con notevole regolarità senza importanti fasi di stagnazione; la loro periodicità rimase prossima a 40 giorni per gran parte dell’estate. Questo comportamento sostiene l’interpretazione secondo la quale il ciclo di circa 40 giorni possa rappresentare una scala temporale caratteristica degli eventi che riescono a propagarsi in maniera relativamente continua, mentre valori prossimi o superiori a 50 giorni possono emergere quando l’evoluzione viene rallentata. Su base climatologica, la Figura 8 suggerisce pertanto che gli eventi della prima parte della stagione siano meno frequentemente disturbati nel loro ciclo di vita rispetto agli eventi della tarda estate.
L’origine fisica di questa differenza stagionale deve essere collocata nel contesto dell’evoluzione del monsone asiatico. Tra maggio e ottobre cambiano profondamente la posizione della fascia convettiva climatologica, il gradiente meridionale dell’umidità, la struttura del wind shear verticale, l’intensità dei venti monsonici occidentali, la temperatura superficiale dell’Oceano Indiano e del Pacifico occidentale e la distribuzione della moist static energy. Tutti questi elementi partecipano ai processi che consentono alla convezione della BSISO di rigenerarsi a nord o a est del centro convettivo precedente. Di conseguenza, anche se la geometria fondamentale della propagazione rimane relativamente robusta durante l’estate, come evidenziato dalla Figura 7, la sua efficacia può variare con l’evoluzione del background stagionale. È precisamente questa distinzione tra una struttura spaziale relativamente stabile e una velocità temporale variabile a emergere dal confronto fra le Figure 7 e 8.
Gli studi sulla dinamica della propagazione verso nord forniscono un possibile quadro fisico per interpretare tali rallentamenti. La BSISO dipende da una complessa interazione tra anomalie di convezione, vorticità, umidità e circolazione di fondo. Nell’interpretazione basata sul moisture-convection feedback, ad esempio, l’avvezione orizzontale può produrre anomalie positive di umidità e moist static energy a nord della convezione esistente, predisponendo la regione alla successiva formazione di precipitazioni profonde. La revisione di Kikuchi sottolinea come studi di bilancio della moist static energy abbiano attribuito un ruolo importante all’avvezione nei bassi strati, sebbene rimanga dibattuto se in differenti regioni prevalga maggiormente la componente zonale oppure quella meridionale. Se tale pre-condizionamento dell’ambiente procede rapidamente, la convezione può trasferirsi con continuità verso nord; se l’umidificazione è più debole o viene contrastata dalla circolazione di fondo, la propagazione può rallentare e il ciclo complessivo allungarsi.
Questa interpretazione è coerente anche con la natura multiscala della BSISO evidenziata da Lee et al. (2013). La modalità BSISO1, associata principalmente alla variabilità di 30–60 giorni, rappresenta la propagazione canonica verso nord e nord-est, mentre BSISO2 descrive una componente più rapida di 10–30 giorni, particolarmente attiva durante il periodo pre-monsonico e l’onset. Ciò dimostra che l’atmosfera estiva indo-pacifica non possiede un’unica oscillazione intrastagionale perfettamente separata dalle altre, ma un insieme di modalità interagenti su diverse scale. La Figura 8, concentrandosi su PC1 della modalità BSISO analizzata da Kikuchi, isola una componente dominante, ma il suo spettro relativamente ampio deve essere letto nel contesto di questa complessità dinamica.
Un altro aspetto che merita attenzione riguarda la relazione con la Madden-Julian Oscillation. Le oscillazioni tropicali invernali e quelle estive condividono diverse caratteristiche, ma durante l’estate boreale la migrazione della zona di massima convezione verso l’emisfero settentrionale e l’instaurarsi della circolazione monsonica rendono la BSISO spazialmente più complessa. Lee et al. mostrano che la variabilità estiva si estende molto più lontano dall’equatore e sviluppa una pronunciata propagazione verso nord, motivo per cui i tradizionali indici RMM della MJO non descrivono sempre adeguatamente il comportamento della BSISO. Anche dal punto di vista temporale, quindi, non è corretto attribuire automaticamente alla BSISO la stessa periodicità della MJO: la struttura monsonica introduce processi regionali e stagionali in grado di modulare in maniera significativa la durata degli eventi.
La larghezza della zona di elevata potenza mostrata nel pannello (b) possiede a questo riguardo un significato altrettanto importante del suo massimo. L’energia non è concentrata lungo una sottile linea corrispondente a un unico periodo, ma occupa una fascia relativamente ampia dello spettro intrastagionale. Questa configurazione è tipica di fenomeni atmosferici quasi-periodici nei quali la durata degli eventi varia nel tempo. La BSISO non è pertanto assimilabile a un oscillatore armonico ideale, nel quale ogni ciclo ha esattamente la medesima durata. È invece un modo organizzato di variabilità convettiva capace di manifestare cicli di diversa lunghezza a seconda dello stato dell’atmosfera e dell’oceano e delle interazioni con altri sistemi tropicali.
La distinzione è importante anche dal punto di vista statistico. Parlare di una “periodicità di 50 giorni” non significa che un nuovo episodio debba verificarsi esattamente cinquanta giorni dopo il precedente. Significa piuttosto che, nella serie temporale analizzata, la quantità maggiore di varianza climatologica si concentra intorno a quella scala. Analogamente, il passaggio da 40 a 50 giorni mostrato dalla wavelet deve essere interpretato come uno spostamento della distribuzione probabilistica delle scale temporali dominanti e non come un orologio stagionale deterministico. L’atmosfera tropicale contiene infatti una forte componente caotica e la BSISO interagisce con convezione mesoscalare, onde equatoriali, cicloni tropicali, feedback radiativi e flussi superficiali. Kikuchi sottolinea inoltre che le interazioni multiscala nella dinamica della propagazione della BSISO rappresentano ancora un settore nel quale rimangono importanti questioni aperte.
Questa concezione trova riscontro anche nelle analisi più recenti degli eventi BSISO. Studi che hanno classificato differenti modalità di propagazione hanno mostrato che gli episodi reali possono seguire una traiettoria canonica verso nord-est, rallentare la progressione verso est oppure assumere caratteristiche quasi stazionarie. Strnad e collaboratori, studiando la propagazione delle precipitazioni estreme associate alla BSISO, hanno identificato precisamente modalità nord-orientali, eastward-blocked e stazionarie, mostrando inoltre che le condizioni della temperatura superficiale del Pacifico possono modificare la probabilità relativa di tali comportamenti. Questi risultati rafforzano l’interpretazione della Figura 8: un allungamento della periodicità climatologica può emergere quando aumenta la frequenza di episodi nei quali il ciclo di propagazione viene rallentato o parzialmente bloccato.
L’accordo osservato nel pannello (a) tra lo spettro Fourier e quello wavelet conferisce particolare robustezza al risultato generale. Due metodologie con proprietà matematiche differenti individuano sostanzialmente la stessa regione dello spettro come dominante. Tuttavia, è proprio la rappresentazione wavelet del pannello (b) a impedire un’interpretazione eccessivamente semplicistica del valore medio. Lo spettro di Fourier potrebbe infatti indurre a descrivere la BSISO come un’oscillazione caratterizzata stabilmente da circa 50 giorni; la wavelet mostra invece che tale valore medio nasconde una significativa evoluzione stagionale. Questo costituisce un esempio molto efficace del motivo per cui, nello studio dei sistemi climatici non stazionari, l’analisi tempo-frequenza può fornire informazioni che uno spettro globale non è in grado di rappresentare. Torrence e Compo (1998) svilupparono e sistematizzarono proprio questo tipo di applicazione per le serie geofisiche, dimostrando la capacità delle wavelet di evidenziare variazioni temporali della potenza che sarebbero parzialmente occultate dall’analisi Fourier convenzionale.
La Figura 8 assume inoltre una notevole rilevanza per la prevedibilità sub-stagionale. Le scale di 30–60 giorni occupate dalla BSISO ricadono precisamente nell’intervallo temporale di transizione fra la previsione meteorologica convenzionale e la previsione stagionale. Se l’oscillazione possiede una struttura organizzata capace di persistere e propagarsi per diverse settimane, conoscere la sua fase e la sua velocità evolutiva può offrire informazioni sulla distribuzione futura della convezione e delle precipitazioni nell’Asia monsonica. Al contrario, se un evento entra in una fase di stagnazione, assumere una periodicità climatologica fissa può condurre a una previsione errata della fase successiva. L’utilità degli indici BSISO1 e BSISO2 sviluppati da Lee et al. deriva proprio dalla possibilità di monitorare in tempo reale la posizione del sistema nello spazio di fase e quindi di seguire il suo sviluppo intrastagionale con maggiore efficacia rispetto agli indici costruiti esclusivamente per la MJO.
Il risultato possiede conseguenze anche per la previsione delle fasi attive e di break del monsone. La BSISO costituisce infatti una delle principali sorgenti di modulazione intrastagionale delle precipitazioni sull’Oceano Indiano settentrionale, sull’India, sul Golfo del Bengala, sul Mar Cinese Meridionale e sul Pacifico nord-occidentale. Se la periodicità cambia durante la stagione, anche la frequenza con la quale determinate regioni possono transitare da condizioni convettivamente soppresse a condizioni attive può variare. Una sequenza regolare di eventi di circa 40 giorni produrrebbe un’alternanza relativamente più rapida fra le diverse fasi, mentre episodi rallentati con periodicità prossima a 50 giorni prolungherebbero alcune configurazioni. La Figura 8 fornisce pertanto un elemento fondamentale per comprendere perché il ritmo delle active-break cycles monsoniche non sia perfettamente regolare.
Particolarmente interessante è il collegamento che Kikuchi individua successivamente tra la periodicità di circa 40 giorni all’inizio dell’estate e il ciclo climatologico dell’onset monsonico. La revisione mostra che la componente climatologica della BSISO nel periodo iniziale della stagione presenta proprio una periodicità vicina a 40 giorni, coerente con quanto ricavato dalla Figura 8. Ciò suggerisce che il rapporto tra BSISO e insorgenza del monsone non sia casuale: gli eventi intrastagionali possono contribuire all’instaurarsi delle condizioni convettive tipiche dell’onset e, a loro volta, interagire con la rapida trasformazione del background monsonico.
È tuttavia necessario evitare di attribuire alla Figura 8 una precisione maggiore di quella effettivamente consentita dall’analisi. Essa descrive una climatologia, ossia una media statistica costruita su molti anni. Non implica che ogni estate presenti necessariamente una transizione lineare da 40 a 50 giorni, né che ogni singolo evento della prima parte della stagione sia più rapido di qualsiasi evento della tarda estate. L’esempio del 2008, in cui il periodo rimase vicino a 40 giorni per l’intera estate, dimostra esplicitamente che la variabilità interannuale può essere molto significativa. La figura indica una tendenza climatologica: gli eventi iniziali risultano mediamente meno inclini a interruzioni del ciclo, mentre quelli più tardivi appaiono mediamente più suscettibili a rallentamenti. Tale formulazione probabilistica è molto più appropriata rispetto all’idea di una rigida legge stagionale.
In questa prospettiva, la Figura 8 completa in maniera particolarmente elegante il quadro fornito dalla Figura 7. Quest’ultima mostrava che le caratteristiche fondamentali della propagazione spaziale rimangono relativamente stabili nel corso dell’estate: propagazione verso est nelle vicinanze dell’equatore, verso nord nell’Oceano Indiano settentrionale, nel Mar Cinese Meridionale e nella parte occidentale del Pacifico nord-occidentale, e componente verso ovest nella parte orientale del western North Pacific. La Figura 8 dimostra però che la stabilità della geometria spaziale non equivale a una costanza temporale. La BSISO può mantenere sostanzialmente la medesima organizzazione dinamica e, nello stesso tempo, impiegare quantità differenti di tempo per completare il proprio ciclo.
Questo costituisce forse il significato climatologico più profondo della figura. La BSISO dovrebbe essere interpretata come un sistema organizzato ma flessibile, nel quale la propagazione della convezione deriva da una concatenazione di processi dinamici e termodinamici che devono continuamente rigenerare condizioni favorevoli davanti all’anomalia convettiva. Quando tale concatenazione avviene con continuità, un ciclo completo può svilupparsi in circa 40 giorni. Quando uno dei passaggi viene rallentato dalla distribuzione dell’umidità, dalla struttura della circolazione, dalle condizioni oceaniche o dall’interazione con altre perturbazioni tropicali, la sequenza richiede più tempo e la periodicità apparente si sposta verso 50 giorni o oltre. La frequenza spettrale non rappresenta quindi soltanto una proprietà statistica astratta, ma contiene informazioni sul grado di continuità con cui la BSISO riesce a evolvere attraverso il proprio ciclo di vita.
Nel complesso, la Figura 8 rafforza quindi una concezione moderna della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation come fenomeno quasi-periodico, stagionalmente modulato e intrinsecamente non stazionario. Lo spettro Fourier e quello wavelet concordano nell’individuare una scala climatologica dominante vicina a 50 giorni durante JJASO, ma la decomposizione tempo-frequenza rivela che questo valore medio nasconde un’evoluzione sistematica: circa 40 giorni nella prima parte dell’estate e progressivo allungamento verso circa 50 giorni nella tarda stagione. Tale comportamento è coerente con la banda di 30–60 giorni attribuita alla modalità BSISO1 da Lee et al. (2013), con la teoria secondo cui un ciclo canonico della BSISO può essere completato in circa 40 giorni e con l’osservazione che gli eventi reali possono subire rallentamenti e stagnazioni.
La Figura 8 deve pertanto essere letta non semplicemente come la dimostrazione che “la BSISO dura circa 50 giorni”, ma come l’evidenza che la durata del ciclo è essa stessa una proprietà dinamica della BSISO e può cambiare nel corso della stagione. La periodicità più breve dell’inizio dell’estate sembra riflettere una propagazione mediamente più continua, mentre l’allungamento successivo indica una maggiore probabilità che il ciclo venga rallentato o temporaneamente interrotto. Fourier individua la scala dominante complessiva; la wavelet rivela come questa scala evolva nel tempo. Proprio l’integrazione dei due metodi consente quindi di passare da una semplice descrizione della frequenza dominante a una visione molto più fisica del fenomeno: la BSISO conserva la propria identità intrastagionale, ma il ritmo con cui convezione, circolazione e anomalie di umidità attraversano le diverse fasi del ciclo cambia insieme all’evoluzione del monsone estivo asiatico. È in questa combinazione tra coerenza dinamica e variabilità temporale che risiede uno degli aspetti più caratteristici della BSISO e, allo stesso tempo, una delle principali ragioni della sua importanza per la comprensione e la previsione del clima monsonico sulla scala sub-stagionale.
3.3 Inizio e terminazione della BSISO: persistenza, riattivazione e dipendenza dalla fase nella Figura 9
La Figura 9 introduce un aspetto fondamentale per comprendere la natura della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO): l’oscillazione non deve essere considerata semplicemente come una sequenza regolare di otto fasi che si ripete indefinitamente, ma come un fenomeno intermittente, capace di intensificarsi a partire da uno stato relativamente debole, mantenere per molte fasi un’organizzazione coerente, completare uno o più cicli e infine decadere. Dopo aver mostrato, attraverso le Figure 7 e 8, rispettivamente la relativa robustezza delle caratteristiche di propagazione e la variabilità stagionale della periodicità, Kikuchi (2021) utilizza quindi la Figura 9 per affrontare direttamente la statistica dell’inizio, della persistenza e della terminazione dei singoli eventi BSISO. Il risultato più evidente è che gli episodi già in corso, classificati come successive events, sono molto più numerosi rispetto agli eventi che nascono ex novo, definiti primary events. Questa forte asimmetria statistica dimostra che, una volta raggiunta un’ampiezza significativa, la BSISO possiede una considerevole memoria dinamica e tende a mantenere la propria organizzazione per un intervallo temporale molto più lungo rispetto al tempo necessario alla semplice insorgenza di un nuovo evento.
Per costruire questa statistica, Kikuchi adotta una classificazione concettualmente derivata dagli studi sulla Madden-Julian Oscillation, in particolare da Matthews (2008) e Straub (2013). La distinzione tra evento “primario” ed evento “successivo” nasce infatti dall’esigenza di separare due situazioni fisicamente differenti: nel primo caso un’oscillazione significativa emerge da una condizione nella quale il segnale intrastagionale era precedentemente debole; nel secondo, invece, la nuova fase fa parte della prosecuzione di un’oscillazione già ben organizzata. Straub (2013), studiando l’iniziazione della MJO attraverso l’indice RMM, mostrò che la distinzione è importante perché un evento primario non rappresenta semplicemente un punto arbitrario lungo una traiettoria già esistente: esso identifica il passaggio da uno stato di debole attività a uno stato dinamicamente organizzato. Tuttavia, lo stesso lavoro sottolineava che anche gli eventi primari possono essere preceduti da precursori atmosferici regionali, indicando che “primario” non significa necessariamente privo di qualsiasi antecedente dinamico.
Nel caso specifico della BSISO, un primary event viene identificato quando l’ampiezza normalizzata dell’indice BSISO passa da un valore inferiore a 1 a un valore superiore a 1 all’interno di una determinata fase e successivamente rimane uguale o superiore a tale soglia per almeno cinque fasi, cioè per più della metà di un intero ciclo BSISO. La condizione delle cinque fasi è particolarmente importante perché impedisce di classificare come evento primario una breve escursione dell’indice al di sopra della soglia, assicurando invece che la crescita dell’ampiezza dia origine a un episodio sufficientemente persistente da rappresentare una vera manifestazione dell’oscillazione. Un successive event, al contrario, viene identificato quando l’ampiezza normalizzata è almeno pari a 1 sia nelle due fasi precedenti sia nelle due successive alla fase considerata. La terminazione viene infine individuata quando un evento primario o successivo perde la propria intensità e l’ampiezza normalizzata scende nuovamente al di sotto di 1. La Figura 9 rappresenta quindi non soltanto il numero di volte in cui una determinata fase viene attraversata, ma la frequenza con cui quella fase è associata a tre differenti stati del ciclo di vita della BSISO: nascita, persistenza e cessazione.
Questa precisazione metodologica consente anche di interpretare correttamente la grande differenza fra le barre bianche e quelle nere o grigie. Le barre bianche, associate agli eventi successivi, raggiungono valori dell’ordine di circa 90 occorrenze in quasi tutte le fasi, mentre quelle degli eventi primari e terminali sono molto più basse. Ciò non significa che esistano semplicemente “molti più tipi” di eventi successivi: uno stesso episodio BSISO, quando persiste a lungo, può contribuire alla statistica degli eventi successivi in numerose fasi consecutive e persino attraversare più di un ciclo completo. Di conseguenza, l’abbondanza delle barre bianche misura soprattutto la persistenza interna dell’oscillazione. Una volta che la BSISO supera una determinata soglia di organizzazione, la probabilità che il sistema continui a essere riconoscibile nelle fasi successive è elevata. Kikuchi sottolinea che il tempo caratteristico di decadimento, o e-folding time, dell’indice BSISO è di circa 36 giorni, un valore notevole che conferma la capacità del fenomeno di conservare memoria su scale temporali di diverse settimane.
La Figura 9 rappresenta pertanto una conferma statistica di quanto emergeva già dalle analisi spettrali della Figura 8. Se la BSISO fosse costituita prevalentemente da impulsi convettivi indipendenti e rapidamente dissipativi, ci si aspetterebbe una frequenza relativamente elevata di eventi primari e una quantità molto minore di eventi successivi. Accade invece l’opposto: gli eventi successivi dominano nettamente la distribuzione. La BSISO appare quindi come una struttura convettivo-dinamica dotata di una certa capacità di auto-organizzazione e di persistenza. La periodicità di circa 40–50 giorni osservata nella Figura 8 non deriva semplicemente dal ripetersi casuale di perturbazioni tropicali, ma dalla presenza di eventi capaci di evolvere coerentemente attraverso molte fasi dello spazio BSISO. Questa interpretazione è coerente con la ricostruzione del ciclo composito: la convezione nasce tipicamente sull’Oceano Indiano centrale nella fase 1, si intensifica e si allunga nella fase 2, sviluppa successivamente rami propaganti verso nord e verso est e raggiunge nelle fasi 4–5 una configurazione diagonale caratteristica, estesa dall’Asia meridionale verso il Pacifico occidentale; nelle fasi 6–8 il ramo dell’Oceano Indiano decade progressivamente, mentre quello del western North Pacific continua a evolvere verso nord-ovest.
L’elemento forse più interessante della Figura 9 non è tuttavia soltanto la predominanza degli eventi successivi, ma la loro distribuzione non perfettamente uniforme fra le otto fasi. Kikuchi rileva che il numero degli eventi successivi risulta relativamente inferiore nelle fasi 1, 2, 4 e 8. La diminuzione in queste fasi suggerisce che esse costituiscano punti del ciclo nei quali la continuità della BSISO è più vulnerabile. Le fasi 1–2 sono associate alla riattivazione della convezione sull’Oceano Indiano, mentre intorno alla fase 4 il sistema attraversa una delle transizioni spaziali più complesse del proprio ciclo, quando il ramo propagante verso nord occupa gran parte del subcontinente indiano e la componente propagante verso est raggiunge il Pacifico occidentale. La fase 8 rappresenta invece una fase avanzata del decadimento del precedente episodio nel western North Pacific, immediatamente prima della possibile ricostituzione del segnale sull’Oceano Indiano. La diminuzione degli eventi successivi in tali settori dello spazio di fase indica quindi che la BSISO non possiede la stessa probabilità di sopravvivenza in ogni momento del proprio ciclo.
Questo risultato introduce il concetto di barriere dinamiche alla propagazione e alla riattivazione. Una delle più importanti è rappresentata dal Maritime Continent, la complessa regione comprendente Indonesia, Nuova Guinea e numerose isole circostanti che separa l’Oceano Indiano dal Pacifico occidentale. Kikuchi suggerisce che la diminuzione degli eventi successivi durante il trasferimento dall’Oceano Indiano verso il western North Pacific possa essere almeno in parte associata a questa regione. Il cosiddetto “Maritime Continent barrier effect” è stato studiato soprattutto nel contesto della MJO. Kerns e Chen (2016), attraverso il tracciamento delle precipitazioni su larga scala, mostrarono che soltanto una parte degli eventi propaganti riesce a attraversare completamente il Maritime Continent; nel loro campione invernale, 24 dei 42 sistemi propaganti identificati attraversavano l’intera regione, mentre numerosi altri si indebolivano o si dissipavano prima di raggiungere il Pacifico occidentale. Sebbene MJO e BSISO non siano fenomeni identici e la geometria della propagazione estiva sia molto più complessa, il risultato dimostra quanto il Maritime Continent possa rappresentare una regione critica per la continuità della convezione tropicale intrastagionale.
La ragione di questa difficoltà è fisicamente complessa. Il Maritime Continent non costituisce un ostacolo puramente geografico: la distribuzione estremamente frammentata di terra e oceano genera intensissimi cicli diurni della convezione, forti gradienti termici, effetti orografici e una complessa riorganizzazione dei flussi di umidità. L’envelope convettivo di una oscillazione intrastagionale può quindi indebolirsi durante il passaggio, perdere coerenza oppure riorganizzarsi al di là dell’arcipelago. Gli studi sulla MJO hanno dimostrato che gli eventi capaci di attraversare il Maritime Continent e quelli che vi si arrestano possono presentare evoluzioni sostanzialmente differenti, rendendo questa regione una delle principali fonti di incertezza per la previsione sub-stagionale. Nel contesto della Figura 9, questa problematica aiuta a comprendere perché un ciclo BSISO non debba necessariamente attraversare tutte le otto fasi con uguale probabilità.
La distribuzione degli eventi primari, rappresentati dalle barre nere, fornisce informazioni complementari. La variabilità fra una fase e l’altra è considerevolmente maggiore rispetto a quella osservata per gli eventi successivi e, soprattutto, rispetto agli eventi di terminazione. La Figura 9 mostra una particolare abbondanza di eventi primari in fase 1, mentre alcune altre fasi presentano frequenze decisamente inferiori. Tale comportamento è coerente con la climatologia della BSISO: la fase 1 corrisponde infatti all’apparizione della principale anomalia convettiva sull’Oceano Indiano centrale, cioè proprio alla regione che costituisce uno dei luoghi privilegiati di riattivazione del ciclo. È tuttavia essenziale interpretare questa preferenza in senso probabilistico. La BSISO non è obbligata a iniziare in fase 1 e la presenza di eventi primari nelle altre fasi lo dimostra chiaramente. Lo spazio di fase costituisce una rappresentazione ridotta di un sistema atmosferico multidimensionale e un nuovo evento può acquisire ampiezza significativa in differenti punti della traiettoria.
La maggiore deviazione standard degli eventi primari indicata nella didascalia della Figura 9 possiede proprio questo significato: l’iniziazione è maggiormente dipendente dalla fase rispetto alla terminazione. Le linee tratto-punto rappresentano il numero medio degli eventi attraverso le otto fasi, mentre le linee puntinate delimitano una deviazione standard rispetto alla media. Gli eventi primari mostrano variazioni più ampie da una fase all’altra, indicando che determinate configurazioni della BSISO sono statisticamente più favorevoli alla formazione di un nuovo episodio. Al contrario, le terminazioni risultano più uniformemente distribuite. Il numero medio di eventi primari e di terminazione è uguale, come indicato esplicitamente dagli autori: nel quadro della classificazione adottata, questa uguaglianza riflette il bilancio statistico fra l’inizio e la fine delle sequenze individuate. Ciò che differisce non è quindi il numero medio, ma il modo in cui inizi e terminazioni sono distribuiti lungo il ciclo.
Questa asimmetria suggerisce che la formazione di una BSISO significativa richieda condizioni ambientali più selettive rispetto a quelle necessarie al suo decadimento. L’iniziazione implica infatti la crescita coordinata di un’anomalia convettiva di grande scala a partire da un segnale inizialmente debole, e richiede quindi un ambiente sufficientemente umido, instabile e dinamicamente favorevole. La terminazione può invece verificarsi attraverso numerosi percorsi differenti: perdita del rifornimento di umidità, indebolimento della convergenza nei bassi strati, cambiamento del wind shear, interazione con strutture sinottiche, trasferimento non riuscito fra differenti bacini oppure deterioramento della coerenza fra circolazione e convezione. È quindi fisicamente plausibile che l’iniziazione presenti una dipendenza più marcata da alcune configurazioni preferenziali dello spazio di fase, mentre la cessazione possa avvenire in una gamma più ampia di condizioni.
La letteratura sulla MJO fornisce un utile termine di confronto. Straub (2013) mostrò che gli eventi primari sull’Oceano Indiano possono essere preceduti da anomalie dinamiche riconoscibili diversi giorni prima della crescita della convezione profonda, comprese anomalie dei venti troposferici e convezione soppressa sul Pacifico occidentale. Ciò significa che l’iniziazione apparentemente “spontanea” può in realtà essere preparata da processi atmosferici a scala regionale che non sono ancora sufficientemente intensi per far superare all’indice la soglia convenzionale di attività. La distinzione statistica fra eventi primari e successivi è dunque estremamente utile, ma non deve essere interpretata come una separazione assoluta fra episodi “senza memoria” e episodi “con memoria”: anche i primi possono risentire dell’eredità dinamica dello stato atmosferico precedente.
Per la BSISO, il problema della riattivazione sull’Oceano Indiano è ancora più interessante. Kikuchi osserva che, diversamente dalla MJO, per la quale sono stati individuati segnali circumnaviganti capaci in alcuni casi di favorire la successiva riattivazione, nella BSISO tali segnali globali sono meno pronunciati. La letteratura ha pertanto attribuito maggiore importanza ai meccanismi regionali associati alla circolazione monsonica asiatica. Jiang e Li (2005), ad esempio, proposero che la convezione soppressa sull’Oceano Indiano equatoriale orientale, interpretabile come parte terminale del precedente ciclo BSISO, possa produrre una risposta atmosferica di tipo Gill che, interagendo con la circolazione monsonica di fondo, favorisce la convergenza nello strato limite sull’Oceano Indiano occidentale. Questa convergenza precondiziona l’ambiente per lo sviluppo della nuova convezione, creando quindi un possibile collegamento dinamico fra la terminazione di un ciclo e l’iniziazione del successivo.
Ne deriva una considerazione importante per l’interpretazione delle barre bianche della Figura 9. La forte abbondanza di eventi successivi potrebbe essere letta non soltanto come prova della persistenza di un singolo envelope convettivo, ma anche come indicazione che un ciclo BSISO può contribuire attivamente a preparare quello successivo. La terminazione non rappresenterebbe sempre una perdita completa della memoria del sistema. La convezione soppressa, le anomalie di circolazione e le anomalie oceaniche lasciate dal ciclo precedente possono modificare l’ambiente nel quale emergerà l’episodio successivo. Kikuchi richiama, ad esempio, lavori nei quali la risposta alla precedente convezione soppressa genera convergenza nei bassi strati, così come studi che attribuiscono un ruolo alla propagazione verso nord della precedente anomalia convettiva e all’interazione con la circolazione media monsonica.
L’oceano può fornire un’altra forma di memoria. Durante il passaggio delle fasi attive e soppresse della BSISO cambiano la copertura nuvolosa, la radiazione solare incidente, la velocità del vento superficiale, l’evaporazione e il mescolamento dello strato oceanico superiore. Come descritto nel ciclo composito della BSISO, le anomalie positive della temperatura superficiale marina tendono a precedere la convezione di circa un quarto di ciclo. Questa relazione significa che l’oceano non è soltanto un substrato passivo sul quale si sposta la convezione, ma può accumulare e restituire energia su scale intrastagionali. Il periodo di convezione soppressa può consentire un maggiore riscaldamento superficiale; tale anomalia termica può successivamente contribuire all’aumento dei flussi di calore e umidità e alla destabilizzazione della bassa troposfera, rendendo nuovamente favorevole l’ambiente alla convezione. In questa prospettiva, la ripetizione degli eventi osservata nella Figura 9 può essere considerata il risultato di una memoria combinata atmosfera-oceano.
Una prospettiva complementare viene dagli studi modellistici sui processi di iniziazione e terminazione. Yang et al. (2019), utilizzando un modello zonalmente simmetrico accoppiato a uno strato limite atmosferico dinamico, riuscirono a simulare episodi BSISO che si originavano vicino all’equatore, propagavano verso nord a circa un grado di latitudine al giorno e terminavano intorno a 20°N. Nel loro quadro teorico, la propagazione dipendeva fortemente dall’evoluzione delle anomalie di umidità, mentre l’iniziazione emergeva quando il bilancio fra divergenza e convergenza associate alle differenti componenti barocline della circolazione diventava favorevole all’intensificazione convettiva. La terminazione era invece favorita dall’indebolimento dell’asimmetria dei venti meridionali e dalla presenza di un gradiente di umidità sfavorevole davanti al centro convettivo. Questo risultato è particolarmente utile per interpretare la Figura 9 perché mostra che “inizio” e “fine” possono essere manifestazioni di differenti configurazioni del bilancio dinamico e termodinamico, e non semplicemente attraversamenti casuali della soglia dell’indice.
Le ricerche più recenti confermano l’importanza decisiva dell’umidità nella distinzione fra eventi che riescono a proseguire e sistemi che rallentano o si arrestano. Ghatak e Sukhatme (2025), confrontando episodi BSISO propaganti e non propaganti sull’Asia meridionale, hanno mostrato che una propagazione robusta richiede una sequenza di processi. Dopo l’iniziazione sull’Oceano Indiano equatoriale, l’anomalia convettiva raggiunge il Mar Arabico meridionale quando i venti anomali della BSISO riescono a umidificare sufficientemente la libera troposfera; il wind shear orientale tipico della circolazione monsonica e il tilting della vorticità contribuiscono poi a organizzare la circolazione in modo tale da trasportare ulteriore umidità verso il subcontinente indiano. Negli eventi non propaganti, l’umidificazione è più debole, la risposta vorticosa è meno sviluppata e la convezione tende ad arrestarsi prima di raggiungere circa 15°N.
Questo risultato moderno offre una chiave di lettura estremamente interessante della distinzione mostrata nella Figura 9 fra successive e termination events. Un evento successivo rappresenta statisticamente una fase nella quale la struttura ha mantenuto un’ampiezza significativa, ma fisicamente ciò implica che i processi necessari alla propagazione hanno continuato a funzionare: l’atmosfera davanti alla convezione è stata sufficientemente umidificata, la circolazione anomala ha mantenuto una configurazione favorevole e il sistema è riuscito a rigenerare nuova convezione. Un evento terminale rappresenta invece il punto nel quale questa concatenazione perde efficacia. La soglia dell’indice scende sotto 1, ma dietro quel semplice criterio numerico può esistere una perdita molto più complessa di coerenza fra umidità, vorticità, circolazione e convezione.
In questa prospettiva, la differenza fra le otto fasi assume un significato fisico e non soltanto statistico. Ogni fase colloca infatti la convezione principale e le anomalie di circolazione in regioni climaticamente differenti. In fase 1 la nuova convezione emerge sull’Oceano Indiano centrale; nella fase 3 il segnale comincia a separarsi in una componente diretta verso nord e una verso est; nelle fasi 4–5 il sistema coinvolge simultaneamente l’India, l’Oceano Indiano settentrionale, il Mar Cinese Meridionale e progressivamente il Pacifico occidentale; nella fase 6 il ramo dell’Oceano Indiano tende a decadere mentre la convezione del western North Pacific diventa dominante; nelle fasi 7–8 quest’ultima continua verso nord-ovest e progressivamente si indebolisce. Attraversare queste regioni significa interagire con differenti condizioni di SST, umidità, orografia, wind shear, circolazione monsonica e ciclo diurno. Non sorprende quindi che la probabilità di mantenere l’oscillazione non sia identica in tutte le fasi.
La Figura 9 mostra inoltre perché sia opportuno distinguere fra periodicità media e continuità dei singoli eventi. Nella Figura 8 la BSISO mostrava una periodicità climatologica prossima a 50 giorni, con valori più vicini a 40 giorni all’inizio dell’estate e un progressivo allungamento nella parte finale della stagione. Kikuchi attribuiva parte di questa variazione alla presenza di eventi che possono subire rallentamenti o fasi di stagnazione. La Figura 9 fornisce il complemento statistico di tale interpretazione: la probabilità di continuare attraverso il ciclo è elevata ma non uniforme e, in determinati passaggi, il sistema può perdere ampiezza. Di conseguenza, due BSISO con struttura spaziale simile possono avere longevità e periodicità molto differenti a seconda della continuità con cui riescono ad attraversare queste regioni critiche dello spazio di fase.
Lo stesso quadro aiuta a comprendere perché la BSISO presenti una marcata variabilità inter-evento. Studi recenti hanno dimostrato che non tutti gli episodi seguono la propagazione canonica verso nord-est: esistono eventi che rimangono quasi stazionari oppure nei quali la componente di propagazione verso est viene fortemente ostacolata. Ciò significa che la traiettoria climatologica attraverso le otto fasi rappresenta un comportamento statisticamente preferenziale, non una sequenza obbligatoria. Un episodio può rallentare, perdere coerenza o terminare prima di completare il ciclo, mentre altri possono completarne più di uno. Tale diversità contribuisce precisamente alla distribuzione osservata nella Figura 9 e spiega perché gli eventi successivi siano molto numerosi senza che la BSISO possa essere descritta come un oscillatore perfettamente periodico.
Dal punto di vista della previsione sub-stagionale, questo risultato è di grande importanza. Sapere che un indice BSISO si trova in una determinata fase non è sufficiente: occorre anche stabilire se l’episodio possiede una struttura sufficientemente robusta da continuare a propagarsi o se sta entrando in condizioni favorevoli alla terminazione. Un modello che riproduca correttamente la posizione dell’oscillazione nello spazio di fase ma ne sottostimi l’umidificazione preconvettiva o rappresenti male il passaggio attraverso il Maritime Continent potrebbe far terminare artificialmente il segnale oppure, al contrario, mantenerlo troppo a lungo. La distinzione tra eventi propaganti e non propaganti documentata da Ghatak e Sukhatme (2025) dimostra quanto queste differenze possano dipendere da processi fisici specifici e quanto sia quindi necessario rappresentare correttamente la dinamica dell’umidità e della vorticità nei modelli.
La Figura 9 consente infine di cogliere un aspetto più generale della natura stessa della BSISO. Il fenomeno presenta contemporaneamente memoria e intermittency. La memoria è testimoniata dall’enorme predominanza degli eventi successivi: una volta formatasi, la struttura tende a persistere per settimane, coerentemente con un tempo di decadimento dell’ordine di 36 giorni. L’intermittenza emerge invece dalla variabilità degli eventi primari, dalle differenze tra le fasi e dalla possibilità di terminazione in differenti punti del ciclo. Queste due proprietà non sono contraddittorie. Un sistema atmosferico può essere fortemente organizzato quando attivo e, allo stesso tempo, avere una probabilità non uniforme di nascere o sopravvivere alle diverse transizioni.
Nel complesso, la Figura 9 rappresenta quindi molto più di una semplice distribuzione del numero degli eventi nelle otto fasi. Essa dimostra che il ciclo di vita della BSISO possiede una struttura statistica profondamente asimmetrica: l’insorgenza è relativamente rara e fortemente dipendente dalla fase, la persistenza è di gran lunga lo stato più comune una volta raggiunta un’ampiezza significativa, mentre la terminazione può verificarsi in numerosi punti del ciclo ed è distribuita più uniformemente rispetto all’iniziazione. La forte presenza di eventi successivi indica che la BSISO tende a conservare la propria organizzazione e spesso a completare una parte considerevole, o persino più di uno, dei propri cicli; la diminuzione delle occorrenze successive nelle fasi 1, 2, 4 e 8 individua invece transizioni nelle quali la continuità risulta più vulnerabile, in particolare durante la riattivazione sull’Oceano Indiano e il trasferimento fra l’Oceano Indiano e il Pacifico occidentale.
La Figura 9 rafforza pertanto la concezione della BSISO come una modalità convettivo-dinamica quasi-periodica dotata di memoria ma non autosufficiente. Una volta organizzata, essa può persistere grazie ai feedback fra convezione, umidità, circolazione nei bassi strati, vorticità e oceano; tuttavia, la continuità di questi feedback deve essere continuamente ristabilita mentre il sistema attraversa regioni molto differenti dell’Indo-Pacifico. Quando tale concatenazione funziona, l’episodio rimane un evento successivo e prosegue attraverso lo spazio di fase; quando viene meno, l’ampiezza decade e il ciclo termina. Quando, infine, le condizioni sull’Oceano Indiano o in altri settori diventano nuovamente favorevoli, un nuovo evento primario può emergere. Le ricerche da Straub (2013) a Kikuchi (2021), fino agli studi dinamici più recenti di Ghatak e Sukhatme (2025), convergono così verso una visione nella quale iniziazione, propagazione e terminazione non sono tre processi indipendenti, ma differenti manifestazioni dello stesso equilibrio evolutivo fra umidità, convezione e circolazione monsonica. La Figura 9 rende questa idea particolarmente evidente: la BSISO non segue passivamente un ciclo prestabilito, ma deve continuamente “sostenere” la propria propagazione, ed è proprio la capacità o l’incapacità di farlo a determinare se un episodio nasce, continua oppure termina.
3.3 Iniziazione e terminazione della BSISO
L’iniziazione, la persistenza e la terminazione della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation rappresentano aspetti fondamentali per comprendere la natura fisica della variabilità intrastagionale estiva nel settore indo-pacifico. Le analisi composite del ciclo di vita della BSISO e gli spettri discussi nelle sezioni precedenti mostrano infatti che l’oscillazione tende a ripresentarsi su scale temporali di alcune decine di giorni, ma ciò non implica l’esistenza di un ciclo perfettamente periodico o autosostenuto. La BSISO deve essere interpretata piuttosto come una modalità convettivo-dinamica quasi-periodica, capace di emergere da uno stato relativamente debole, organizzarsi progressivamente, propagarsi attraverso l’Oceano Indiano e il Pacifico nord-occidentale, persistere per uno o più cicli e infine decadere. Kikuchi (2021) affronta esplicitamente questo problema distinguendo gli eventi BSISO in eventi “primari” e “successivi”, adattando alla stagione estiva un approccio già utilizzato nello studio dell’iniziazione della Madden-Julian Oscillation. Questa distinzione permette di separare gli episodi nei quali una nuova oscillazione emerge senza essere immediatamente preceduta da un’altra BSISO significativa da quelli che rappresentano invece la continuazione di un evento già organizzato.
Il criterio utilizzato per definire un evento primario è volutamente restrittivo. L’ampiezza normalizzata dell’indice BSISO deve passare da un valore inferiore a 1 a un valore superiore a 1 in una determinata fase e deve successivamente rimanere almeno pari a 1 per un minimo di cinque fasi, cioè per più della metà di un ciclo completo della BSISO. In questo modo vengono escluse oscillazioni brevi o aumenti temporanei dell’ampiezza che non riescono a trasformarsi in un fenomeno intrastagionale coerente. Gli eventi successivi sono invece identificati quando l’ampiezza rimane almeno pari alla soglia sia nelle due fasi precedenti sia nelle due successive rispetto alla fase considerata. Un evento di terminazione viene infine definito quando l’ampiezza di una BSISO primaria o successiva scende nuovamente sotto la soglia unitaria. La classificazione è quindi costruita non soltanto sull’intensità istantanea del segnale, ma sulla sua continuità temporale, elemento indispensabile per distinguere un’autentica oscillazione propagante dalle fluttuazioni convettive di breve durata.
Questa impostazione riprende concettualmente gli studi di Matthews (2008) e soprattutto di Straub (2013) sull’iniziazione della MJO. La distinzione fra eventi primari e successivi è importante perché le due categorie non rappresentano semplicemente episodi di diversa intensità, ma differenti condizioni dinamiche iniziali. Un evento primario deve sviluppare un’organizzazione su larga scala partendo da una configurazione nella quale l’oscillazione non è ancora significativa; un evento successivo eredita invece parte della struttura dinamica, termodinamica e convettiva del ciclo precedente. Nel sistema tropicale, perciò, la memoria atmosferica e oceanica può rendere molto più facile la prosecuzione di un’oscillazione già stabilita rispetto alla formazione ex novo di un evento coerente. È proprio questa differenza a emergere nettamente dalla Figura 9, nella quale gli eventi successivi risultano molto più frequenti degli eventi primari. Kikuchi interpreta questa predominanza come indicazione del fatto che, una volta iniziato, un evento BSISO significativo tende normalmente a persistere per un intervallo temporale considerevole.
La persistenza della BSISO è quantificata anche dal suo tempo medio di decadimento esponenziale, stimato da Kikuchi et al. (2017) in circa 36 giorni sulla base dell’indice BSISO. Si tratta di una scala temporale molto lunga rispetto ai sistemi meteorologici sinottici e perfettamente coerente con la natura sub-stagionale dell’oscillazione. Questo valore non significa che ogni evento duri esattamente 36 giorni, bensì che la memoria statistica dell’indice diminuisce lentamente, permettendo a una perturbazione ben organizzata di influenzare l’evoluzione atmosferica per diverse settimane. Tale persistenza contribuisce a spiegare perché la BSISO costituisca una delle principali sorgenti di prevedibilità nel cosiddetto “prediction gap” compreso fra la meteorologia deterministica di pochi giorni e la previsione stagionale. Le stime di prevedibilità riportate nella stessa revisione raggiungono infatti diverse settimane e dipendono anche dall’intensità iniziale dell’evento, con episodi più robusti generalmente più prevedibili.
La predominanza statistica degli eventi successivi non implica tuttavia che la BSISO riesca sempre a completare il proprio ciclo. Il numero degli eventi successivi diminuisce relativamente nelle fasi 1, 2, 4 e 8, suggerendo che esistano punti del ciclo nei quali la probabilità di interruzione aumenta. Kikuchi collega tali diminuzioni soprattutto a due momenti delicati: la riattivazione della convezione sull’Oceano Indiano e il trasferimento del segnale dall’Oceano Indiano verso il Pacifico nord-occidentale. Queste transizioni implicano una profonda riorganizzazione della convezione e della circolazione e richiedono che le anomalie di umidità, vorticità e convergenza nei bassi strati vengano rigenerate in regioni geograficamente differenti. Se questo processo non avviene con sufficiente efficacia, il segnale può indebolirsi fino a scendere al di sotto della soglia utilizzata per definire una BSISO significativa.
Particolarmente importante è il trasferimento attraverso il Maritime Continent, una regione caratterizzata da una complessa distribuzione di isole, mari poco profondi, rilievi montuosi e intensissimi cicli diurni della convezione. Kikuchi richiama a questo proposito il cosiddetto Maritime Continent barrier effect, ben documentato negli studi sulla MJO. La frammentazione terra-oceano e l’orografia possono interferire con la propagazione organizzata della convezione intrastagionale, favorendone in alcuni casi il rallentamento o la dissipazione prima che essa raggiunga il Pacifico occidentale. Nel caso della BSISO il problema è ulteriormente complicato dalla presenza della propagazione verso nord e dalla forte interazione con la circolazione monsonica asiatica. La diminuzione degli eventi successivi durante alcune delle fasi intermedie può quindi essere interpretata come espressione statistica di una vera e propria vulnerabilità dinamica del sistema durante la transizione fra i due grandi bacini tropicali.
La longevità degli eventi primari, discussa successivamente attraverso la Figura 10, rafforza questa interpretazione. Ogni evento primario, per definizione, deve attraversare almeno cinque fasi; tuttavia, la durata media risulta di circa 11 fasi, il che implica che la maggior parte degli eventi BSISO significativi riesce mediamente a completare più di un intero ciclo nello spazio di fase. Gli episodi più longevi mostrano inoltre una certa preferenza per l’iniziazione nelle fasi 1 e 2, mentre quelli che iniziano in fase 6 tendono mediamente ad avere una durata minore. Kikuchi invita però alla cautela nell’attribuire un significato dinamico definitivo a queste differenze, poiché il numero di eventi primari varia anch’esso fra le fasi: laddove il campione è più numeroso, aumenta inevitabilmente la probabilità statistica di includere qualche evento eccezionalmente lungo. Rimane pertanto aperta la questione se tali differenze siano prodotte da autentici meccanismi fisici o riflettano in parte la struttura del campionamento.
Il caso più estremo riportato nello studio è quello dell’estate 2008, durante la quale una sequenza BSISO eccezionalmente persistente rimase riconoscibile dalla metà di aprile alla metà di novembre, attraversando circa 40 fasi. Un evento di questa durata mostra con particolare chiarezza che la BSISO non è necessariamente limitata a un singolo ciclo di 40–50 giorni: quando le condizioni atmosferiche e oceaniche rimangono favorevoli, l’oscillazione può rigenerarsi ripetutamente e mantenere una struttura coerente per gran parte dell’estate estesa. Questo episodio è inoltre coerente con l’analisi spettrale discussa nella sezione precedente, secondo la quale nell’estate 2008 gli eventi si susseguirono con una periodicità relativamente regolare vicina ai 40 giorni e senza marcate fasi di stagnazione. La longevità eccezionale del 2008 suggerisce dunque che la persistenza di una BSISO non dipenda semplicemente dalla durata di una singola anomalia convettiva, ma dalla capacità dell’intero sistema atmosfera-oceano di rigenerare ciclicamente le condizioni favorevoli alla nuova convezione.
Il problema centrale diventa allora spiegare perché un evento BSISO già avvenuto favorisca così spesso la formazione del successivo. È proprio questo aspetto a rendere l’iniziazione della BSISO particolarmente interessante. Nel caso della MJO invernale sono stati identificati segnali atmosferici circumnaviganti capaci di propagarsi attorno ai tropici e contribuire alla riattivazione della convezione sull’Oceano Indiano. Per la BSISO, al contrario, Kikuchi sottolinea che tali segnali globali sono generalmente meno evidenti. La letteratura ha quindi rivolto maggiore attenzione a processi regionali interni al sistema monsonico asiatico, nei quali la fine di un episodio crea direttamente le condizioni dinamiche necessarie alla nascita del successivo. Questa differenza rafforza l’idea che la BSISO non sia semplicemente la versione estiva della MJO, ma una modalità la cui dinamica è profondamente condizionata dal background monsonico dell’emisfero settentrionale.
Uno dei meccanismi più influenti è stato proposto da Jiang e Li (2005). Attraverso analisi osservazionali e simulazioni idealizzate, gli autori suggerirono che la convezione soppressa presente sull’Oceano Indiano equatoriale orientale durante una fase avanzata della BSISO possa generare una risposta atmosferica assimilabile alla soluzione classica di Gill. Inserita nella circolazione media del monsone asiatico, questa risposta determina una configurazione favorevole alla convergenza nello strato limite sull’Oceano Indiano occidentale. La convergenza favorisce l’accumulo di aria calda e umida nei bassi strati, riduce progressivamente la stabilità atmosferica e prepara la regione alla formazione di nuova convezione profonda. In questa interpretazione, dunque, la convezione soppressa del ciclo precedente non rappresenta semplicemente la fine dell’evento, ma costituisce parte integrante del meccanismo capace di innescare il successivo.
Il concetto è fisicamente molto importante perché trasforma la BSISO da una semplice successione di anomalie indipendenti in un sistema dotato di memoria interna. La fase soppressa non è dinamicamente neutra: attraverso la risposta della circolazione tropicale può produrre convergenza a distanza, modificare i venti nei bassi strati e predisporre nuove regioni alla convezione. Seo e Song (2012) svilupparono ulteriormente questa prospettiva, attribuendo un ruolo importante alla risposta atmosferica alla precedente convezione soppressa e interpretando la generazione della convergenza nei bassi strati anche attraverso considerazioni di vorticità potenziale. In tal modo la riattivazione sull’Oceano Indiano appare come il risultato della continuità dinamica fra la fase terminale del ciclo precedente e la fase iniziale del successivo, anziché come un processo indipendente e casuale.
Un secondo gruppo di studi ha enfatizzato invece il ruolo della stessa propagazione verso nord della convezione precedente. Drbohlav e Wang (2005) e Bellon e Sobel (2008), utilizzando modelli idealizzati latitudine-altezza, mostrarono che quando il nucleo convettivo della BSISO raggiunge latitudini relativamente settentrionali, intorno a 20°N, l’interazione fra la circolazione associata all’oscillazione, il moto verticale climatologico e il wind shear verticale monsonico può produrre una configurazione di divergenza barotropica a sud dell’equatore. Questa divergenza nella libera troposfera induce, attraverso l’aggiustamento dinamico, convergenza nello strato limite; quest’ultima favorisce l’accumulo di umidità e infine la formazione di nuove precipitazioni tropicali. In questa prospettiva, mentre il vecchio evento migra verso nord e si avvicina alla propria fase terminale, contribuisce dinamicamente a predisporre l’area equatoriale alla rinascita del successivo. Kikuchi considera questo processo uno dei principali candidati per spiegare la tendenza della BSISO a ripetersi.
Il quadro moderno della dinamica della BSISO attribuisce inoltre un ruolo crescente all’umidità troposferica e alla moist static energy. Numerose analisi di bilancio hanno mostrato che la propagazione verso nord è strettamente collegata alla formazione di anomalie positive di umidità e di energia statica umida davanti al nucleo convettivo. L’avvezione orizzontale nei bassi strati può predisporre la regione settentrionale alla convezione prima dell’arrivo del massimo delle precipitazioni, rendendo possibile la propagazione del sistema. La revisione di Kikuchi riassume diversi studi — tra cui Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020) — che convergono sull’importanza del trasporto di umidità, pur differendo nell’attribuzione del peso relativo all’avvezione zonale e meridionale.
Questa interpretazione riceve un forte sostegno da risultati più recenti. Ghatak e Sukhatme (2025) hanno confrontato direttamente eventi BSISO capaci di propagarsi verso nord sull’Asia meridionale con eventi che, dopo essersi sviluppati sull’Oceano Indiano equatoriale, tendono invece ad arrestarsi. Gli autori mostrano che la propagazione efficace richiede un processo multistadio: inizialmente i venti anomali della BSISO umidificano la libera troposfera sul Mar Arabico meridionale attraverso l’avvezione orizzontale dell’umidità di fondo; successivamente, l’interazione fra il wind shear orientale del monsone e il gradiente meridionale del moto verticale anomalo genera un contributo di tilting della vorticità che organizza una circolazione favorevole al trasporto di ulteriore umidità verso l’Asia meridionale. Negli eventi non propaganti, l’umidificazione sul Mar Arabico è troppo debole, la struttura vorticosa rimane meno sviluppata e la convezione tende a fermarsi prima di raggiungere circa 15°N. Questo risultato moderno fornisce un supporto fisico diretto all’idea che la continuazione o la terminazione della BSISO dipenda dalla capacità del sistema di mantenere una catena coerente di feedback fra umidità, vorticità e circolazione.
L’oceano rappresenta un ulteriore elemento di memoria e di precondizionamento. Le osservazioni mostrano da tempo che le anomalie della temperatura superficiale marina evolvono in modo coerente con la convezione della BSISO e che anomalie positive di SST tendono generalmente a precedere il massimo convettivo di circa un quarto di ciclo. Durante una fase convettivamente soppressa, la minore copertura nuvolosa aumenta la radiazione solare assorbita dall’oceano, mentre venti relativamente deboli limitano la perdita di calore latente e il rimescolamento dello strato superficiale; il risultato può essere un progressivo riscaldamento della superficie marina. Quando la convezione ritorna, l’aumento dei venti, dell’evaporazione e della copertura nuvolosa tende successivamente a raffreddare il mare, generando un ciclo accoppiato atmosfera-oceano. Numerosi studi osservativi e modellistici citati da Kikuchi mostrano che questo feedback può favorire la propagazione e rendere più realistica la BSISO nei modelli accoppiati.
West et al. (2018) hanno portato questa prospettiva direttamente nel problema della riattivazione, evidenziando il ruolo dei processi oceanici nella formazione di anomalie positive di SST nell’Oceano Indiano equatoriale centrale prima della ricomparsa della convezione BSISO. Questo risultato implica che il periodo precedente alla riattivazione non debba essere concepito come una semplice fase di attesa: l’oceano continua a evolvere, accumulando calore e modificando gradualmente i flussi di superficie. L’eventuale anomalia positiva di SST può aumentare i flussi di calore sensibile e latente verso l’atmosfera, favorire l’umidificazione dello strato limite e ridurre l’energia necessaria per l’innesco della nuova convezione. La riattivazione della BSISO può quindi derivare dalla cooperazione fra una predisposizione dinamica atmosferica, prodotta dal ciclo precedente, e una predisposizione termodinamica oceanica.
Questa visione accoppiata aiuta inoltre a spiegare perché alcuni eventi proseguano mentre altri terminino. Non esiste necessariamente un unico processo capace di determinare da solo il destino della BSISO. La continuazione richiede che numerose condizioni rimangano simultaneamente favorevoli: sufficiente umidità della libera troposfera, convergenza nei bassi strati, vorticità adeguatamente organizzata, wind shear monsonico compatibile con la propagazione, SST favorevoli e capacità della convezione di attraversare regioni complesse come il Maritime Continent. La perdita di uno o più di questi elementi può interrompere la concatenazione dinamica necessaria alla rigenerazione del nucleo convettivo. L’evento può allora entrare in stagnazione, indebolirsi oppure terminare completamente.
La diversità delle traiettorie BSISO emersa negli studi più recenti conferma questa interpretazione. Strnad et al. hanno identificato, attraverso tecniche di clustering applicate alla propagazione degli estremi pluviometrici nell’Indo-Pacifico, tre configurazioni principali: una propagazione nord-orientale canonica, una modalità nella quale la propagazione verso est viene bloccata e una modalità quasi stazionaria. Gli autori hanno inoltre mostrato che lo stato termico del Pacifico modula la probabilità relativa di questi comportamenti attraverso cambiamenti della circolazione e della moist static energy di fondo. Ciò significa che una BSISO può fallire nel completare il proprio ciclo non soltanto a causa della variabilità interna, ma anche perché il background climatico interannuale modifica l’ambiente nel quale l’oscillazione tenta di propagarsi.
In questo contesto, la distinzione fra eventi primari e successivi assume un significato dinamico ancora più profondo. Un evento primario richiede la costruzione di una nuova struttura coerente a partire da anomalie inizialmente deboli; deve quindi superare una sorta di soglia organizzativa. Un evento successivo, invece, può beneficiare dell’eredità del ciclo precedente: anomalie di umidità, circolazione residua, SST modificate, strutture di vorticità e condizioni dello strato limite possono fornire un ambiente più predisposto alla nuova amplificazione. È quindi comprensibile che gli eventi successivi risultino statisticamente molto più numerosi. Allo stesso tempo, il fatto che non tutti gli eventi diventino successivi dimostra che questa memoria non è sufficiente da sola: il sistema deve continuamente rigenerare la propria coerenza mentre attraversa regioni atmosfericamente e oceanograficamente differenti.
La distribuzione per fase degli eventi primari, successivi e terminali rafforza ulteriormente questa interpretazione. La maggiore variabilità del numero degli eventi primari fra le otto fasi, rispetto agli eventi di terminazione, suggerisce che l’iniziazione sia più selettiva dal punto di vista della configurazione dinamica. Alcune fasi sembrano offrire condizioni più favorevoli alla crescita dell’ampiezza BSISO, mentre la terminazione può avvenire attraverso una gamma più ampia di percorsi. È significativo che il numero medio di eventi primari e terminali risulti uguale, mentre la deviazione standard sia maggiore per i primi: dal punto di vista statistico ogni sequenza deve naturalmente avere un inizio e una fine, ma l’inizio presenta una dipendenza molto più pronunciata dalla posizione del sistema nello spazio di fase.
Questa asimmetria è plausibile anche fisicamente. Perché una nuova BSISO inizi, occorre che convezione, convergenza, umidità, vorticità e circolazione si organizzino simultaneamente su una scala spaziale molto ampia. Perché un evento termini, invece, può essere sufficiente che uno qualunque dei processi necessari alla sua propagazione perda efficienza. Il decadimento può quindi essere prodotto da una troposfera troppo secca davanti alla convezione, da un’anomalia vorticosa troppo debole, da una struttura sfavorevole del wind shear, da SST incapaci di sostenere la destabilizzazione oppure dall’interferenza di altri sistemi tropicali. In termini probabilistici, esistono quindi molti più percorsi verso la terminazione di quanti ne esistano verso una iniziazione organizzata.
Le implicazioni previsionali sono considerevoli. La capacità di prevedere la BSISO non dipende soltanto dall’individuazione corretta della fase corrente, ma dalla capacità del modello di stabilire se il sistema riuscirà a superare la fase successiva senza perdere coerenza. Un errore nella rappresentazione dell’umidità sul Mar Arabico, della convergenza nello strato limite sull’Oceano Indiano occidentale o dell’interazione con il Maritime Continent può trasformare artificialmente un evento che dovrebbe proseguire in un episodio terminale, oppure mantenere troppo a lungo un segnale che nella realtà dovrebbe dissiparsi. La revisione di Kikuchi sottolinea infatti che, sebbene la prevedibilità potenziale della BSISO possa raggiungere diverse settimane, la capacità effettiva dei modelli di riprodurre correttamente la sua convezione e il trasferimento dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale rimane più limitata.
Nel complesso, la sezione sull’iniziazione e sulla terminazione conduce quindi a una concezione della BSISO come sistema intrastagionale dotato simultaneamente di persistenza, memoria e vulnerabilità. La persistenza è evidente nella predominanza degli eventi successivi e nel tempo di decadimento medio di circa 36 giorni; la memoria deriva dalla capacità della convezione soppressa, delle anomalie di circolazione e delle SST lasciate da un evento precedente di preparare il successivo; la vulnerabilità emerge invece dalla possibilità che questa concatenazione venga interrotta in particolari regioni o fasi del ciclo. La durata media di circa 11 fasi degli eventi primari e il caso eccezionale del 2008 dimostrano quanto a lungo il sistema possa mantenere la propria organizzazione quando tali feedback rimangono favorevoli.
La letteratura scientifica porta dunque a superare l’idea che una BSISO termini semplicemente perché “esaurisce” il proprio ciclo. Più realisticamente, il ciclo continua finché atmosfera e oceano riescono a ricostruire davanti alla convezione un ambiente sufficientemente favorevole alla propagazione. Jiang e Li (2005) hanno posto l’accento sulla risposta di tipo Gill e sulla convergenza nello strato limite; Drbohlav e Wang (2005) e Bellon e Sobel (2008) hanno evidenziato l’importanza della circolazione generata dalla precedente propagazione verso nord; West et al. (2018) hanno mostrato il contributo delle anomalie positive di SST; gli studi sul moisture mode hanno progressivamente attribuito un ruolo centrale all’avvezione dell’umidità; e Ghatak e Sukhatme (2025) hanno dimostrato come umidificazione troposferica e tilting della vorticità debbano cooperare affinché la propagazione verso nord possa continuare.
L’iniziazione e la terminazione devono quindi essere considerate due estremi di uno stesso processo dinamico. Quando i feedback fra convezione, umidità, vorticità, circolazione monsonica e oceano si rafforzano reciprocamente, l’ampiezza cresce e nasce un nuovo evento; quando tali feedback rimangono coerenti, la BSISO attraversa molte fasi e può rigenerarsi per più cicli; quando invece la catena dei processi si interrompe, il segnale perde ampiezza e termina. È proprio questa natura condizionata, e non rigidamente periodica, a spiegare perché la BSISO possa mostrare contemporaneamente una scala temporale climatologica ben riconoscibile e una grandissima diversità nella durata e nell’evoluzione dei singoli episodi. La sezione 3.3 mette pertanto in evidenza uno degli aspetti più profondi della dinamica intrastagionale tropicale: la BSISO non è semplicemente un’oscillazione che si ripete, ma un sistema che deve continuamente ricreare le condizioni fisiche necessarie alla propria esistenza.
3.3 Iniziazione e terminazione della BSISO: longevità degli eventi primari e interpretazione della Figura 10
La Figura 10 approfondisce uno degli aspetti più importanti della dinamica della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO), ossia la longevità dei singoli eventi dopo la loro iniziazione. Dopo aver mostrato, attraverso la Figura 9, che gli eventi successivi sono molto più numerosi degli eventi primari e che quindi una BSISO significativa possiede generalmente una notevole capacità di persistenza, l’analisi della Figura 10 permette di stabilire quanto a lungo tale persistenza possa essere mantenuta e se la durata dell’oscillazione dipenda dalla fase dello spazio BSISO nella quale l’evento viene inizialmente identificato. Il risultato generale è particolarmente significativo: un evento BSISO primario tende mediamente a sopravvivere per circa 11 fasi, quindi per una durata sufficiente a completare più di un intero ciclo di otto fasi, ma dietro questo valore medio si nasconde una variabilità eccezionalmente grande, con episodi che terminano dopo appena cinque o sei fasi ed altri capaci di persistere per alcune decine di fasi. Il caso estremo individuato da Kikuchi riguarda l’estate del 2008, quando un evento attraversò circa 40 fasi, rimanendo riconoscibile dalla metà di aprile alla metà di novembre e coprendo praticamente l’intera estate boreale estesa.
Per interpretare correttamente la Figura 10 è necessario ricordare innanzitutto come viene definito un evento primario. Nella metodologia adottata da Kikuchi, un episodio viene considerato primario quando l’ampiezza normalizzata dell’indice BSISO passa da un valore inferiore a 1 a un valore superiore a 1 e rimane almeno pari a questa soglia per un minimo di cinque fasi consecutive. La durata minima osservabile nel grafico non può quindi essere inferiore a cinque fasi, poiché tale limite è incorporato nella stessa definizione statistica dell’evento. Questo dettaglio è importante: i punti più bassi della Figura 10 non rappresentano necessariamente la durata minima possibile di qualsiasi perturbazione convettiva tropicale, ma la durata minima richiesta affinché una perturbazione venga classificata come BSISO primaria significativa. L’analisi è pertanto rivolta agli eventi sufficientemente organizzati e persistenti da mostrare almeno metà di un ciclo completo, non alle oscillazioni deboli o transitorie.
L’asse orizzontale della figura rappresenta la fase BSISO nella quale l’evento primario viene iniziato, mentre quello verticale riporta il numero complessivo di fasi attraversate dall’episodio prima della sua terminazione. I piccoli cerchi verdi identificano i singoli eventi osservati, i grandi cerchi neri la longevità media degli eventi iniziati in ciascuna fase e le linee orizzontali superiore e inferiore delimitano rispettivamente la durata massima e minima riscontrata. Questa rappresentazione permette quindi di distinguere immediatamente due proprietà differenti: da un lato la durata media degli episodi e, dall’altro, la dispersione della longevità fra eventi appartenenti alla stessa categoria di iniziazione. Ed è proprio quest’ultimo elemento a risultare particolarmente rilevante. Mentre le medie delle otto fasi sono relativamente simili, concentrate grossomodo intorno a una decina di fasi, gli estremi differiscono enormemente. La fase di iniziazione sembra quindi esercitare un’influenza relativamente modesta sulla longevità media, ma alcune fasi risultano associate a una probabilità maggiore di ospitare eventi eccezionalmente persistenti.
Gli eventi iniziati nelle fasi 1 e 2 costituiscono l’esempio più evidente. In fase 1 la durata media è dell’ordine di 13–14 fasi e sono presenti episodi che raggiungono circa 28 e 35 fasi; nella fase 2 la media è ancora leggermente superiore, intorno a 15 fasi, mentre il massimo raggiunge circa 40 fasi. Le fasi 1 e 2 mostrano dunque una distribuzione particolarmente ampia: accanto ad episodi relativamente brevi sono presenti alcuni eventi eccezionalmente longevi. Kikuchi sottolinea esplicitamente che, pur non essendo molto differenti le longevità medie fra le otto fasi, gli eventi di maggiore durata tendono a essere iniziati proprio nelle fasi 1 e 2. All’estremo opposto si colloca la fase 6, nella quale la media scende verso circa 8–9 fasi e la longevità massima appare notevolmente inferiore rispetto a quella delle fasi iniziali.
Questa distribuzione potrebbe apparire a prima vista come la prova dell’esistenza di una forte dipendenza fisica della longevità dalla fase di iniziazione. Tuttavia, gli stessi autori invitano esplicitamente alla prudenza. Come mostrava la Figura 9, il numero degli eventi primari non è uguale nelle otto fasi: una fase nella quale si osservano molti più eventi possiede automaticamente una maggiore probabilità di contenere almeno un caso estremamente longevo. Di conseguenza, l’elevato valore massimo delle fasi 1 e 2 potrebbe essere almeno in parte influenzato dalla numerosità del campione. Kikuchi osserva infatti che non è ancora possibile stabilire con certezza se le differenze della Figura 10 derivino da un meccanismo dinamico specifico oppure rispecchino semplicemente, almeno in parte, la differente frequenza degli eventi primari nelle varie fasi. È un punto metodologico importante, perché impedisce di trasformare un’associazione statistica in un rapporto causale non dimostrato.
Nonostante questa cautela, il fatto che la longevità media sia prossima a 11 fasi contiene già un’informazione fisicamente molto significativa. Poiché un ciclo completo dello spazio BSISO comprende otto fasi, un episodio medio supera la durata di un singolo ciclo. Ciò significa che una BSISO significativa non è generalmente un disturbo che nasce, attraversa una sola volta la traiettoria canonica e poi si dissolve; frequentemente il sistema conserva una quantità sufficiente di memoria dinamica da raggiungere nuovamente le condizioni associate alle prime fasi del ciclo. Questo comportamento è coerente con il predominio degli eventi successivi osservato nella Figura 9 e con il tempo medio di decadimento dell’indice BSISO, stimato da Kikuchi et al. in circa 36 giorni. La combinazione di questi elementi indica che una volta raggiunto uno stato sufficientemente organizzato, il sistema convettivo-monsoonico possiede una considerevole persistenza intrinseca.
È però necessario chiarire che “11 fasi” non devono essere trasformate meccanicamente in un numero fisso di giorni moltiplicando ogni fase per una durata prestabilita. Le fasi BSISO rappresentano settori dello spazio definito dalle componenti principali dell’indice e descrivono l’evoluzione della struttura convettiva e della circolazione; la velocità con cui un evento attraversa tali settori può cambiare da un episodio all’altro e persino all’interno dello stesso episodio. La Figura 8 aveva già mostrato questa caratteristica: la periodicità dominante passa climatologicamente da valori vicini a 40 giorni nella prima parte dell’estate a circa 50 giorni nella stagione avanzata. Di conseguenza, due eventi capaci di attraversare lo stesso numero di fasi possono non possedere esattamente la stessa durata cronologica. Questo costituisce un ulteriore segnale della natura quasi-periodica, anziché rigidamente periodica, della BSISO.
La grande dispersione osservata nella Figura 10 assume quindi un significato fisico centrale. Due BSISO che iniziano nella medesima fase possono evolvere in maniera profondamente diversa: una può perdere rapidamente coerenza dopo cinque o sei fasi, mentre un’altra può completare due, tre o persino più cicli. La fase iniziale non contiene dunque tutte le informazioni necessarie per determinare il destino dell’evento. La longevità dipende soprattutto dalla capacità del sistema di continuare a rigenerare, davanti alla convezione esistente, le anomalie di umidità, convergenza, vorticità e circolazione necessarie alla propagazione. Gli studi più recenti sui BSISO propaganti e non propaganti rendono questa interpretazione particolarmente robusta. Ghatak e Sukhatme (2025), confrontando eventi capaci di raggiungere l’Asia meridionale con episodi che si arrestano dopo l’iniziazione sull’Oceano Indiano equatoriale, mostrano che la differenza non risiede soltanto nell’intensità iniziale della convezione, ma in una sequenza di processi di umidificazione troposferica e dinamica della vorticità che deve continuare a funzionare durante la propagazione.
Secondo Ghatak e Sukhatme, la propagazione verso nord procede attraverso più stadi. Dopo l’iniziazione sull’Oceano Indiano equatoriale, i venti anomali associati alla BSISO devono trasportare efficacemente l’umidità ambientale verso il Mar Arabico meridionale, aumentando il contenuto di vapore nella libera troposfera. Questa pre-umidificazione permette alla convezione di spostarsi verso nord e di organizzarsi secondo una caratteristica struttura orientata nord-ovest/sud-est. Successivamente, il wind shear verticale orientale della circolazione monsonica interagisce con il gradiente meridionale del moto verticale anomalo generando un contributo di tilting della vorticità, dal quale emerge una circolazione ciclonica inclinata favorevole a un ulteriore trasporto di umidità verso il continente asiatico. Negli eventi non propaganti, invece, l’umidificazione iniziale sul Mar Arabico meridionale è insufficiente, la struttura vorticosa rimane più debole e la convezione tende ad arrestarsi prima di raggiungere circa 15°N.
Trasposto all’interpretazione della Figura 10, questo risultato suggerisce che la differenza tra un evento di appena cinque-sei fasi e uno di venti o trenta fasi possa essere considerata come l’espressione integrata della capacità del sistema di superare ripetutamente queste transizioni dinamiche. Ogni volta che la BSISO migra verso una nuova regione deve ricostruire un ambiente favorevole alla successiva convezione. Un episodio lungo non è quindi semplicemente una perturbazione che “sopravvive” passivamente, ma un sistema che riesce ripetutamente a trasferire e ricostruire la propria organizzazione. Se la troposfera davanti al nucleo convettivo rimane troppo secca, se l’anomalia di vorticità è insufficiente oppure se la struttura del wind shear non favorisce la rigenerazione, la sequenza può interrompersi e l’evento terminare.
Le recenti osservazioni di cambiamenti decadali nella propagazione della BSISO confermano inoltre che queste proprietà dipendono dallo stato medio climatico. Uno studio pubblicato su Climate Dynamics ha mostrato un rafforzamento della propagazione verso nord della BSISO nel Pacifico nord-occidentale durante gli anni 2000 rispetto agli anni Ottanta e Novanta, attribuendone una parte al riscaldamento dell’Oceano Indiano tropicale. Gli esperimenti suggeriscono che SST più elevate possano rafforzare l’interazione aria-mare e aumentare le anomalie di umidità nella libera troposfera; ciò rende più probabile la formazione di nuova convezione a nord del centro BSISO e favorisce la prosecuzione della propagazione. Anche i cambiamenti della vorticità associati al wind shear verticale medio contribuiscono al fenomeno. Questa evidenza è particolarmente rilevante per la longevità: dimostra che la capacità di un evento di continuare non dipende esclusivamente dalla sua fase iniziale, ma anche dallo stato termodinamico e dinamico di fondo in cui esso è inserito.
L’importanza della fase di iniziazione 1–2 può comunque avere una plausibile interpretazione fisica, purché venga presentata come ipotesi e non come conclusione definitiva. Le prime fasi della BSISO sono strettamente associate allo sviluppo e all’organizzazione della convezione sull’Oceano Indiano. Un evento che acquisisce ampiezza significativa in questo settore può attraversare l’intera sequenza canonica: intensificazione sull’Oceano Indiano, propagazione verso nord nel Mar Arabico e nel Golfo del Bengala, estensione verso il Maritime Continent e il Mar Cinese Meridionale, sviluppo sul Pacifico nord-occidentale e, nelle condizioni favorevoli, successiva riattivazione sull’Oceano Indiano. In termini geometrici, l’iniziazione nelle fasi 1–2 offre quindi all’episodio l’opportunità di percorrere l’intero ciclo naturale della BSISO prima di tornare alla regione nella quale può avvenire una nuova amplificazione. Questa possibilità potrebbe contribuire alla presenza di alcuni eventi eccezionalmente persistenti nella parte sinistra della Figura 10, anche se, come rileva Kikuchi, i dati disponibili non permettono di attribuire in modo definitivo le differenze a un singolo meccanismo.
La situazione della fase 6 è concettualmente diversa. In questa parte del ciclo, la convezione associata all’Oceano Indiano si trova normalmente in uno stadio più avanzato di decadimento, mentre l’attività principale tende a essere maggiormente organizzata verso il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. Per un evento classificato come primario proprio in questa fase, mantenere l’organizzazione attraverso il successivo passaggio verso le fasi 7–8 e quindi riuscire a riattivare la convezione sull’Oceano Indiano può rappresentare una transizione più difficile. La Figura 9 aveva infatti mostrato una diminuzione degli eventi successivi in alcuni dei settori associati alla riattivazione e alla transizione tra bacini. Il fatto che gli episodi iniziati in fase 6 presentino nella Figura 10 una durata massima relativamente modesta è quindi qualitativamente compatibile con l’esistenza di una vulnerabilità della BSISO durante le fasi di riorganizzazione, pur senza dimostrare un rapporto causale diretto.
Un’altra regione critica per la longevità è il Maritime Continent, che separa l’Oceano Indiano dal Pacifico occidentale. L’enorme complessità della distribuzione terra-mare, dell’orografia e del ciclo diurno convettivo può disturbare il trasferimento di un envelope intrastagionale da un bacino all’altro. La letteratura sulla MJO ha da tempo evidenziato il cosiddetto Maritime Continent barrier effect e Kikuchi suggerisce che un problema analogo possa contribuire alla terminazione di alcuni episodi BSISO durante il passaggio dall’Oceano Indiano al Pacifico nord-occidentale. Anche questo elemento può contribuire a spiegare la grande dispersione della longevità: episodi simili nelle fasi iniziali possono divergere successivamente a seconda della capacità di mantenere una struttura coerente durante l’attraversamento della regione marittimo-continentale.
La longevità è inoltre strettamente collegata all’interazione atmosfera-oceano. Durante le fasi convettivamente soppresse, la riduzione della copertura nuvolosa permette generalmente un maggiore riscaldamento radiativo dell’oceano, mentre la diminuzione dei venti può ridurre l’evaporazione e il rimescolamento dello strato superficiale. Si sviluppano così anomalie positive della temperatura superficiale marina che possono precedere la successiva intensificazione convettiva. Con l’arrivo della fase attiva, l’aumento della nuvolosità, dei venti e dei flussi turbolenti tende invece a raffreddare progressivamente la superficie. Questa relazione di fase consente all’oceano di fornire una forma di memoria termodinamica capace di sopravvivere più a lungo della singola perturbazione convettiva e di contribuire alla riattivazione successiva. Una BSISO molto longeva può quindi essere vista come il risultato di una sequenza ripetuta nella quale atmosfera e oceano ricostruiscono continuamente condizioni favorevoli al ciclo successivo.
La relazione fra persistenza e prevedibilità emerge con particolare chiarezza dagli studi modellistici più recenti. Un’analisi del sistema previsionale GFDL SPEAR pubblicata nel 2024 ha mostrato che la skill complessiva nella previsione della BSISO raggiunge circa 22 giorni, ma varia significativamente in funzione del tipo di evento. Le BSISO canoniche caratterizzate da una propagazione verso nord-est mostrano una prevedibilità di circa 28 giorni, superiore ai circa 23 giorni ottenuti per le configurazioni a dipolo propaganti prevalentemente verso nord. Gli autori attribuiscono questa differenza proprio alla maggiore periodicità e persistenza delle BSISO canoniche, mentre gli eventi a dipolo tendono ad avere una natura più episodica e possono decadere rapidamente dopo aver raggiunto un massimo convettivo sull’Oceano Indiano equatoriale. La longevità rappresentata nella Figura 10 non è quindi soltanto una curiosità climatologica, ma una caratteristica che influenza direttamente la prevedibilità sub-stagionale del sistema.
Lo stesso studio del 2024 mostra inoltre un’ampia dispersione della skill tra singoli eventi appartenenti alla medesima categoria. Le BSISO caratterizzate da ampiezza più debole e variabile tendono a essere meno prevedibili, probabilmente a causa di un accoppiamento meno robusto tra convezione e circolazione. Questa osservazione offre una chiave di interpretazione ulteriore della dispersione mostrata nella Figura 10. Un episodio longevo potrebbe essere tale non soltanto perché è iniziato in una fase favorevole, ma perché la relazione fra anomalia convettiva e circolazione atmosferica rimane sufficientemente coerente da sostenere molte transizioni consecutive. Viceversa, un evento caratterizzato da un accoppiamento debole può perdere rapidamente l’organizzazione e terminare anche se la sua fase iniziale appartiene a una regione dello spazio BSISO statisticamente favorevole alla lunga durata.
Interessanti progressi recenti sono arrivati anche dall’applicazione di tecniche di apprendimento automatico. Maeda et al. (2025), analizzando le sorgenti predittive della BSISO con un approccio di deep learning, hanno trovato un contributo significativo dell’acqua precipitabile e delle anomalie di umidità sul Maritime Continent nella modulazione della velocità di propagazione, specialmente intorno alle fasi 5–6. Gli esperimenti di sensibilità indicano che alterare l’informazione relativa all’umidità nella regione può modificare la velocità con cui il sistema attraversa determinate fasi, coerentemente con le interpretazioni basate sul moisture mode. Questo risultato è particolarmente interessante per la Figura 10: suggerisce che una parte della variabilità della durata non derivi necessariamente da un arresto completo del sistema, ma anche da differenze nella velocità con cui esso attraversa lo spazio di fase.
La longevità non deve infatti essere confusa con la semplice intensità. Un evento molto intenso può decadere relativamente rapidamente, mentre un episodio moderato può mantenere la propria organizzazione per più cicli. Ciò che conta maggiormente è il mantenimento della relazione di fase fra convezione e ambiente circostante. La propagazione canonica della BSISO richiede che l’anomalia di umidità preceda opportunamente la convezione, che la circolazione nei bassi strati favorisca la convergenza davanti al nucleo attivo e che le strutture di vorticità associate al wind shear permettano la rigenerazione verso nord. Se questo sfasamento organizzato viene perso, la convezione può diventare stazionaria o decadere anche in presenza di un’anomalia localmente intensa. È proprio la distinzione fra eventi propaganti e non propaganti documentata da Ghatak e Sukhatme a mostrare quanto la struttura dinamica sia più importante della sola ampiezza iniziale.
La Figura 10 permette inoltre di collegare la longevità alla periodicità discussa nella Figura 8. Se la periodicità media della BSISO è compresa approssimativamente nella banda di 30–60 giorni e un evento primario medio attraversa circa 11 fasi, è evidente che molti episodi non rappresentano una singola oscillazione isolata: possono incorporare la fine di un ciclo e l’inizio del successivo. Questo concetto è coerente con la definizione della BSISO1 sviluppata da Lee et al., che descrive la modalità canonica di propagazione nord-orientale nella banda approssimativa 30–60 giorni. La longevità della Figura 10 dimostra però che la durata complessiva di una sequenza significativa può superare ampiamente questa periodicità fondamentale. “Periodo” e “durata dell’evento” sono quindi concetti distinti: il primo indica il tempo caratteristico necessario per attraversare un ciclo, mentre il secondo descrive per quanto tempo l’oscillazione rimane sufficientemente organizzata da continuare a ripeterlo.
L’evento del 2008 rappresenta l’esempio più spettacolare di questa distinzione. La Figura 10 mostra un caso che raggiunge circa 40 fasi, mentre Kikuchi specifica che l’episodio interessò l’intera stagione estesa dalla metà di aprile alla metà di novembre. Ciò significa che la struttura BSISO riuscì a rigenerarsi numerose volte, attraversando successivamente Oceano Indiano, regioni monsoniche settentrionali e Pacifico occidentale senza perdere definitivamente la propria coerenza. Nella discussione spettrale dello stesso studio, l’estate 2008 viene descritta inoltre come caratterizzata da una successione particolarmente regolare di eventi, con periodicità intorno ai 40 giorni e con poche evidenze di stagnazione. Il caso suggerisce quindi che una grande longevità non richieda necessariamente un singolo ciclo estremamente lento: può derivare anche dalla ripetizione molto regolare di più cicli relativamente rapidi.
Questo punto permette di cogliere una distinzione essenziale. Un evento può essere longevo perché attraversa molti cicli in maniera efficiente, oppure perché alcune delle sue transizioni sono particolarmente lente. La longevità misurata in numero di fasi e la periodicità misurata in giorni descrivono quindi due dimensioni complementari della BSISO. La Figura 8 mostrava come il tempo necessario per completare il ciclo possa aumentare da circa 40 a circa 50 giorni nel corso dell’estate; la Figura 10 mostra invece quante di queste fasi, e quindi quanti segmenti di uno o più cicli, possono essere percorsi prima che l’ampiezza scenda sotto la soglia di attività. La combinazione delle due figure restituisce un’immagine molto più realistica del fenomeno rispetto alla semplice affermazione secondo cui “la BSISO ha un periodo di 40–50 giorni”.
Dal punto di vista del sistema monsonico, la grande variabilità della longevità ha conseguenze importanti. Una BSISO persistente può modulare per settimane o mesi l’alternanza fra fasi attive e break delle precipitazioni sull’India, sul Golfo del Bengala, sul Mar Cinese Meridionale e sul Pacifico occidentale. Un evento breve può produrre un’unica progressione della convezione, mentre una sequenza longeva può generare più episodi di aumento e soppressione delle precipitazioni. Il significato climatico della longevità va quindi ben oltre la descrizione statistica dell’indice: esso riguarda la frequenza con cui vaste regioni dell’Asia monsonica possono essere ripetutamente esposte a periodi piovosi o secchi sulla scala sub-stagionale.
La relazione fra longevità e stato ambientale assume infine particolare importanza nel contesto della variabilità interannuale e decadale. Il recente lavoro sul rafforzamento della propagazione nel Pacifico nord-occidentale mostra che il riscaldamento dell’Oceano Indiano tropicale può modificare il contenuto di umidità della libera troposfera e rendere più efficace la generazione di nuova convezione a nord del centro BSISO. Ciò implica che la distribuzione delle durate osservata nella Figura 10 non dovrebbe essere necessariamente considerata immutabile nel tempo. Se il background oceanico e atmosferico cambia, possono cambiare anche la probabilità di propagazione, la velocità del ciclo e forse la distribuzione statistica della longevità. Stabilire quanto queste proprietà siano soggette a variazioni decadali o al cambiamento climatico resta un problema di ricerca particolarmente interessante.
Nel complesso, la Figura 10 mostra quindi che la BSISO possiede una forte capacità di persistenza ma una longevità altamente variabile. La durata media degli eventi primari è dell’ordine di 11 fasi, valore sufficiente affinché la maggior parte degli episodi significativi superi un ciclo completo di otto fasi. Gli eventi iniziati nelle fasi 1 e 2 comprendono i casi più longevi, mentre quelli iniziati in fase 6 tendono a presentare durate più contenute; tuttavia, Kikuchi sottolinea correttamente che queste differenze potrebbero essere influenzate dalla diversa numerosità dei campioni e non costituiscono ancora una dimostrazione di meccanismi fisici fase-dipendenti. La caratteristica forse più importante della figura rimane pertanto l’enorme dispersione fra gli eventi: episodi iniziati nella stessa fase possono terminare rapidamente oppure persistere per molte decine di fasi.
La letteratura più recente permette di interpretare questa dispersione come il risultato della capacità, diversa da evento a evento, di mantenere una catena di feedback fra umidità, vorticità, wind shear, convezione e condizioni oceaniche. Ghatak e Sukhatme (2025) dimostrano che il trasferimento dell’umidità nella libera troposfera e il tilting della vorticità devono cooperare affinché la convezione possa continuare verso nord; gli studi sulle variazioni decadali indicano che l’umidificazione legata all’interazione aria-mare può rafforzare la propagazione; le simulazioni S2S mostrano che le modalità più persistenti e periodiche sono anche quelle maggiormente prevedibili; gli approcci di machine learning identificano nell’umidità del Maritime Continent una delle sorgenti capaci di modulare la velocità della progressione.
La Figura 10 conduce così a una conclusione più profonda rispetto alla semplice osservazione che “alcune BSISO durano più di altre”. La longevità è una misura della capacità dell’intero sistema atmosfera-oceano di conservare e continuamente ricostruire l’organizzazione necessaria alla propagazione intrastagionale. Un evento termina quando questa concatenazione viene meno; persiste quando i feedback rimangono coerenti; può sopravvivere per un’intera stagione quando tali feedback riescono a rigenerarsi ripetutamente attraverso più cicli. La BSISO emerge quindi come un fenomeno dotato di memoria, ma non di una durata predeterminata: la sua vita è il risultato dinamico dell’interazione continua fra il segnale intrastagionale e un ambiente monsonico in costante evoluzione. È proprio questa combinazione fra persistenza media elevata ed enorme variabilità inter-evento a rendere la Figura 10 particolarmente importante per comprendere sia la fisica della BSISO sia il suo ruolo nella prevedibilità sub-stagionale del monsone asiatico.
3.4 Variabilità interannuale della BSISO: relazione con ENSO e interpretazione della Figura 11
La Figura 11 affronta uno dei problemi più complessi nello studio della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, ossia l’origine della sua pronunciata variabilità interannuale e, in particolare, il possibile ruolo svolto dall’El Niño–Southern Oscillation (ENSO) nel modulare l’intensità complessiva dell’attività intrastagionale durante l’estate boreale. La BSISO, infatti, non presenta ogni anno la stessa ampiezza, la stessa frequenza di eventi o la medesima capacità di propagazione. Fin dai lavori di Salby e Hendon (1994), Lawrence e Webster (2001), Teng e Wang (2003) e Goswami et al. (2006) è emerso che la variabilità intrastagionale monsonica può cambiare considerevolmente da un’estate all’altra, ma l’identificazione dei processi responsabili di tali variazioni rimane tutt’altro che semplice. Kikuchi (2021) utilizza la Figura 11 proprio per mostrare come il più importante modo di variabilità interannuale delle temperature superficiali tropicali, ENSO, non sia sufficiente da solo a spiegare l’intensità complessiva della BSISO.
La figura confronta, per ogni estate, due grandezze climatiche differenti. La linea nera con cerchi rappresenta l’ampiezza media JJASO della BSISO, calcolata mediante l’indice derivato dalle prime due componenti principali della modalità BSISO; JJASO corrisponde al periodo giugno-luglio-agosto-settembre-ottobre, cioè alla parte dell’anno durante la quale questa modalità intrastagionale è climatologicamente dominante. Le barre rappresentano invece lo stato dell’ENSO attraverso il Multivariate ENSO Index versione 2, MEI.v2. Valori positivi del MEI sono associati a condizioni El Niño, mentre valori negativi corrispondono a condizioni La Niña. Le stelle identificano gli anni che gli autori classificano esplicitamente come El Niño o La Niña secondo una soglia applicata al MEI durante il periodo giugno-ottobre. È utile precisare che, sebbene il titolo interno del grafico utilizzi l’espressione “BSISO variance”, la didascalia e il testo dello studio descrivono la curva nera più precisamente come media JJASO dell’ampiezza delle componenti principali dell’indice BSISO. Questa distinzione metodologica è importante quando si interpreta quantitativamente la figura.
L’elemento visivamente più evidente è l’enorme variabilità della linea nera da un anno all’altro. Alcune estati presentano un’attività BSISO molto intensa, mentre altre mostrano valori nettamente inferiori, senza però evidenziare un andamento regolare che segua l’alternanza fra El Niño e La Niña. Proprio questa indipendenza apparente viene quantificata dal coefficiente di correlazione riportato nella figura, pari a r = 0,21. Kikuchi conclude che tale valore è sufficientemente basso da indicare che l’intensità complessiva della BSISO non è significativamente correlata allo stato dell’ENSO. In termini puramente descrittivi, il quadrato di 0,21 è circa 0,044: ciò significa che una relazione lineare semplice tra le due serie avrebbe una varianza condivisa dell’ordine di appena il 4,4%, un valore molto piccolo. Quest’ultimo calcolo non deve essere interpretato come un’attribuzione causale, ma rende intuitivamente evidente quanto limitato sia il legame lineare fra l’intensità stagionale complessiva della BSISO e il MEI.
Nello studio vengono identificati come anni El Niño il 1982, 1986, 1987, 1993, 1994, 1997 e 2015, poiché il MEI rimane superiore a 0,5 durante giugno-ottobre; gli anni La Niña sono invece 1988, 1989, 1998, 1999, 2007, 2008, 2010 e 2011, nei quali il MEI scende al di sotto di −0,5. Se ENSO esercitasse un controllo diretto e dominante sull’ampiezza totale della BSISO, gli anni appartenenti a ciascuna categoria dovrebbero raggrupparsi sistematicamente intorno a valori elevati oppure ridotti della curva nera. La Figura 11 mostra invece una situazione molto più disordinata. Sia fra gli anni El Niño sia fra quelli La Niña compaiono estati con attività BSISO relativamente forte e relativamente debole. Anche episodi ENSO molto pronunciati non producono necessariamente una risposta proporzionale dell’ampiezza complessiva della BSISO.
Questo risultato non è isolato nella letteratura. Kikuchi richiama esplicitamente lavori precedenti sulla MJO e sulla BSISO, fra cui Hendon et al. (1999), Slingo et al. (1999), Hendon et al. (2007) e Kikuchi (2020), che avevano già indicato come l’attività globale complessiva delle oscillazioni intrastagionali tropicali non presenti una semplice relazione uno-a-uno con ENSO. Una difficoltà fondamentale nasce dal fatto che ENSO rappresenta una perturbazione climatica a grande scala e a bassa frequenza, mentre la BSISO è una modalità intrastagionale la cui evoluzione dipende dall’interazione fra convezione, umidità, circolazione, wind shear e condizioni superficiali su scale di alcune settimane. ENSO può quindi modificare profondamente l’ambiente medio nel quale la BSISO si sviluppa senza necessariamente produrre un aumento o una diminuzione uniforme della sua ampiezza integrata sull’intero dominio indo-pacifico.
È precisamente questa distinzione fra attività complessiva e attività regionale a rappresentare la chiave per interpretare correttamente la Figura 11. Kikuchi osserva che, mentre la correlazione fra indice BSISO complessivo ed ENSO è debole, numerosi studi hanno dimostrato relazioni molto più chiare quando l’attività intrastagionale viene analizzata separatamente nelle diverse regioni dell’Indo-Pacifico. La variabilità BSISO sul Pacifico centrale, ad esempio, tende ad aumentare durante determinate configurazioni El Niño, mentre sul Pacifico nord-occidentale può intensificarsi in presenza di configurazioni SST più complesse caratterizzate da raffreddamento del Pacifico equatoriale e dell’Oceano Indiano settentrionale e da riscaldamento del Pacifico tropicale centro-settentrionale, una struttura che può essere associata alle estati di decadimento della La Niña.
Questa apparente contraddizione può essere compresa considerando che una variazione spaziale della BSISO non implica necessariamente una variazione della sua energia complessiva. ENSO può, per esempio, indebolire l’attività intrastagionale sull’Oceano Indiano ma contemporaneamente rafforzarla nel Pacifico occidentale oppure spostare la regione di massima convezione verso est. In una misura integrata dell’ampiezza dell’indice, tali cambiamenti regionali possono compensarsi parzialmente. La Figura 11 potrebbe quindi mostrare una correlazione globale modesta anche in presenza di una forte influenza ENSO sulla geografia della BSISO. È uno dei motivi per cui l’utilizzo di un singolo indice climatico, sebbene utile per sintetizzare l’attività complessiva del fenomeno, non può descrivere completamente le modificazioni della sua struttura spazio-temporale.
Lo studio di Liu et al. (2016) fornisce un esempio particolarmente significativo. Analizzando l’interannualità della BSISO nel Pacifico occidentale tropicale, gli autori trovarono una variabilità interannuale dell’intensità molto più pronunciata nel tropical western Pacific rispetto all’Oceano Indiano tropicale. Gli anni caratterizzati da una BSISO più intensa nel Pacifico occidentale risultavano associati a SST di tipo El Niño nel Pacifico tropicale, a un’anomalia di wind shear orientale e a un maggiore contenuto medio di umidità atmosferica. Esperimenti idealizzati indicarono che proprio le variazioni del background di umidità svolgevano il ruolo dominante nel modulare l’intensità dell’oscillazione, mentre anche il wind shear contribuiva in maniera significativa. Tale risultato è perfettamente compatibile con la Figura 11: ENSO può modificare condizioni ambientali cruciali in una regione specifica senza determinare necessariamente il livello complessivo della BSISO sull’intero Indo-Pacifico.
Il contenuto di umidità rappresenta un elemento particolarmente importante perché la BSISO viene oggi interpretata sempre più spesso attraverso una prospettiva di moisture mode. Affinché la convezione possa propagarsi verso nord, la troposfera davanti al nucleo convettivo deve essere progressivamente umidificata. Variazioni della circolazione di fondo legate all’ENSO possono modificare i gradienti di umidità e quindi l’efficienza dell’avvezione orizzontale, cambiando la probabilità che un evento BSISO continui la propria propagazione. ENSO, dunque, potrebbe avere effetti molto più marcati sulla propagazione, struttura e persistenza della BSISO rispetto alla semplice ampiezza media stagionale mostrata dalla Figura 11.
Un altro elemento importante emerge dallo studio di Wu e Cao (2017), che separò le oscillazioni intrastagionali del Pacifico nord-occidentale nelle bande temporali di circa 10–20 e 30–60 giorni. Gli autori mostrarono che le due componenti reagiscono in maniera differente alle anomalie SST dell’Indo-Pacifico: la variabilità più rapida può rafforzarsi durante le estati di sviluppo di El Niño, mentre la componente 30–60 giorni tende a risultare particolarmente intensa durante alcune estati di decadimento della La Niña. Questa dipendenza dalla banda temporale costituisce un ulteriore motivo per cui una correlazione unica come quella della Figura 11 può essere debole: il segnale medio combina componenti intrastagionali che rispondono in modo diverso, e talvolta persino opposto, allo stesso stato ENSO.
Wu e Song (2018) hanno ulteriormente mostrato che le modificazioni dell’intensità delle oscillazioni intrastagionali associate a El Niño e La Niña non sono spazialmente uniformi nell’Indo-Pacifico. Il segnale dipende dalla posizione geografica, dalla fase di ENSO e dalla scala temporale considerata. Ciò rafforza una distinzione essenziale: parlare genericamente di una “relazione ENSO-BSISO” può essere fuorviante se non vengono specificati almeno la regione geografica, la banda temporale della BSISO e lo stadio evolutivo dell’ENSO. La correlazione r = 0,21 della Figura 11 costituisce quindi la misura di una relazione molto specifica: quella tra ampiezza media complessiva JJASO dell’indice BSISO e MEI medio della stagione, non la misura universale di tutte le possibili interazioni tra i due fenomeni.
Un ulteriore progresso è derivato dalla distinzione fra estate di sviluppo ed estate di decadimento di ENSO. Un El Niño in formazione durante l’estate e un’estate successiva a un El Niño in fase di decadimento possono possedere anomalie oceaniche e atmosferiche profondamente diverse, anche qualora entrambe siano genericamente associate alla variabilità ENSO. Il sistema indo-pacifico conserva infatti una memoria dell’evento invernale attraverso l’Oceano Indiano e il Pacifico occidentale, modificando la circolazione estiva successiva. Questa asimmetria è particolarmente importante per la BSISO perché la sua propagazione dipende strettamente dallo stato medio della circolazione monsonica.
Chen, Li e Li (2020), concentrandosi sulle estati di decadimento dell’ENSO, hanno trovato che l’attività BSISO nel Pacifico occidentale tende a essere indebolita durante l’estate successiva a El Niño e rafforzata durante l’estate successiva a La Niña. Durante il decadimento della La Niña la propagazione verso nord può mantenersi coerente dall’equatore fino oltre 25°N, mentre nelle estati successive a El Niño essa tende a indebolirsi rapidamente una volta superati circa 15°N. Una tale differenza è enorme dal punto di vista dinamico, ma potrebbe produrre un segnale relativamente modesto nell’ampiezza globale mostrata dalla Figura 11, perché riguarda soprattutto la struttura e l’estensione meridionale della propagazione.
La dipendenza dalla fase evolutiva di ENSO è stata ulteriormente chiarita da Lee et al. (2022). Gli autori hanno mostrato che, nel Pacifico occidentale, la convezione BSISO sulla scala 30–60 giorni può essere più intensa e più organizzata durante le estati di sviluppo di El Niño rispetto alle estati di decadimento dello stesso El Niño. La differenza viene attribuita soprattutto a cambiamenti del wind shear verticale orientale e dell’interazione atmosfera-oceano. Durante lo sviluppo di El Niño, una maggiore anomalia orientale nell’alta troposfera rafforza il wind shear favorevole alla generazione di vorticità a nord della convezione, mentre un più intenso gradiente meridionale della SST può rafforzare il feedback aria-mare e quindi la propagazione verso nord.
Questi risultati sono particolarmente istruttivi perché dimostrano come la semplice divisione “El Niño contro La Niña” possa essere insufficiente. Due estati associate allo stesso segno dell’ENSO possono avere effetti molto diversi sulla BSISO se una appartiene alla fase di sviluppo e l’altra alla fase di decadimento. La Figura 11 non distingue esplicitamente queste sottocategorie nella correlazione globale; raggruppa invece l’intera variabilità in funzione del valore stagionale del MEI. Parte della debole correlazione può quindi derivare dal fatto che la risposta della BSISO all’ENSO è non lineare e dipendente dalla storia dell’evento, oltre che dalla sua semplice intensità istantanea.
Lo stesso problema emerge considerando la diversità geografica dell’ENSO. Non tutti gli El Niño presentano la medesima distribuzione delle anomalie di SST: alcuni sono maggiormente concentrati nel Pacifico orientale, altri nel Pacifico centrale. Poiché la BSISO risponde ai gradienti di SST, ai campi di umidità e alle anomalie della circolazione, la localizzazione delle anomalie oceaniche può essere altrettanto importante del valore medio di un indice ENSO. Il MEI ha il vantaggio di integrare più variabili atmosferiche e oceaniche rispetto a un semplice indice Niño-3.4, ma continua necessariamente a ridurre un fenomeno tridimensionale e spazialmente complesso a un singolo numero. La Figura 11 deve pertanto essere interpretata come una prova contro una dipendenza lineare semplice, non come prova dell’assenza di interazione fisica fra ENSO e BSISO.
Lo studio sull’interannualità della propagazione dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale pubblicato da Li e collaboratori ha mostrato, inoltre, che la variabilità BSISO può essere separata in almeno due grandi configurazioni interannuali. Una riguarda un rafforzamento o indebolimento abbastanza uniforme dell’oscillazione sull’intera regione monsonica asiatica ed è associata al contrasto delle anomalie SST fra Pacifico centro-orientale settentrionale e Oceano Indiano; l’altra presenta invece una struttura a see-saw tra Oceano Indiano e Pacifico occidentale ed è maggiormente collegata a ENSO. Anche in questo caso, una redistribuzione dell’energia fra i due bacini può produrre una forte risposta regionale pur lasciando relativamente invariata l’ampiezza complessiva del sistema.
Questa caratteristica aiuta a interpretare anche alcuni anni apparentemente contraddittori della Figura 11. Un’estate può essere caratterizzata da intensa convezione intrastagionale nel Pacifico occidentale e contemporaneamente da un’attività meno pronunciata nell’Oceano Indiano. L’indice medio BSISO potrebbe quindi assumere un valore moderato, mascherando una riorganizzazione geografica molto marcata. Analogamente, un’altra estate potrebbe presentare un’attività relativamente uniforme ma meno concentrata in una singola regione, producendo un valore medio simile. La stessa ampiezza dell’indice non implica dunque necessariamente lo stesso tipo di BSISO.
L’evidenza più recente sulle modalità di propagazione degli estremi pluviometrici rafforza ulteriormente questo quadro. Strnad et al. hanno individuato almeno tre traiettorie ricorrenti della propagazione legata alla BSISO: una modalità nord-orientale relativamente canonica, una modalità nella quale la propagazione verso est è ostacolata e una configurazione quasi stazionaria. Le condizioni SST del Pacifico modulano la probabilità di queste modalità: configurazioni simili a El Niño risultano maggiormente associate a episodi quasi stazionari, mentre condizioni simili a La Niña favoriscono maggiormente il regime con propagazione verso est bloccata. Le differenze vengono ricondotte a modificazioni della circolazione zonale e meridionale e della componente di tipo Kelvin associata alla BSISO. Questo risultato è particolarmente rilevante perché mostra che ENSO può influenzare come la BSISO si propaga senza necessariamente determinare quanto grande sia l’indice medio stagionale.
La debole relazione lineare osservata nella Figura 11 deve inoltre essere considerata alla luce del ruolo della variabilità interna atmosferica. La BSISO possiede meccanismi propri di crescita e propagazione che possono produrre differenze considerevoli anche sotto condizioni SST simili. La distribuzione dell’umidità troposferica, le anomalie dei venti nei bassi strati, il tilting della vorticità e il wind shear verticale determinano se una perturbazione convettiva riesca a propagarsi dall’Oceano Indiano equatoriale verso il Mar Arabico e l’Asia meridionale oppure si arresti. Gli studi che confrontano eventi propaganti e non propaganti mostrano chiaramente che variazioni relativamente sottili dell’avvezione di umidità e della struttura vorticosa possono condurre a evoluzioni radicalmente differenti anche all’interno dello stesso ambiente stagionale generale.
Ciò significa che ENSO agisce essenzialmente modificando le condizioni al contorno e il background mean state, mentre il comportamento specifico della BSISO dipende dall’interazione fra tale background e la dinamica intrastagionale. Un’analogia utile, pur mantenendo il rigore fisico, è considerare ENSO come una modifica della “superficie di gioco” sulla quale evolve la BSISO: può rendere alcune traiettorie più favorevoli e altre meno probabili, ma non determina automaticamente quale evento si svilupperà né quale ampiezza raggiungerà. Il risultato di ogni estate deriva dalla combinazione fra forzante oceanica a bassa frequenza e variabilità interna del sistema monsonico.
La Figura 11 possiede anche un’importante implicazione metodologica. La stima dell’attività BSISO dipende da come viene isolata la componente intrastagionale. Un lavoro del 2024 che ha confrontato il filtraggio passa-banda 20–80 giorni con un metodo utilizzabile in tempo reale ha mostrato che entrambi riescono a rappresentare adeguatamente la struttura fondamentale e il ciclo di vita della BSISO, ma il metodo real-time è maggiormente contaminato dalla variabilità a bassa frequenza, compresa quella associata all’ENSO. In particolare, durante le estati successive a El Niño la rappresentazione della propagazione settentrionale e della frequenza delle fasi può dipendere dal metodo di filtraggio utilizzato. Il punto è rilevante per la Figura 11 perché una parte della relazione apparente tra BSISO ed ENSO può dipendere anche dal modo in cui le componenti intrastagionali e interannuali vengono separate matematicamente.
La scelta dell’indice bimodale utilizzato da Kikuchi riduce questo problema attraverso il filtraggio delle anomalie OLR e la costruzione di EEOF specificamente rappresentative della modalità estiva. La BSISO viene distinta dalla MJO e le prime due componenti descrivono l’evoluzione della convezione intrastagionale su una scala temporale di circa 25–90 giorni. Ciò rende il confronto della Figura 11 particolarmente significativo: la debole correlazione non è semplicemente il risultato dell’utilizzo di un indice ENSO confrontato con precipitazioni grezze, ma emerge dopo aver isolato specificamente la componente dinamica BSISO.
La Figura 11 ha inoltre implicazioni importanti per la prevedibilità stagionale e sub-stagionale. ENSO è relativamente prevedibile con mesi di anticipo rispetto alla BSISO. Se esistesse una forte relazione fra MEI e ampiezza stagionale della BSISO, la previsione ENSO potrebbe fornire direttamente un’indicazione sull’intensità media dell’attività intrastagionale della stagione successiva. Il valore r = 0,21 mostra però che una simile strategia avrebbe capacità molto limitata. Conoscere in anticipo l’arrivo di El Niño o La Niña non è sufficiente per stabilire se la prossima estate sarà caratterizzata da una BSISO complessivamente molto forte oppure molto debole.
Questo non significa che ENSO sia inutile per la previsione sub-stagionale. Al contrario, la conoscenza della fase ENSO può aiutare a specificare il background dinamico nel quale un evento BSISO evolverà. Sapere, per esempio, che durante una determinata fase ENSO il Pacifico occidentale presenta maggiore umidità troposferica, wind shear più favorevole o gradienti SST più marcati può modificare la probabilità che un evento riesca a propagarsi verso nord. Gli studi di Chen et al. (2020) e Lee et al. (2022) mostrano precisamente che lo stato ENSO può modificare la propagazione della BSISO in maniera sistematica. La prevedibilità legata a ENSO risiede pertanto più nelle condizioni favorevoli a specifici comportamenti della BSISO che nell’intensità complessiva dell’indice.
Esiste inoltre una differenza concettuale importante fra influenza e controllo. Una correlazione debole non consente di affermare che ENSO “non influenzi” la BSISO. Il termine influenza può riferirsi a modificazioni della posizione, velocità, propagazione, periodicità o struttura della convezione; il termine controllo implicherebbe invece che ENSO determini gran parte delle variazioni dell’intensità complessiva. La Figura 11 fornisce evidenza soprattutto contro quest’ultima interpretazione. ENSO modula la BSISO, ma non sembra controllarne in modo semplice l’ampiezza media JJASO.
Anche la relazione fra BSISO e monsone estivo asiatico contribuisce alla complessità. La frequenza e l’intensità degli eventi intrastagionali possono influenzare la precipitazione stagionale sull’India e su altre regioni monsoniche; Kikuchi ricorda che la frequenza degli episodi BSISO durante l’estate può contribuire a determinare l’ammontare stagionale delle precipitazioni monsoniche. A sua volta ENSO esercita una nota influenza sul monsone asiatico. Ne deriva un sistema nel quale ENSO, stato medio monsonico e BSISO possono interagire simultaneamente, rendendo difficile attribuire la variabilità stagionale a una singola causa.
In questo contesto assume importanza anche la retroazione della stessa variabilità intrastagionale sullo stato stagionale. Le anomalie convettive BSISO modificano i flussi radiativi, i venti superficiali, l’evaporazione, la SST e la circolazione atmosferica. La relazione fra SST e BSISO non è quindi necessariamente unidirezionale: mentre anomalie oceaniche lente possono modulare l’oscillazione, l’oscillazione può a sua volta generare anomalie SST attraverso i flussi aria-mare. Questa interazione bidirezionale rende particolarmente rischioso interpretare una semplice correlazione contemporanea tra MEI e ampiezza BSISO come un rapporto causale diretto.
Nel complesso, la Figura 11 costituisce quindi una dimostrazione efficace della necessità di distinguere fra la variabilità interannuale dell’ampiezza globale della BSISO e le modificazioni regionali della sua struttura dovute all’ENSO. La prima mostra soltanto una debole relazione con il MEI, con r = 0,21; le seconde possono invece essere molto più robuste e fisicamente significative. Durante determinati stati ENSO possono cambiare la distribuzione geografica della convezione, il contenuto di umidità della troposfera, il wind shear verticale, la vorticità, il gradiente meridionale della SST e la forza dell’interazione atmosfera-oceano, modificando così la capacità del sistema di propagarsi dall’equatore verso le regioni monsoniche settentrionali.
La lettura moderna della figura porta pertanto a un messaggio più articolato rispetto alla semplice affermazione secondo cui “ENSO e BSISO non sono correlati”. L’ampiezza stagionale complessiva della BSISO è scarsamente correlata con ENSO, ma la struttura spazio-temporale, la distribuzione regionale dell’energia intrastagionale e la propagazione possono essere sensibilmente modulate dalle condizioni ENSO. Questa distinzione permette di conciliare la debole correlazione di Kikuchi con gli studi che documentano effetti ENSO molto evidenti nel Pacifico occidentale. Non esiste una contraddizione: le ricerche stanno misurando aspetti differenti dello stesso fenomeno.
La Figura 11 evidenzia inoltre uno dei limiti più importanti della nostra comprensione della BSISO. Lo stesso Kikuchi osserva che non è ancora possibile spiegare adeguatamente ciò che controlla il livello complessivo dell’attività BSISO da un anno all’altro e identifica questa difficoltà come una delle questioni fondamentali ancora aperte nello studio dell’oscillazione. Il fatto che ENSO spieghi così poco della variabilità dell’ampiezza totale implica che debbano essere considerati contemporaneamente altri fattori: SST dell’Oceano Indiano, gradienti termici nel Pacifico settentrionale tropicale, stato medio del monsone, contenuto di umidità, wind shear, interazioni con la convezione sinottica e cicloni tropicali, variabilità atmosferica interna e possibili influenze provenienti da altre componenti lente del sistema climatico.
È proprio questa complessità a rendere la Figura 11 particolarmente importante nel contesto delle figure precedenti. La Figura 8 mostrava che la periodicità della BSISO può cambiare durante la stagione; le Figure 9 e 10 evidenziavano una grande variabilità nell’iniziazione, terminazione e longevità dei singoli eventi. La Figura 11 estende il concetto alla scala interannuale: non soltanto i singoli episodi sono diversi fra loro, ma anche il livello medio dell’attività BSISO varia fortemente da un’estate all’altra, senza poter essere ricondotto semplicemente al segno dell’ENSO. La BSISO appare dunque come un fenomeno dotato di una forte componente di variabilità interna, continuamente modulata ma non rigidamente determinata dallo stato climatico di grande scala.
In definitiva, la Figura 11 mostra che l’ENSO deve essere interpretato soprattutto come un modulatore dello stato di fondo entro il quale opera la BSISO e non come il principale regolatore lineare della sua intensità complessiva. Il coefficiente r = 0,21 costituisce una sintesi quantitativa di questa conclusione: El Niño e La Niña, presi isolatamente attraverso il MEI, non permettono di prevedere quanto intensa sarà mediamente la BSISO durante JJASO. Tuttavia, gli studi regionali di Liu et al. (2016), Wu e Cao (2017), Wu e Song (2018), Chen et al. (2020) e Lee et al. (2022) mostrano che ENSO può alterare profondamente l’ambiente dinamico e termodinamico della BSISO, influenzando il luogo nel quale essa concentra la propria attività, l’efficienza della propagazione verso nord e persino la durata con cui la convezione rimane organizzata. La conclusione scientificamente più corretta è quindi che la relazione BSISO–ENSO è debole quando viene ridotta a una correlazione fra due indici stagionali, ma diventa molto più ricca e significativa quando vengono considerate la struttura spaziale, la fase evolutiva dell’ENSO, la banda temporale della BSISO e i meccanismi fisici che regolano umidità, wind shear e interazione atmosfera-oceano. È proprio questa separazione fra ampiezza globale e risposta regionale a trasformare la Figura 11 da un semplice confronto statistico in una delle chiavi interpretative più importanti della variabilità interannuale della BSISO.
3.4 Variabilità interannuale
La Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO) presenta una marcata variabilità interannuale, evidente tanto nell’intensità quanto nella distribuzione spaziale, nella frequenza di occorrenza delle diverse fasi e, soprattutto, nelle caratteristiche della propagazione convettiva tra Oceano Indiano, Continente Marittimo e Pacifico occidentale. Fin dai lavori pionieristici di Salby e Hendon (1994), Lawrence e Webster (2001), Teng e Wang (2003) e Goswami et al. (2006), è apparso chiaro che la componente intrastagionale del monsone estivo asiatico non può essere considerata un’oscillazione rigidamente ripetitiva: da un’estate all’altra cambiano l’ampiezza delle anomalie convettive, la loro persistenza, la velocità e la direzione di propagazione e la capacità dell’anomalia originatasi sull’Oceano Indiano di raggiungere il Pacifico occidentale. Questa complessità costituisce una delle caratteristiche distintive della BSISO rispetto alla Madden–Julian Oscillation invernale, poiché durante l’estate boreale il massimo climatologico di convezione e precipitazione si sposta nell’emisfero settentrionale e l’oscillazione assume simultaneamente componenti di propagazione verso nord, nord-est e, in prossimità dell’equatore, verso est. La revisione di Kikuchi (2021) sottolinea proprio come questa complessità spazio-temporale renda la BSISO uno dei principali sistemi di variabilità subseasonal dei tropici e, contemporaneamente, uno dei fenomeni più difficili da rappresentare correttamente nei modelli climatici e previsionali.
Uno dei problemi fondamentali riguarda l’individuazione dei fattori responsabili delle differenze osservate da un anno all’altro. Le anomalie della temperatura superficiale del mare rappresentano un candidato naturale perché modificano la distribuzione della convezione tropicale, il contenuto di umidità della troposfera, la stabilità atmosferica, i gradienti termici, la circolazione di Walker e il campo dei venti monsonici. Tuttavia, il rapporto tra SST e BSISO non è riconducibile a una semplice relazione lineare secondo cui un Pacifico più caldo o più freddo produrrebbe necessariamente una BSISO globalmente più intensa o più debole. È invece necessario distinguere tra l’ampiezza complessiva dell’indice BSISO e l’intensità regionale dell’attività intrastagionale. La Figura 11 dello studio di Kikuchi costituisce un esempio particolarmente significativo: confrontando l’ampiezza media JJASO dell’indice BSISO con il Multivariate ENSO Index, la correlazione risulta pari soltanto a circa 0,21. Ciò significa che ENSO spiega una frazione molto limitata della variabilità interannuale dell’ampiezza complessiva dell’oscillazione. In altri termini, un anno caratterizzato da un forte El Niño non deve necessariamente corrispondere a una BSISO eccezionalmente intensa, così come una La Niña non implica automaticamente una sua attenuazione. La conclusione più importante è quindi che ENSO sembra esercitare un controllo molto più efficace sulla struttura geografica e sull’evoluzione della BSISO che non sulla sua attività integrata sull’intero dominio monsonico.
Questa distinzione aiuta a comprendere risultati apparentemente contrastanti presenti nella letteratura. Deng e Li (2016), analizzando le anomalie OLR osservate e i dati ERA-Interim nel periodo 1980–2012, mostrarono che la variabilità interannuale dell’intensità della BSISO è molto più pronunciata nel Pacifico tropicale occidentale rispetto all’Oceano Indiano tropicale. Gli anni caratterizzati da una forte attività BSISO nel Pacifico occidentale risultavano associati a condizioni di SST di tipo El Niño, a un’anomala shear verticale orientale del vento zonale e, soprattutto, a una maggiore disponibilità di umidità nell’ambiente di fondo. Esperimenti numerici condotti dagli stessi autori indicarono che proprio le modificazioni dell’umidità media rappresentano uno dei fattori più importanti nel modulare l’intensità della BSISO, mentre le variazioni dello shear verticale svolgono un ruolo significativo ma secondario. Questo risultato è di grande rilevanza fisica: le SST non agiscono semplicemente fornendo maggiore energia alla convezione, ma modificano l’intero stato termodinamico e dinamico entro il quale le perturbazioni intrastagionali devono svilupparsi e propagarsi.
Dal punto di vista termodinamico, un’atmosfera caratterizzata da maggiore umidità nella bassa e media troposfera richiede una minore quantità di energia per raggiungere condizioni favorevoli alla convezione profonda. Inoltre, le anomalie di convergenza e di moto verticale associate alla BSISO possono produrre risposte convettive più efficienti quando interagiscono con un ambiente già umido. Al contrario, la presenza di aria relativamente secca può favorire l’evaporazione delle precipitazioni, intensificare i downdraft e ostacolare il mantenimento delle anomalie convettive organizzate. Lo stato medio atmosferico svolge quindi una funzione di “filtro” attraverso il quale l’anomalia intrastagionale viene amplificata, attenuata oppure deviata nella propria propagazione. Allo stesso modo, lo shear verticale del vento modifica l’organizzazione dei sistemi convettivi e l’interazione tra anomalie di vorticità, convergenza e trasporto di umidità, risultando particolarmente importante per la propagazione meridionale caratteristica della BSISO.
In tale prospettiva diviene comprensibile perché gli effetti di ENSO siano fortemente regionali. Durante gli episodi di El Niño la zona di convezione tropicale climatologicamente favorevole tende a estendersi maggiormente verso il Pacifico centrale, mentre la risposta del Continente Marittimo può essere opposta. Kikuchi (2021), riprendendo Liu et al. (2016), Wu e Cao (2017) e Li e Mao (2019), evidenzia che durante El Niño la variabilità intrastagionale dell’OLR tende a rafforzarsi nel Pacifico equatoriale occidentale e centrale e a indebolirsi attorno al Continente Marittimo. Durante La Niña, invece, un’area relativamente ampia dall’Oceano Indiano settentrionale al Pacifico occidentale e centrale può presentare una riduzione della variabilità OLR intrastagionale. Questo comportamento dimostra che ENSO ridistribuisce longitudinalmente e latitudinalmente le regioni nelle quali l’oscillazione può esprimersi più efficacemente, piuttosto che determinare semplicemente un aumento o una diminuzione uniforme della BSISO.
Particolarmente interessante è il fatto che, nonostante tali differenze di ampiezza regionale, il ciclo di vita fondamentale della BSISO rimanga sorprendentemente robusto nei due stati opposti dell’ENSO. Nei compositi analizzati da Kikuchi, sia durante El Niño sia durante La Niña l’anomalia convettiva comincia generalmente a manifestarsi nell’Oceano Indiano equatoriale centrale durante la fase 1, per poi spostarsi verso nord attraverso l’Oceano Indiano settentrionale nelle fasi 2–5. Contemporaneamente, a partire dalla fase 4 emerge una nuova area convettiva nel Pacifico occidentale equatoriale. L’interazione tra queste due componenti produce, nelle fasi centrali del ciclo, la caratteristica struttura convettiva allungata in direzione nord-ovest–sud-est, seguita dallo spostamento verso nord-ovest della convezione nel Pacifico occidentale. La geometria generale dell’oscillazione appare quindi relativamente stabile, mentre ENSO ne modifica soprattutto l’intensità e l’estensione geografica. Durante El Niño la componente convettiva del Pacifico nord-occidentale risulta tipicamente più intensa e maggiormente estesa verso est; durante La Niña essa tende a essere più debole e confinata più a occidente.
Questa apparente conservazione del ciclo di vita medio non deve però essere interpretata come assenza di una significativa modulazione interannuale della propagazione. Zhang, Wang e Liu (2019), studiando le estati boreali del periodo 1979–2018, mostrarono infatti che gran parte della variabilità interannuale della BSISO risiede proprio nella sua evoluzione successiva all’inizializzazione sull’Oceano Indiano, più che nell’intensità iniziale dell’oscillazione sull’Oceano Indiano stesso. Gli autori identificarono quattro configurazioni principali: un regime nel quale la BSISO si propaga sia verso nord sia verso est raggiungendo Pacifico occidentale equatoriale e Pacifico nord-occidentale; un regime caratterizzato prevalentemente dalla propagazione settentrionale; un regime con propagazione prevalentemente orientale; e un regime quasi stazionario nel quale il segnale non riesce a raggiungere efficacemente né il Pacifico occidentale equatoriale né quello subtropicale. Il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale equatoriale emergono come regioni cruciali, poiché le condizioni medie di umidità e moto verticale presenti in queste aree possono facilitare oppure ostacolare il proseguimento della propagazione.
Il cosiddetto “Maritime Continent barrier effect” assume pertanto una particolare rilevanza nell’interpretazione della variabilità interannuale. La complessa distribuzione di terre emerse, mari poco profondi, grandi isole e catene montuose tra Indonesia, Nuova Guinea e regioni circostanti produce forti cicli diurni della convezione e interazioni atmosfera-oceano-terra capaci di interrompere o riorganizzare una perturbazione convettiva proveniente dall’Oceano Indiano. Se l’ambiente stagionale sul Continente Marittimo è relativamente secco e caratterizzato da moto discendente, la BSISO può perdere coerenza e non riuscire a trasferire efficacemente il proprio segnale al Pacifico occidentale. Viceversa, condizioni di umidità superiore alla norma e moto ascendente favoriscono la rigenerazione della convezione e la continuità della propagazione verso est. Zhang et al. (2019) hanno infatti evidenziato come gli stati medi dinamici e termodinamici sul Continente Marittimo e sul Pacifico occidentale equatoriale siano determinanti per discriminare tra i diversi regimi di propagazione osservati da un’estate all’altra.
Ulteriori elementi emergono considerando non soltanto lo stato contemporaneo di ENSO, ma anche la sua evoluzione stagionale precedente. Lin (2019) ha individuato una significativa migrazione interannuale nord-sud dell’attività intrastagionale estiva nella regione compresa tra Asia orientale e Pacifico nord-occidentale. Dopo un inverno-primavera caratterizzato da El Niño, l’attività convettiva intrastagionale tende a essere maggiormente concentrata tra l’Oceano Indiano orientale equatoriale e il Continente Marittimo; dopo una La Niña, invece, aumenta la frequenza dell’attività intrastagionale associata alle precipitazioni sulla Cina meridionale, sul Mar Cinese Meridionale subtropicale e sul Pacifico occidentale. La relazione individuata nello studio tra questa migrazione meridionale-settentrionale e l’ENSO precedente raggiunge valori elevati, indicando che la memoria oceanica dell’evento ENSO invernale può lasciare un’impronta sullo stato medio atmosferico della successiva stagione monsonica.
Questo risultato è particolarmente importante per la prevedibilità stagionale e subseasonal-to-seasonal, perché suggerisce che una parte delle caratteristiche statistiche dell’attività BSISO estiva potrebbe essere condizionata diversi mesi prima. Non significa, naturalmente, che si possa prevedere con largo anticipo la fase specifica della BSISO di un determinato giorno; significa piuttosto che le condizioni oceaniche lente possono alterare le probabilità climatiche dei diversi regimi di propagazione e delle differenti localizzazioni dell’attività convettiva. ENSO può quindi essere interpretato come una condizione al contorno che modifica lo “spazio delle probabilità” all’interno del quale evolve la BSISO, senza determinarne in modo deterministico la successione giornaliera delle fasi. Questo concetto permette inoltre di conciliare la debole correlazione tra MEI e ampiezza complessiva della BSISO mostrata dalla Figura 11 con la forte modulazione regionale individuata da altri studi: si stanno infatti analizzando aspetti differenti dello stesso fenomeno.
Una componente ulteriore è rappresentata dall’asimmetria tra El Niño e La Niña. Wang, Wu e Gu (2022) hanno mostrato che la risposta delle oscillazioni intrastagionali nel Pacifico nord-occidentale non è specularmente opposta nei due stati ENSO. Durante le estati di sviluppo di El Niño, l’aumento dell’intensità dell’ISO nel Pacifico tropicale occidentale tende a essere più pronunciato e collocato più a est rispetto alla riduzione osservata durante le estati di sviluppo di La Niña. Tale asimmetria è associata allo spostamento e alla diversa intensità delle anomalie nei venti occidentali di basso livello, nel moto ascendente, nello shear orientale del vento zonale e nell’umidità atmosferica. Anche le componenti 10–20 giorni e 30–60 giorni rispondono differentemente, riflettendo origini e traiettorie di propagazione non identiche. Gli esperimenti numerici indicano che una parte importante di questa asimmetria nasce dalla risposta non lineare della circolazione atmosferica alle anomalie positive e negative di SST del Pacifico tropicale centro-orientale.
Pertanto, la relazione BSISO–ENSO è più propriamente descritta come un’interazione multiscala e non lineare tra variabilità interannuale e variabilità intrastagionale. ENSO modifica lentamente il campo di SST su scale temporali stagionali e interannuali; queste anomalie influenzano la circolazione di Walker, i venti monsonici, la posizione della convezione climatologica, l’umidità troposferica e lo shear verticale. La BSISO, che evolve su scale di alcune settimane, si sviluppa all’interno di questo ambiente modificato e può pertanto assumere caratteristiche differenti a seconda del background climatico. A sua volta, la convezione intrastagionale produce anomalie nei flussi di calore latente, nella radiazione solare incidente e nei venti superficiali che modificano la SST, introducendo una componente di accoppiamento bidirezionale atmosfera-oceano. Ne deriva un sistema nel quale le SST lente condizionano la BSISO, ma la BSISO stessa contribuisce all’evoluzione delle SST su scale intrastagionali.
Le ricerche più recenti mostrano inoltre che ENSO non è l’unica modalità oceanica in grado di modulare la variabilità interannuale della BSISO. Zhou et al. (2024, pubblicato nel volume 2025 di Atmospheric and Oceanic Science Letters) hanno evidenziato un ruolo significativo del Pacific Meridional Mode (PMM) nell’attività intrastagionale del Pacifico nord-occidentale subtropicale. Il loro studio distingue due principali centri di variabilità interannuale: uno nel Pacifico equatoriale centro-occidentale, maggiormente collegato a ENSO, e uno nella fascia subtropicale del Pacifico nord-occidentale, maggiormente associato al PMM. Durante la fase calda del PMM, l’aumento dell’umidità media estiva nel Pacifico nord-occidentale interagisce con perturbazioni più intense della velocità verticale, aumentando il trasporto verticale di umidità nella bassa troposfera e creando condizioni più favorevoli all’instabilità convettiva. Gli esperimenti modellistici forzati con anomalie SST simili a quelle del PMM confermano questa interpretazione.
Tale risultato amplia notevolmente l’interpretazione fornita dalla sola Figura 11. Una correlazione debole tra MEI e ampiezza media JJASO non implica infatti che la variabilità oceanica interannuale sia irrilevante. Al contrario, suggerisce che l’utilizzo di un singolo indice climatico globale possa nascondere rapporti regionali molto più forti. ENSO controlla prevalentemente determinati settori del Pacifico equatoriale, mentre altre modalità come il PMM possono esercitare un’influenza maggiore nelle regioni subtropicali. È quindi probabile che l’ampiezza BSISO osservata in un determinato anno derivi dalla sovrapposizione di diverse configurazioni di SST, ognuna capace di modificare regioni differenti del dominio indo-pacifico. Questa interpretazione rende comprensibile perché due eventi ENSO nominalmente simili possano essere associati a evoluzioni della BSISO sostanzialmente differenti.
Anche il sistema dell’Oceano Indiano può contribuire a questa modulazione. Le osservazioni indicano che le anomalie associate all’Indian Ocean Dipole e alla struttura meridionale delle SST dell’Oceano Indiano possono modificare i gradienti termici e di umidità che sostengono la propagazione verso nord. In particolare, studi sulle condizioni dell’Oceano Indiano hanno mostrato che durante alcuni anni caratterizzati da IOD negativo la propagazione settentrionale della BSISO può risultare più coerente, accompagnata da un gradiente meridionale di SST più favorevole, mentre negli anni con IOD positivo possono emergere configurazioni meno regolari. Ciò rafforza l’idea che la variabilità della BSISO sia determinata dalla configurazione complessiva indo-pacifica più che dal valore di un singolo indice.
Una prospettiva ancora più ampia è offerta dalle ricerche che stanno analizzando possibili precursori extratropicali. Xie et al. (2024), ad esempio, hanno individuato una relazione statisticamente significativa tra la concentrazione del ghiaccio marino artico nell’inverno precedente, in particolare nel settore a nord dei mari della Siberia orientale e di Beaufort, e la frequenza estiva di alcune fasi della componente BSISO1 a 30–60 giorni. Gli autori propongono una catena dinamica nella quale le anomalie del ghiaccio marino influenzano i flussi di calore locali e la circolazione atmosferica del Pacifico settentrionale, modificano la Depressione Aleutinica e contribuiscono successivamente ad anomalie di SST e circolazione nei pressi del Giappone e del Mare delle Filippine. Le modificazioni di baroclinicità, vorticità, moto verticale e trasporto di vapore acqueo possono infine alterare la probabilità di determinate configurazioni della BSISO. Si tratta di un campo di ricerca ancora recente, ma che dimostra come la variabilità interannuale dell’oscillazione possa risentire di interazioni climatiche estese ben oltre la regione tropicale.
Le conseguenze di tale variabilità sono rilevanti anche per gli impatti meteorologici. La posizione e l’intensità della convezione BSISO controllano infatti la distribuzione delle fasi attive e di pausa del monsone, la probabilità di precipitazioni persistenti, la formazione delle depressioni monsoniche e l’ambiente favorevole alla ciclogenesi tropicale nel Pacifico nord-occidentale. Una modificazione anche relativamente modesta della traiettoria dell’anomalia convettiva può quindi produrre differenze sostanziali nella distribuzione stagionale delle precipitazioni tra India, Golfo del Bengala, Cina meridionale, Mar Cinese Meridionale, Filippine e Pacifico occidentale. Lin (2019) collega esplicitamente la migrazione interannuale dell’attività intrastagionale alle variazioni della pioggia persistente sull’Asia orientale e alle condizioni favorevoli all’attività dei cicloni tropicali, evidenziando la rilevanza della modulazione ENSO per la prevedibilità meteorologica su scale da alcune settimane a diversi mesi.
Studi ancora più recenti suggeriscono inoltre che le SST del Pacifico possano modulare non soltanto la BSISO stessa ma anche il modo in cui essa influenza le precipitazioni extratropicali e monsoniche. Weng, Liang e Lin (2024), studiando le precipitazioni della Cina orientale associate alla BSISO, hanno mostrato che il background di SST del Pacifico, incluso il PMM, può alterare la risposta delle onde di Rossby, l’intensità dell’anticiclone subtropicale del Pacifico occidentale, i flussi di umidità e quindi la posizione della convergenza delle precipitazioni. Ciò significa che due episodi della BSISO con una struttura intrinseca simile possono produrre conseguenze pluviometriche differenti se inseriti in stati oceanici interannuali diversi.
Nel complesso, l’evidenza scientifica suggerisce quindi una visione gerarchica della variabilità interannuale della BSISO. Al livello più generale, l’ampiezza integrata dell’oscillazione presenta una notevole variabilità da un’estate all’altra, ma non mostra una relazione lineare forte con ENSO, come evidenziato dalla bassa correlazione di circa 0,21 tra ampiezza media JJASO e MEI riportata da Kikuchi. A un livello regionale, tuttavia, le teleconnessioni diventano molto più evidenti: ENSO può intensificare la variabilità intrastagionale nel Pacifico occidentale e centrale, alterarne l’estensione longitudinale e influenzare la posizione latitudinale della convezione; le condizioni di umidità e shear verticale determinano quanto efficacemente tali anomalie possano organizzarsi; il Continente Marittimo agisce come una regione critica per la continuità della propagazione; il PMM modula in maniera significativa il Pacifico subtropicale nord-occidentale; altre modalità come l’IOD e persino alcuni precursori extratropicali possono contribuire ulteriormente alla variabilità osservata.
La debole correlazione tra ENSO e attività complessiva della BSISO non deve dunque essere interpretata come una loro indipendenza dinamica. Piuttosto, essa mostra che ENSO non rappresenta un controllo unidimensionale dell’oscillazione. La BSISO emerge dall’interazione tra processi atmosferici interni, accoppiamento aria-mare, distribuzione dell’umidità, shear verticale, stato del monsone asiatico e configurazioni di SST distribuite sull’intero bacino indo-pacifico. ENSO costituisce una componente fondamentale di questo ambiente, ma il suo effetto dipende dalla regione geografica, dalla fase di sviluppo o decadimento dell’evento, dalla struttura spaziale delle anomalie di SST e dall’interazione con altre modalità climatiche. Da questo punto di vista, uno degli insegnamenti più significativi della letteratura recente è che per comprendere la variabilità interannuale della BSISO non è sufficiente chiedersi se un determinato anno sia caratterizzato da El Niño o La Niña; occorre analizzare dove sono localizzate le anomalie oceaniche, come esse modificano l’umidità e la circolazione atmosferica di fondo e, soprattutto, se tali condizioni favoriscono o ostacolano il trasferimento della convezione dall’Oceano Indiano al Continente Marittimo e successivamente al Pacifico occidentale.
La variabilità interannuale della BSISO deve pertanto essere considerata come il risultato dell’interazione tra un’oscillazione atmosferica relativamente rapida, con periodicità dominante di alcune decine di giorni, e un sistema climatico di fondo che evolve su scale stagionali, interannuali e persino decadali. Proprio questa sovrapposizione di scale temporali spiega perché la BSISO possa mantenere un ciclo di vita fondamentale riconoscibile pur mostrando differenze molto marcate tra un anno e l’altro. La struttura generale della propagazione convettiva può rimanere simile, mentre cambiano considerevolmente la sua intensità, la localizzazione dei massimi, l’efficienza della propagazione verso nord e verso est e gli effetti sulle precipitazioni e sulla circolazione monsonica. In questa prospettiva, la Figura 11 non rappresenta semplicemente una dimostrazione della debole relazione statistica tra ampiezza della BSISO ed ENSO, ma introduce un concetto più profondo: la variabilità interannuale della BSISO non è governata da un singolo indice climatico, bensì dalla configurazione tridimensionale e multiscala dello stato atmosferico-oceanico dell’intero sistema indo-pacifico. È proprio questa complessità a rendere la BSISO contemporaneamente una delle principali fonti di variabilità meteorologica dell’estate boreale e una delle componenti più importanti, ma ancora difficili da sfruttare pienamente, della prevedibilità subseasonal-to-seasonal.
Figura 12 – Modulazione della struttura e del ciclo di vita della BSISO da parte di El Niño e La Niña
La Figura 12 fornisce una rappresentazione particolarmente efficace della relazione tra la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO) e l’El Niño–Southern Oscillation (ENSO), mettendo in evidenza un aspetto essenziale della variabilità tropicale su scale multiple: El Niño e La Niña non sembrano determinare in maniera semplice e lineare l’intensità complessiva della BSISO, ma possono modificare profondamente l’ambiente oceanico-atmosferico nel quale essa si sviluppa, alterandone l’ampiezza regionale, l’estensione longitudinale della convezione e, in una certa misura, le caratteristiche della propagazione. Questa distinzione è fondamentale perché permette di conciliare la debole correlazione, pari a circa 0,21, osservata nella Figura 11 tra l’ampiezza media JJASO della BSISO e il Multivariate ENSO Index con le differenze spaziali molto più marcate illustrate dalla Figura 12. In altri termini, ENSO non sembra funzionare come un controllo diretto dell’“accensione” o dello “spegnimento” della BSISO, quanto piuttosto come un modulatore dello stato medio del sistema indo-pacifico, capace di rendere alcune regioni più o meno favorevoli allo sviluppo e alla propagazione delle anomalie convettive intrastagionali. Questa interpretazione è coerente con la più ampia letteratura sulla variabilità interannuale delle oscillazioni intrastagionali tropicali e con la sintesi proposta da Kikuchi (2021), secondo cui la BSISO possiede una dinamica interna relativamente robusta, ma interagisce fortemente con le condizioni oceaniche e atmosferiche di fondo.
Per costruire i compositi mostrati nella figura, Kikuchi identifica separatamente gli anni di El Niño e di La Niña mediante il MEI, considerando come El Niño le estati nelle quali l’indice rimane superiore a +0,5 tra giugno e ottobre e come La Niña quelle nelle quali permane al di sotto di −0,5. Con questo criterio vengono selezionati sette anni di El Niño — 1982, 1986, 1987, 1993, 1994, 1997 e 2015 — e otto anni di La Niña — 1988, 1989, 1998, 1999, 2007, 2008, 2010 e 2011. L’indice BSISO viene quindi ricostruito separatamente per i due insiemi di anni mediante la stessa procedura utilizzata per l’indice climatologico generale, consentendo di confrontare le strutture composite dell’oscillazione in due stati climatici opposti. Questo approccio è metodologicamente importante perché evita di limitarsi alla semplice correlazione tra un indice ENSO e un indice BSISO e permette invece di osservare direttamente come cambia la geografia della convezione e della variabilità intrastagionale.
I pannelli superiori, (a) e (b), rappresentano le anomalie della temperatura superficiale del mare durante il periodo giugno–ottobre e forniscono quindi il contesto oceanico nel quale si sviluppano i due compositi. Nel pannello (a), relativo agli anni di El Niño, emerge la caratteristica lingua di anomalie positive della SST lungo il Pacifico equatoriale centrale e orientale, con valori che nelle regioni maggiormente interessate raggiungono o superano circa +1–1,5 K. La disposizione delle anomalie indica il tipico spostamento verso est delle acque superficiali più calde e la concomitante riorganizzazione della circolazione tropicale associata all’indebolimento della circolazione di Walker. Sul lato occidentale del bacino e in parte del settore indo-pacifico compaiono invece anomalie relativamente più fredde. Nel pannello (b), relativo a La Niña, la configurazione è sostanzialmente opposta: una vasta area di SST inferiori alla norma occupa il Pacifico equatoriale centrale e orientale, mentre il warm pool occidentale rimane relativamente più caldo e maggiormente concentrato verso il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale. Queste differenze oceaniche esercitano un ruolo decisivo nel modificare la posizione climatologica della convezione, i gradienti di pressione e di umidità, la circolazione zonale tropicale e i campi di vento nei bassi strati, tutti elementi che possono interagire con la BSISO senza determinarne necessariamente l’ampiezza media sull’intero dominio.
La lettura dei pannelli centrali, (c) e (d), consente di passare dallo stato medio oceanico alla risposta della variabilità intrastagionale atmosferica. Qui viene rappresentata la variazione dell’ampiezza della componente intrastagionale dell’OLR, espressa attraverso la deviazione standard delle anomalie filtrate. Poiché una deviazione standard in senso matematico è una quantità positiva, le tonalità positive e negative della figura vanno interpretate come incremento o diminuzione della variabilità rispetto al riferimento utilizzato per costruire il composito. I valori positivi indicano dunque regioni nelle quali le fluttuazioni convettive intrastagionali tendono a essere maggiormente pronunciate, mentre quelli negativi evidenziano settori nei quali esse risultano attenuate. Gli autori applicano inoltre una levigatura spaziale a nove punti esclusivamente per rendere più leggibili le strutture su larga scala.
Il contrasto tra El Niño e La Niña è particolarmente evidente. Nel pannello (c), gli anni di El Niño sono associati a un marcato incremento della variabilità intrastagionale dell’OLR nel Pacifico equatoriale occidentale e centrale, mentre una riduzione interessa soprattutto il Continente Marittimo e alcune regioni circostanti. Questa configurazione suggerisce che, durante El Niño, il “centro di gravità” della variabilità convettiva intrastagionale tende a spostarsi maggiormente verso est rispetto alla climatologia. Il risultato concorda con Teng e Wang (2003), che già avevano documentato importanti variazioni interannuali della BSISO nella regione Asia-Pacifico e avevano mostrato come l’ambiente tropicale interannuale possa modificare in maniera significativa l’intensità e la localizzazione dell’attività intrastagionale.
Liu et al. (2016) hanno approfondito questa problematica mostrando che la relazione tra anomalie di SST e intensità delle oscillazioni intrastagionali diventa molto più evidente quando l’analisi viene effettuata regionalmente, anziché mediante un singolo indice integrato sull’intero dominio tropicale. Gli autori evidenziano infatti che misure globali dell’attività intrastagionale possono mostrare una scarsa correlazione con le SST, mentre la distribuzione spaziale dell’intensità convettiva presenta legami molto più netti con differenti configurazioni oceaniche. Tale risultato aiuta a comprendere perché la Figura 11 mostri una correlazione complessiva relativamente bassa tra BSISO ed ENSO, mentre la Figura 12 rivela anomalie regionali molto pronunciate. La media spaziale può infatti compensare settori nei quali la BSISO viene amplificata con altri nei quali viene simultaneamente soppressa, mascherando una forte riorganizzazione geografica dell’oscillazione.
Nel pannello (d), relativo agli anni di La Niña, la configurazione è ancora diversa. La variabilità intrastagionale dell’OLR tende a essere ridotta su un’area molto vasta che si estende dall’Oceano Indiano settentrionale attraverso il Continente Marittimo fino al Pacifico occidentale e centrale. Kikuchi sottolinea che questa struttura risulta coerente con quanto individuato da Li e Mao (2019), i quali hanno analizzato la variabilità interannuale della componente BSISO a 30–60 giorni nell’intero dominio del monsone estivo asiatico. Il loro studio mostra che l’intensità della BSISO non risponde a una singola configurazione SST uniforme, ma è associata a differenti pattern spaziali, tra cui il contrasto termico tra il Pacifico centro-orientale settentrionale e l’Oceano Indiano tropicale e una struttura “a seesaw” tra l’Oceano Indiano equatoriale sud-orientale e il Pacifico occidentale equatoriale. Ciò rafforza l’idea secondo cui la variabilità interannuale della BSISO dipende dalla configurazione complessiva indo-pacifica più che dal solo valore di un indice ENSO.
L’interpretazione dei pannelli centrali deve inoltre tenere conto del fatto che la BSISO comprende diversi intervalli di frequenza intrastagionale. Wu e Cao (2017), distinguendo l’oscillazione a 10–20 giorni dalla componente a 30–60 giorni sul Pacifico nord-occidentale tropicale, hanno mostrato che le due bande temporali possono rispondere in modo diverso all’ENSO. In particolare, l’attività a 10–20 giorni tende a essere rafforzata durante le estati di sviluppo di El Niño, mentre quella a 30–60 giorni può intensificarsi nelle estati successive al decadimento di La Niña. Gli autori attribuiscono tali differenze alle modificazioni dello shear verticale del vento, dell’umidità troposferica e dei moti verticali prodotte dalle anomalie di SST del Pacifico e dell’Oceano Indiano. Questo risultato costituisce un’importante cautela interpretativa: parlare genericamente di “BSISO più forte durante El Niño” o “più debole durante La Niña” può essere fuorviante, poiché l’esito dipende dalla regione geografica, dalla scala temporale considerata e dalla fase evolutiva dell’evento ENSO.
I pannelli inferiori, (e) e (f), costituiscono probabilmente la parte più significativa della Figura 12 perché mostrano direttamente il ciclo di vita composito della BSISO nelle otto fasi durante El Niño e La Niña. Le anomalie di OLR negative, rappresentate dalle tonalità blu, sono associate a sommità nuvolose fredde, convezione profonda e precipitazioni generalmente superiori alla norma; le anomalie positive, in rosso, indicano invece ridotta copertura nuvolosa profonda e condizioni convettivamente soppresse. Questa convenzione cromatica permette di seguire il trasferimento dell’anomalia convettiva attraverso l’intero sistema indo-pacifico.
Durante la fase 1, sia nel composito di El Niño sia in quello di La Niña, la componente convettivamente attiva compare nell’Oceano Indiano equatoriale centrale, mentre anomalie OLR positive occupano altre regioni del dominio tropicale. Questo punto è fondamentale perché dimostra che l’origine geografica media del ciclo BSISO viene conservata nei due stati ENSO. Nelle fasi 2 e 3, la convezione si intensifica e comincia a propagarsi verso nord sull’Oceano Indiano, producendo progressivamente la tipica struttura inclinata in direzione nord-ovest–sud-est. Nelle fasi 4 e 5, il segnale convettivo raggiunge le regioni monsoniche settentrionali e contemporaneamente emerge una nuova componente nel Pacifico occidentale equatoriale. La coesistenza della propagazione verso nord sull’Oceano Indiano e dello sviluppo della convezione più a est genera la caratteristica banda convettiva allungata che costituisce uno degli elementi distintivi della BSISO boreale. Infine, nelle fasi 6–8, la convezione sul Pacifico occidentale tende a spostarsi progressivamente verso nord e nord-ovest, mentre nell’Oceano Indiano subentra gradualmente la fase convettivamente soppressa, preparando il sistema alla successiva ripartenza del ciclo. Kikuchi sottolinea esplicitamente come tale evoluzione fondamentale sia riconoscibile in entrambi gli stati ENSO.
La robustezza di questo ciclo è coerente con gli studi classici sulla propagazione della BSISO. Lawrence e Webster (2002) hanno mostrato come la componente verso nord osservata durante l’estate boreale sia dinamicamente connessa alla propagazione verso est lungo l’equatore e non debba essere interpretata come un fenomeno completamente separato. La convezione che si sviluppa nell’Oceano Indiano equatoriale produce risposte dinamiche in grado di favorire la formazione di anomalie cicloniche e convergenza a latitudini progressivamente più settentrionali, mentre contemporaneamente il segnale equatoriale continua a interagire con il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale. Questa struttura bidimensionale distingue la BSISO dalla MJO invernale e spiega perché la banda convettiva mostrata nelle fasi 4–6 della Figura 12 sia inclinata diagonalmente anziché organizzata esclusivamente lungo l’equatore.
Nonostante la somiglianza del ciclo generale, emerge tuttavia una differenza sistematica molto importante tra i pannelli (e) e (f). Durante El Niño, la convezione associata alla BSISO nel Pacifico nord-occidentale appare generalmente più intensa e soprattutto maggiormente estesa verso est; durante La Niña, invece, l’anomalia convettiva tende a essere meno intensa e maggiormente confinata verso il Pacifico occidentale. Questa differenza diventa particolarmente evidente nelle fasi centrali e finali, quando il nucleo blu della convezione attiva durante El Niño si estende attraverso una regione longitudinale molto più ampia. Kikuchi mette direttamente in relazione questo comportamento con le anomalie di variabilità OLR mostrate nei pannelli (c) e (d): laddove lo stato di fondo favorisce una maggiore attività intrastagionale, anche il ciclo composito della BSISO può raggiungere ampiezze maggiori.
Il meccanismo fisico attraverso cui ENSO produce queste differenze non è riconducibile alla sola SST locale. Deng e Li (2016) hanno mostrato che la variabilità interannuale dell’intensità BSISO è sensibilmente maggiore nel Pacifico tropicale occidentale rispetto all’Oceano Indiano tropicale e che gli anni caratterizzati da forte attività sul Pacifico occidentale sono associati a configurazioni di SST simili a El Niño, a maggiore contenuto di umidità atmosferica e a uno shear verticale anomalo di componente orientale. Attraverso esperimenti numerici, gli autori hanno evidenziato che l’umidità di fondo svolge un ruolo particolarmente importante, probabilmente superiore a quello dello shear verticale nel determinare l’ampiezza della convezione intrastagionale. Un’atmosfera più umida nella bassa e media troposfera riduce infatti l’effetto inibente dell’entrainment di aria secca nelle correnti ascendenti e permette alle anomalie dinamiche associate alla BSISO di sviluppare più facilmente convezione profonda organizzata.
Lo shear verticale del vento rimane comunque un elemento essenziale della propagazione settentrionale. La circolazione monsonica estiva presenta una struttura verticale caratterizzata da venti occidentali nei bassi strati e orientali in quota, creando condizioni favorevoli alla generazione di anomalie di vorticità a nord della regione convettiva. Queste anomalie favoriscono convergenza nello strato limite e accumulo di umidità davanti al centro della convezione, predisponendo l’atmosfera allo sviluppo della fase successiva più a nord. In questo quadro, le modificazioni indotte da ENSO sulla circolazione di fondo possono accelerare, indebolire o deviare questo meccanismo senza distruggere necessariamente la sequenza fondamentale delle otto fasi. La letteratura sulla propagazione della BSISO ha identificato proprio nell’interazione tra shear verticale, vorticità, convergenza nei bassi strati, umidità e trasporto di moist static energy alcuni dei processi principali attraverso i quali l’anomalia convettiva avanza verso nord. La revisione di Kikuchi sottolinea tuttavia che l’importanza relativa di tali processi rimane ancora oggetto di discussione e può differire tra Oceano Indiano e Pacifico occidentale.
Anche l’interazione aria-mare contribuisce alla propagazione. Davanti a un centro convettivo attivo, la riduzione della nuvolosità e le anomalie dei venti possono produrre un riscaldamento della superficie marina; quando la convezione raggiunge successivamente quella regione, l’aumento dell’evaporazione, dell’instabilità e del contenuto di umidità può favorire una nuova fase convettiva. Wang et al. (2018) hanno sottolineato il ruolo dell’accoppiamento aria-mare nella componente BSISO a 30–60 giorni del Pacifico nord-occidentale, mentre studi successivi hanno confermato che tale interazione assume particolare rilevanza proprio nel settore occidentale del Pacifico. Questa componente permette di comprendere perché una modificazione della distribuzione delle SST da parte di ENSO possa produrre effetti non locali e influenzare il percorso della BSISO attraverso l’intero dominio.
Il Continente Marittimo rappresenta in questo contesto una regione di transizione critica. La complessa distribuzione di isole, mari poco profondi e rilievi montuosi tra Indonesia, Nuova Guinea e mari circostanti genera un intenso ciclo diurno della convezione e forti gradienti terra-mare, rendendo particolarmente difficile la propagazione coerente delle perturbazioni convettive tropicali. Nel composito El Niño della Figura 12 la diminuzione della variabilità intrastagionale nei pressi del Continente Marittimo coesiste con un aumento della variabilità più a est sul Pacifico occidentale e centrale. Ciò suggerisce che la risposta non debba essere immaginata come una semplice “traslazione” uniforme della BSISO, ma come una riorganizzazione dell’intero ambiente convettivo indo-pacifico, all’interno della quale alcune regioni diventano meno favorevoli mentre altre acquisiscono maggiore instabilità e disponibilità di umidità.
Un ulteriore sviluppo di questa interpretazione è fornito dallo studio di Strnad et al. (2023) pubblicato su Nature Communications. Attraverso tecniche di machine learning e reti climatiche applicate agli estremi di precipitazione, gli autori hanno identificato tre differenti modalità di propagazione associate alla BSISO: una propagazione canonica verso nord-est, una modalità “eastward-blocked”, nella quale il segnale non riesce a progredire efficacemente verso est, e una modalità quasi stazionaria. Le anomalie della SST del Pacifico risultano capaci di modulare la probabilità di queste differenti traiettorie modificando la moist static energy di fondo e le circolazioni di overturning zonali e meridionali. In particolare, condizioni simili a El Niño risultano associate più frequentemente alla modalità quasi stazionaria, mentre configurazioni simili a La Niña favoriscono maggiormente quella con propagazione verso est bloccata. Il risultato non contraddice la Figura 12, perché i compositi di Kikuchi descrivono il ciclo medio per i due stati ENSO, mentre Strnad et al. mostrano che, all’interno di tali medie, esiste una significativa varietà di percorsi individuali.
Questo punto è particolarmente rilevante dal punto di vista metodologico. Una struttura composita tende necessariamente a evidenziare gli elementi comuni tra molti eventi e ad attenuare quelli che differiscono da un episodio all’altro. Pertanto, il fatto che i pannelli (e) e (f) presentino cicli di vita medi relativamente simili non implica che ogni evento BSISO evolva allo stesso modo durante El Niño e La Niña. Significa piuttosto che il nucleo dinamico del ciclo — inizializzazione sull’Oceano Indiano equatoriale, propagazione settentrionale, sviluppo sul Pacifico occidentale e successivo movimento verso nord-ovest — rimane statisticamente riconoscibile. ENSO interviene modificando la probabilità con cui determinate traiettorie, ampiezze e localizzazioni vengono realizzate.
Anche la ricerca più recente conferma l’importanza dello stato oceanico medio. Yang et al. (2024) hanno mostrato che il riscaldamento dell’Oceano Indiano tropicale è associato a un rafforzamento della propagazione settentrionale della BSISO nel Pacifico nord-occidentale nelle ultime decadi analizzate. Attraverso osservazioni ed esperimenti modellistici, gli autori attribuiscono parte di tale cambiamento a una maggiore interazione aria-mare e a un incremento delle anomalie di umidità nella libera troposfera, che rafforzano la convezione a nord del centro BSISO. Anche le modificazioni della vorticità dovute allo shear verticale dello stato medio contribuiscono alla risposta. Questo studio è particolarmente interessante nel contesto della Figura 12 perché dimostra che ENSO costituisce soltanto una delle possibili sorgenti di modulazione oceanica: il background termico dell’Oceano Indiano e le sue variazioni decadali possono cambiare sensibilmente la propagazione della BSISO anche indipendentemente dalla fase ENSO contemporanea.
Le differenze osservate nella Figura 12 hanno inoltre importanti conseguenze per il monsone estivo asiatico. La BSISO è una delle principali responsabili dell’alternanza tra periodi attivi e break del monsone indiano e influenza la distribuzione delle precipitazioni dall’India al Golfo del Bengala, dalla Cina meridionale alle Filippine e al Pacifico nord-occidentale. Uno spostamento verso est o un rafforzamento della componente convettiva sul Pacifico durante El Niño può quindi alterare significativamente la posizione delle regioni di convergenza, il trasporto di umidità e la formazione delle depressioni monsoniche. Analogamente, una convezione maggiormente confinata verso ovest durante La Niña può modificare la persistenza e la posizione delle fasi umide e secche. Strnad et al. (2023) hanno mostrato come differenti modalità di propagazione della BSISO producano sequenze diverse di precipitazioni estreme e abbiano potenziali implicazioni per la previsione subseasonal fino a diverse settimane.
La diversa estensione della convezione nel Pacifico occidentale può inoltre influenzare la ciclogenesi tropicale. Le fasi convettivamente attive della BSISO modificano la vorticità ciclonica nei bassi strati, l’umidità relativa, lo shear verticale e la posizione della monsoon trough, creando ambienti molto più favorevoli alla formazione dei cicloni tropicali rispetto alle fasi soppresse. Se ENSO modifica la posizione longitudinale dell’anomalia BSISO, ne consegue che può cambiare indirettamente anche la regione nella quale la BSISO esercita il proprio massimo effetto sulla genesi e sulle traiettorie dei tifoni. La relazione è tuttavia non lineare, perché ENSO influenza contemporaneamente lo stesso ambiente di fondo nel quale si sviluppano i cicloni. È quindi l’interazione tra variabilità stagionale ENSO e variabilità intrastagionale BSISO a determinare la probabilità meteorologica concreta.
Particolare attenzione merita infine il numero di campioni riportato nell’angolo superiore destro dei pannelli delle otto fasi. Nei compositi di El Niño il numero varia, ad esempio, da 80–83 campioni nelle fasi meno rappresentate fino a oltre 100 in altre fasi, mentre durante La Niña i campioni sono generalmente più numerosi e raggiungono 155 nella fase 8. Questi valori indicano quanti giorni o stati indipendenti dell’indice contribuiscono alla costruzione di ciascun composito. Le differenze nella numerosità devono essere ricordate quando si confronta visivamente l’intensità delle anomalie, poiché alcune fasi risultano statisticamente meglio campionate di altre. Tuttavia, la coerenza spaziale delle principali strutture attraverso l’intero ciclo suggerisce che il segnale fondamentale sia robusto e non derivante semplicemente da pochi eventi estremi.
Considerata nel suo insieme, la Figura 12 modifica sostanzialmente il modo in cui deve essere interpretata la relazione BSISO–ENSO. Una lettura troppo semplificata potrebbe portare a chiedersi se “El Niño rafforzi” o “La Niña indebolisca” la BSISO. I risultati mostrano che la domanda posta in questi termini è insufficiente. L’ampiezza complessiva della BSISO non presenta infatti una forte correlazione lineare con ENSO, mentre la sua variabilità regionale può esserne fortemente modulata. El Niño tende a creare condizioni favorevoli a una maggiore espressione della variabilità convettiva sul Pacifico occidentale e centrale e a una più marcata estensione orientale della componente BSISO; La Niña produce una configurazione differente, con una maggiore tendenza al confinamento occidentale e, nel composito mostrato, una riduzione della variabilità intrastagionale su una vasta porzione dell’Indo-Pacifico. Questa risposta è coerente con studi che evidenziano il ruolo delle anomalie SST, dell’umidità troposferica, dello shear verticale, della circolazione di Walker e dell’interazione aria-mare nel modulare la variabilità intrastagionale regionale.
Il risultato scientificamente più significativo della figura risiede tuttavia nella contemporanea presenza di differenze regionali marcate e di una notevole conservazione della struttura fondamentale del ciclo BSISO. La convezione continua a iniziare mediamente nell’Oceano Indiano equatoriale, a propagarsi verso nord attraverso il dominio monsonico, a comparire successivamente nel Pacifico occidentale e a spostarsi infine verso nord-ovest sia durante El Niño sia durante La Niña. Ciò suggerisce che i processi responsabili della propagazione intrinseca della BSISO — trasporto di umidità, convergenza nello strato limite, interazione tra shear e vorticità, accoppiamento aria-mare e redistribuzione della moist static energy — conservino una loro organizzazione dinamica fondamentale. ENSO modifica quindi le condizioni nelle quali questi processi operano, ma non ne sostituisce la dinamica.
In questa prospettiva, la Figura 12 può essere considerata una rappresentazione esemplare dell’interazione tra scale temporali diverse nel sistema climatico tropicale. ENSO evolve su tempi dell’ordine di molti mesi e modifica lentamente la distribuzione delle SST e della circolazione atmosferica; la BSISO evolve invece su scale di alcune settimane e si propaga attraverso un ambiente che porta già l’impronta dello stato ENSO. Le anomalie intrastagionali vengono pertanto amplificate o indebolite in funzione della disponibilità di umidità, della stabilità troposferica, dei gradienti di SST e dei campi di vento preesistenti. La risposta finale emerge dalla sovrapposizione tra la dinamica interna della BSISO e le condizioni climatiche imposte dal background oceanico. È precisamente questa natura multiscala a spiegare perché la previsione della BSISO rimanga una delle sfide centrali della meteorologia subseasonal-to-seasonal: conoscere lo stato dell’ENSO offre informazioni importanti sulle condizioni di fondo e sulla distribuzione probabilistica dell’attività convettiva, ma non determina in maniera univoca quale fase della BSISO si svilupperà né quale traiettoria seguirà un singolo evento.
La Figura 12 mostra quindi che il rapporto fra BSISO ed ENSO deve essere interpretato in termini probabilistici e regionali piuttosto che deterministici. El Niño e La Niña modificano il “terreno” termodinamico e dinamico sul quale la BSISO si propaga; non ne stabiliscono rigidamente l’esistenza o l’ampiezza. Le anomalie della SST del Pacifico, attraverso la circolazione di Walker, l’umidità troposferica, lo shear verticale, i gradienti di moist static energy e l’accoppiamento aria-mare, possono rendere alcune vie di propagazione più favorevoli e altre meno efficienti. Gli studi di Teng e Wang (2003), Liu et al. (2016), Deng e Li (2016), Wu e Cao (2017), Li e Mao (2019), fino ai risultati più recenti di Strnad et al. (2023) e Yang et al. (2024), convergono pertanto verso un quadro nel quale la BSISO non è semplicemente “controllata” dall’ENSO, ma interagisce con uno stato indo-pacifico multivariato che ne riorganizza continuamente l’espressione spaziale e la capacità di propagazione.
Da questo punto di vista, la Figura 12 rappresenta un passaggio fondamentale nell’interpretazione della variabilità interannuale della BSISO: essa dimostra che una debole correlazione tra ENSO e ampiezza complessiva dell’oscillazione non equivale affatto a una debole interazione fisica fra i due fenomeni. Al contrario, ENSO esercita un’influenza profonda sulla distribuzione geografica della convezione, sulla regione in cui la variabilità intrastagionale raggiunge i massimi valori e sull’efficienza con cui il segnale BSISO attraversa il Continente Marittimo e raggiunge il Pacifico occidentale e centrale. La dinamica fondamentale dell’oscillazione rimane tuttavia riconoscibile, evidenziando come la BSISO possieda un proprio ciclo interno relativamente robusto che viene continuamente modulato dalle condizioni oceaniche e atmosferiche a più lenta evoluzione. È proprio l’interazione fra questa struttura intrinseca e la variabilità del background climatico a rendere la BSISO uno dei fenomeni più complessi, ma anche più importanti, per comprendere e prevedere l’evoluzione del monsone asiatico, delle precipitazioni estreme e della circolazione tropicale durante l’estate boreale.
Relazione tra la BSISO e le altre componenti –
4.1 BSISO e monsone estivo: insorgenza del monsone
La relazione tra la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO) e il monsone estivo asiatico costituisce uno degli esempi più significativi di interazione tra variabilità atmosferica intrastagionale e ciclo stagionale. L’insorgenza del monsone, infatti, non deve essere interpretata semplicemente come una risposta graduale all’aumento dell’insolazione estiva sull’Asia e al conseguente contrasto termico terra-oceano, ma come una transizione dinamica nella quale l’evoluzione lenta dello stato climatologico viene frequentemente accelerata, organizzata o ritardata da perturbazioni convettive che agiscono su scale temporali di alcune settimane. In questo quadro la BSISO assume un ruolo centrale: la sua propagazione dall’Oceano Indiano equatoriale verso nord e nord-est può contribuire a trasformare un ambiente premonsonico progressivamente favorevole in una vera circolazione monsonica caratterizzata da venti occidentali nei bassi strati, convergenza di umidità, convezione profonda e precipitazioni persistenti. La revisione di Kikuchi (2021) considera infatti l’influenza della BSISO sull’insorgenza e sui successivi cicli attivi e di pausa del monsone asiatico come una delle manifestazioni più importanti dell’oscillazione nell’intero sistema climatico tropicale.
Il monsone estivo asiatico non costituisce tuttavia un’unica struttura omogenea. Wang e LinHo (2002) lo interpretarono come un sistema comprendente almeno tre grandi componenti: il monsone estivo indiano (Indian Summer Monsoon, ISM), il monsone estivo del Pacifico nord-occidentale (Western North Pacific Summer Monsoon, WNPSM) e il monsone estivo dell’Asia orientale (East Asian Summer Monsoon, EAM). Questa distinzione è fondamentale perché l’inizio della stagione monsonica non avviene contemporaneamente in tutte le regioni. Il sistema si sviluppa attraverso una successione di transizioni che coinvolgono il Golfo del Bengala, il Mar Arabico, il Kerala, il Mar Cinese Meridionale e successivamente porzioni sempre più settentrionali dell’Asia. La BSISO può contribuire a collegare dinamicamente queste diverse transizioni grazie alla propria particolare propagazione, che durante l’estate boreale non è esclusivamente orientata verso est, come avviene prevalentemente per la MJO invernale, ma possiede una pronunciata componente meridionale-settentrionale attraverso l’Oceano Indiano e il Pacifico nord-occidentale.
I primi studi sulle oscillazioni intrastagionali del monsone indiano avevano già riconosciuto questa propagazione decenni prima che il termine BSISO entrasse nell’uso corrente. I lavori di Yasunari (1979, 1980, 1981) e Sikka e Gadgil (1980) documentarono bande convettive e pluviometriche che si spostavano dall’Oceano Indiano equatoriale verso il subcontinente su scale di alcune decine di giorni. Successivamente Krishnamurti e Subrahmanyam (1982), Murakami et al. (1984), Krishnamurti e Gadgil (1985), Chen e Murakami (1988) e numerosi altri studi collegarono queste oscillazioni alla struttura intrastagionale del monsone e alla sua alternanza tra fasi attive e di pausa. Ciò che oggi chiamiamo BSISO rappresenta dunque una formalizzazione moderna di una variabilità la cui importanza per il monsone asiatico era stata riconosciuta attraverso osservazioni di precipitazione, vento e convezione già nella seconda metà del XX secolo. Kikuchi (2021) sintetizza questa vasta letteratura mostrando come l’insorgenza monsonica sia uno dei fenomeni nei quali la relazione tra oscillazione intrastagionale e ciclo stagionale emerge in maniera particolarmente evidente.
Il caso del monsone indiano è particolarmente istruttivo. L’insorgenza del monsone sul Kerala, comunemente indicata con l’acronimo MOK, rappresenta tradizionalmente l’inizio della principale stagione monsonica indiana. La data climatologica storica è prossima al 1° giugno, sebbene esista una variabilità significativa tra un anno e l’altro. L’onset non consiste semplicemente nell’arrivo di qualche episodio piovoso sulla costa sud-occidentale dell’India, bensì nell’instaurarsi di una circolazione atmosferica coerente e persistente. Il quadro comprende intensificazione dei venti occidentali equatoriali e del cross-equatorial flow, aumento del trasporto di vapore acqueo dal Mar Arabico, approfondimento della convezione e progressiva espansione della fascia piovosa verso nord. Studi dedicati alla definizione dell’onset sottolineano infatti la necessità di considerare congiuntamente precipitazioni, venti e convezione, proprio perché le sole piogge possono essere prodotte da perturbazioni premonsoniche senza che il sistema monsonico si sia realmente instaurato.
Questa distinzione introduce il problema dei cosiddetti “bogus onsets”, cioè falsi inizi del monsone. Tra la fine di aprile e la prima metà di maggio possono infatti svilupparsi sul Golfo del Bengala e sull’Oceano Indiano settentrionale forti episodi convettivi con propagazione verso nord. Dal punto di vista della classificazione intrastagionale, alcuni di essi presentano ancora caratteristiche tipiche della MJO, poiché avvengono durante la transizione tra inverno e estate boreale; contemporaneamente, però, mostrano già la propagazione settentrionale e la circolazione ciclonica nei bassi strati che caratterizzano la BSISO matura. Possono quindi essere considerati eventi ibridi MJO-BSISO. La loro presenza dimostra che la transizione stagionale della variabilità intrastagionale non avviene in maniera brusca, ma attraverso un progressivo cambiamento della struttura dinamica e della direzione di propagazione.
Tali episodi possono produrre precipitazioni estremamente abbondanti e persino favorire la ciclogenesi tropicale senza determinare necessariamente l’insorgenza definitiva del monsone sull’India. L’esempio forse più emblematico è il ciclone Nargis del 2008, sviluppatosi nel Golfo del Bengala alla fine di aprile e responsabile della devastante catastrofe in Myanmar all’inizio di maggio. Kikuchi et al. (2009) e altri studi collegarono l’ambiente favorevole alla formazione di Nargis alla variabilità intrastagionale presente in quel periodo. L’episodio contribuì alla riorganizzazione della circolazione e potrebbe avere favorito l’instaurarsi delle condizioni monsoniche sul Golfo del Bengala, ma avvenne troppo presto per rappresentare l’onset dell’intero monsone indiano. È proprio per fenomeni di questo genere che Flatau et al. (2001, 2003) introdussero la nozione di “bogus onset”: un’ondata convettiva molto intensa può assomigliare all’inizio del monsone, ma essere seguita da una nuova fase secca se il background stagionale non è ancora sufficientemente maturo.
Il concetto fondamentale che emerge è dunque che la BSISO non agisce indipendentemente dal ciclo stagionale. Un evento intrastagionale può innescare l’onset soltanto quando lo stato medio dell’atmosfera e dell’oceano è sufficientemente predisposto alla transizione monsonica. Taraphdar et al. (2018), analizzando il periodo 1979–2016, hanno mostrato con particolare chiarezza l’interazione tra questi due livelli di variabilità. Gli autori distinguono una componente lentamente variabile associata alla transizione stagionale e una componente intrastagionale collegata alla MJO/BSISO. Due o tre pentadi prima dell’insorgenza, lo stato medio cambia rapidamente sull’Oceano Indiano occidentale; quando, su questo background già predisposto, arriva la fase convettivamente attiva dell’oscillazione intrastagionale, le anomalie di vento occidentale possono contribuire a completare la transizione. Al contrario, se nel periodo climatologicamente favorevole è presente una forte fase convettivamente soppressa dell’oscillazione, l’insorgenza può essere ritardata.
Questa interpretazione rende la BSISO simile a un elemento dinamico di sincronizzazione tra il ciclo annuale e il monsone. L’aumento stagionale dell’insolazione, il riscaldamento dell’Asia meridionale, la migrazione verso nord dell’ITCZ e la riorganizzazione dei gradienti termici preparano lentamente l’ambiente; la BSISO può poi fornire il disturbo organizzato necessario perché la circolazione superi una sorta di soglia dinamica. È importante sottolineare che ciò non significa che la BSISO “crei” il monsone dal nulla. Senza la trasformazione stagionale dello stato medio, lo stesso impulso intrastagionale potrebbe generare soltanto un episodio convettivo temporaneo destinato a dissolversi. L’onset emerge invece dalla sovrapposizione tra forcing stagionale e variabilità intrastagionale, una concezione che permette di spiegare sia gli onset autentici sia quelli falsi.
Il ruolo della propagazione settentrionale diventa particolarmente evidente nelle settimane comprese tra la fine di maggio e l’inizio di giugno. Bhatla et al. (2017) hanno mostrato che la fase della MJO e delle oscillazioni intrastagionali che migrano verso nord può contribuire significativamente alla variabilità della data di onset sul Kerala. Taraphdar et al. (2018) hanno ulteriormente evidenziato che un onset tipico è frequentemente associato all’arrivo della fase umida dell’oscillazione sull’Oceano Indiano e allo sviluppo delle anomalie occidentali nei bassi strati. La propagazione della convezione non rappresenta quindi solamente una coincidenza temporale: essa è accompagnata da una vera riorganizzazione dinamica del trasporto di massa e umidità.
La fisica di questa propagazione è stata analizzata in numerosi studi. Jiang et al. (2004) proposero due meccanismi fondamentali e complementari. Il primo riguarda lo shear verticale del vento caratteristico dell’ambiente monsonico estivo. In presenza di shear orientale verticale, la convezione produce una risposta dinamica che genera anomalie di vorticità ciclonica alcuni gradi di latitudine a nord del massimo convettivo. Tale vorticità induce convergenza nello strato limite, favorendo l’accumulo di umidità e predisponendo la regione settentrionale allo sviluppo della nuova convezione. Il secondo meccanismo riguarda il feedback umidità-convezione: l’advezione di umidità da parte del flusso medio e delle anomalie di vento della BSISO crea un massimo di umidità a nord della convezione esistente, favorendo così il suo progressivo spostamento. Le interazioni aria-mare possono inoltre contribuire a mantenere e modulare il processo, in particolare nelle regioni equatoriali.
Ricerche molto più recenti hanno affinato questo quadro. Ghatak e Sukhatme (2025), confrontando eventi BSISO che riescono a propagarsi verso nord con eventi che invece si arrestano, hanno mostrato che la propagazione attraverso l’Asia meridionale è un processo multistadio nel quale le dinamiche dell’umidità e della vorticità devono cooperare. Dopo l’inizializzazione della convezione sull’Oceano Indiano equatoriale, le anomalie dei venti BSISO agiscono sul gradiente climatologico dell’umidità e favoriscono l’umidificazione della libera troposfera sul Mar Arabico meridionale. Si forma così una banda convettiva orientata approssimativamente da nord-ovest a sud-est. Lo shear verticale orientale caratteristico del monsone contribuisce quindi, attraverso il tilting della vorticità, alla formazione di una struttura ciclonica a nord della convezione. I venti associati a questa struttura trasportano ulteriore umidità verso il subcontinente, permettendo alla convezione di avanzare. Negli eventi che non riescono a propagarsi, l’umidificazione del Mar Arabico meridionale risulta insufficiente e la risposta vorticosa è troppo debole: la convezione può quindi arrestarsi prima di raggiungere le latitudini monsoniche continentali.
Questi risultati moderni rafforzano profondamente l’interpretazione dei primi studi sull’onset. La BSISO non deve essere immaginata come una semplice “macchia di pioggia” che migra verso nord; essa è una struttura atmosferica accoppiata nella quale convezione, umidità, vorticità, vento e circolazione di larga scala si riorganizzano simultaneamente. Quando questa struttura raggiunge il Mar Arabico e l’India meridionale nel momento in cui il background stagionale è maturo, può contribuire all’intensificazione improvvisa dei venti occidentali, della convergenza di umidità e delle precipitazioni che caratterizzano l’insorgenza monsonica.
Un ulteriore elemento riguarda il cosiddetto monsoon onset vortex, una circolazione ciclonica che può svilupparsi sul Mar Arabico o nelle regioni circostanti durante il passaggio dalla fase premonsonica alla fase monsonica. Krishnamurti et al. (1981) e Rao e Sivakumar (1999) avevano già evidenziato la possibile importanza di questi vortici per l’inizio del monsone. La BSISO, producendo anomalie cicloniche nei bassi strati e forte convergenza di umidità, fornisce un ambiente dinamicamente favorevole alla loro formazione o intensificazione. Il vortice può a sua volta rafforzare i venti occidentali e accelerare il trasporto di vapore acqueo verso la costa occidentale indiana, generando un feedback attraverso il quale oscillazione intrastagionale e transizione monsonica si rafforzano reciprocamente. Kikuchi interpreta proprio questa interazione come una possibile ragione per cui gli eventi BSISO associati all’onset possano risultare particolarmente pronunciati nelle medie climatologiche.
Un contributo particolarmente interessante alla comprensione di questo processo è stato pubblicato nel 2025 da Li e collaboratori, i quali hanno analizzato l’insorgenza del monsone nell’Oceano Indiano settentrionale come una sequenza a due stadi. Climatologicamente, l’onset avviene prima sul Golfo del Bengala e successivamente sul Mar Arabico. Lo studio mostra che l’insorgenza sul Golfo del Bengala contribuisce a creare uno shear verticale orientale sull’Oceano Indiano settentrionale; circa un mese dopo, quando un’oscillazione intrastagionale raggiunge il Mar Arabico, questo ambiente di shear interagisce con il moto ascendente dell’ISO e rafforza la vorticità ciclonica a nord del centro convettivo. Ne deriva una maggiore convergenza di umidità nello strato limite e una propagazione settentrionale più efficace, capace infine di contribuire all’onset sul Mar Arabico. Gli autori riportano inoltre che oltre l’80% degli onset del Mar Arabico analizzati risulta associato a oscillazioni intrastagionali che propagano verso nord dall’Oceano Indiano equatoriale.
Questa nuova evidenza fornisce una chiave di lettura particolarmente interessante del concetto di CBSISO, cioè della BSISO climatologica discusso da Kikuchi. Se gli eventi intrastagionali fossero completamente indipendenti dal ciclo annuale, mediando molti anni le anomalie positive e negative dovrebbero cancellarsi e l’ampiezza della CBSISO dovrebbe risultare molto piccola. In realtà si osservano segnali convettivi ricorrenti in determinati periodi dell’inizio estate, segno dell’esistenza di un certo grado di phase locking, cioè di sincronizzazione statistica tra determinate fasi della BSISO e il ciclo stagionale del monsone. La moderna interpretazione dell’onset a più stadi suggerisce che tale sincronizzazione possa derivare proprio dalla capacità del monsone già parzialmente instaurato in una regione di preparare dinamicamente l’ambiente per la successiva propagazione intrastagionale e per l’onset in un’altra regione.
La relazione BSISO-onset non riguarda però soltanto il monsone indiano. Un ruolo altrettanto importante emerge nel Mar Cinese Meridionale (SCS), il cui onset rappresenta una delle prime grandi transizioni del monsone estivo del Pacifico nord-occidentale e dell’Asia orientale. Climatologicamente esso avviene intorno alla seconda metà di maggio ed è caratterizzato da un improvviso aumento della convezione e delle precipitazioni accompagnato dall’inversione della circolazione zonale nei bassi strati: gli alisei orientali premonsonici vengono sostituiti da venti occidentali monsonici. Questa trasformazione è molto più brusca rispetto al progressivo avanzamento verso nord osservato durante il MOK, rendendo il Mar Cinese Meridionale un laboratorio particolarmente efficace per studiare l’interazione tra ISO e transizione stagionale.
Shao, Huang e Huang (2015), analizzando 33 anni di dati dal 1979 al 2011, hanno fornito una delle dimostrazioni più chiare del ruolo delle oscillazioni intrastagionali nell’onset del monsone sul Mar Cinese Meridionale. Il loro risultato principale è che l’insorgenza avviene sistematicamente durante la fase di sviluppo dell’ISO, cioè durante la transizione da condizioni caratterizzate da convezione soppressa e anomalie orientali a condizioni con convezione attiva e anomalie occidentali. Particolarmente significativo è il fatto che la velocità di cambiamento intrastagionale del vento zonale sul SCS durante la stagione di onset risulti molto maggiore della lenta evoluzione climatologica dei venti occidentali. L’oscillazione può pertanto fornire l’accelerazione necessaria per superare la soglia dinamica che distingue il regime premonsonico dal regime monsonico.
Shao et al. hanno inoltre evidenziato una differenza tra onset precoci e tardivi. Quando l’onset avviene presto, lo stato climatologico non ha ancora sviluppato forti venti occidentali e pertanto è necessaria una fase attiva dell’ISO particolarmente intensa per provocare la transizione. Negli anni di onset tardivo, invece, il background stagionale è già molto più favorevole: può quindi essere sufficiente che la fase convettivamente soppressa dell’ISO inizi a indebolirsi perché i venti occidentali climatologici diventino dominanti. Questo risultato costituisce una dimostrazione elegante del carattere non lineare dell’interazione fra ciclo annuale e BSISO: la stessa ampiezza intrastagionale può avere effetti molto differenti a seconda del momento della stagione nel quale si manifesta.
Nel quadro presentato da Kikuchi, la convezione BSISO che precede l’onset del Mar Cinese Meridionale tende a migrare verso nord-ovest attraverso il Pacifico nord-occidentale. Nel campo climatologico delle precipitazioni, intorno alla metà di maggio si osserva la fusione tra una fascia piovosa prossima all’equatore e la banda precipitativa della Cina meridionale. Contemporaneamente, nelle anomalie OLR ricostruite dalla CBSISO compare un segnale negativo — quindi associato a convezione profonda intensificata — che si sposta verso nord dalle basse latitudini. La corrispondenza temporale fra questa migrazione intrastagionale e l’improvviso aumento climatologico delle precipitazioni indica che la BSISO contribuisce materialmente alla riorganizzazione del sistema convettivo che inaugura il monsone del Mar Cinese Meridionale.
Il comportamento sul Kerala presenta analogie, ma anche importanti differenze. Qui l’onset tende a essere caratterizzato da uno spostamento più graduale verso nord della convezione dall’Oceano Indiano equatoriale. Nella CBSISO, l’ampiezza aumenta tra la fine di maggio e giugno e la componente convettivamente attiva attraversa le latitudini del Kerala proprio in prossimità della data climatologica dell’onset. Studi indipendenti hanno confermato questa associazione. Un’analisi della prevedibilità dell’onset pubblicata su Scientific Reports ha mostrato come la convezione tenda a intensificarsi e a migrare verso nord-ovest durante l’avvicinamento dell’onset e come la prima importante fase umida della climatological intraseasonal oscillation all’inizio di giugno sia strettamente associata alla transizione monsonica indiana.
La diversa natura dell’onset sul Kerala e sul Mar Cinese Meridionale aiuta anche a comprendere perché la loro variabilità interannuale sia differente. Il MOK presenta storicamente una distribuzione relativamente più concentrata attorno all’inizio di giugno, mentre l’onset del SCS mostra variazioni maggiori. Una possibile interpretazione è che l’insorgenza indiana risulti maggiormente vincolata alla progressiva maturazione del ciclo stagionale e all’arrivo di una delle prime grandi oscillazioni settentrionali dell’Oceano Indiano, mentre nel SCS la brusca inversione dei venti può essere più sensibile alla fase specifica e all’intensità dell’ISO presente durante la finestra stagionale favorevole. Questo non elimina l’influenza di ENSO, delle SST dell’Oceano Indiano, della circolazione di Walker o delle perturbazioni sinottiche, ma attribuisce alla variabilità intrastagionale una funzione di trigger particolarmente importante.
Il concetto di phase locking della CBSISO assume quindi una rilevanza ancora maggiore. Kikuchi osserva che l’ampiezza climatologica dell’oscillazione aumenta sensibilmente tra maggio e giugno e rimane elevata fino alla fine di giugno. Inoltre, all’inizio dell’estate la periodicità della CBSISO è prossima a circa 40 giorni, in ottimo accordo con il picco spettrale precedentemente individuato nell’analisi della BSISO. Questa periodicità suggerisce che le prime grandi pulsazioni convettive della stagione non siano distribuite casualmente nel calendario, ma mostrino una certa preferenza temporale. Nakazawa (1992) aveva già individuato caratteristiche analoghe nelle oscillazioni convettive tropicali, fornendo una delle prime indicazioni che il ciclo stagionale potesse sincronizzarsi con le oscillazioni intrastagionali.
Il meccanismo responsabile di questo phase locking non è tuttavia completamente chiarito. Una possibilità, discussa da Kikuchi, è che gli eventi BSISO che coincidono con l’onset vengano amplificati dall’onset stesso. Quando la fase convettiva della BSISO raggiunge una regione nella quale la circolazione stagionale è prossima alla transizione monsonica, l’intensificazione dei venti occidentali, il rapido aumento dell’umidità e lo sviluppo della convezione possono rafforzare l’oscillazione. Questi eventi risulterebbero quindi statisticamente più intensi rispetto agli episodi BSISO che avvengono in periodi meno favorevoli e, di conseguenza, emergerebbero nella media climatologica anche se la fase iniziale dell’oscillazione variasse considerevolmente da un anno all’altro. In questo senso il phase locking potrebbe non derivare da un orologio esterno che “avvia” la BSISO sempre nello stesso momento, ma da un processo selettivo nel quale il ciclo stagionale amplifica preferenzialmente gli episodi che transitano durante la finestra di onset.
Le ricerche più recenti rafforzano una concezione di questo tipo, nella quale l’onset non è il risultato di un singolo meccanismo ma di un sistema accoppiato. Lo studio di Li et al. (2025) sull’onset graduale del Golfo del Bengala e del Mar Arabico dimostra che la prima transizione monsonica può modificare lo shear verticale dell’intero Oceano Indiano settentrionale e preparare dinamicamente la seconda. Ghatak e Sukhatme (2025) mostrano parallelamente che la propagazione settentrionale della BSISO richiede una cooperazione tra trasporto orizzontale dell’umidità e produzione di vorticità attraverso lo shear verticale. Considerate insieme, queste ricerche suggeriscono una causalità bidirezionale: la BSISO favorisce l’avanzamento del monsone, ma l’evoluzione del monsone modifica a sua volta l’ambiente attraverso il quale la BSISO deve propagarsi.
Questa visione contribuisce anche a superare la tradizionale separazione concettuale tra MJO e BSISO durante il periodo dell’onset. Tra aprile e maggio, la configurazione atmosferica tropicale è in rapida trasformazione: la convezione climatologica si sposta verso nord, i venti monsonici cominciano a svilupparsi e lo shear verticale assume progressivamente la struttura estiva. Un’oscillazione che nasce sull’Oceano Indiano può quindi mostrare inizialmente un carattere più equatoriale e orientale tipico della MJO e acquisire successivamente una marcata propagazione settentrionale. Per questa ragione Taraphdar et al. (2018) utilizzano prevalentemente la terminologia MJO nel descrivere l’onset indiano, mentre la revisione di Kikuchi colloca tali eventi nella transizione verso il regime BSISO. Le due interpretazioni non sono necessariamente contraddittorie: descrivono aspetti diversi di un continuum stagionale dell’oscillazione intrastagionale tropicale.
Dal punto di vista della prevedibilità, questa relazione offre opportunità importanti. La BSISO possiede una memoria e una coerenza temporale molto maggiori rispetto alle perturbazioni meteorologiche sinottiche e può essere monitorata attraverso anomalie di OLR, vento e precipitazione. Se un modello riesce a prevedere correttamente l’inizializzazione dell’oscillazione sull’Oceano Indiano, la sua propagazione settentrionale e l’interazione con il background stagionale, diventa teoricamente possibile anticipare l’aumento della probabilità di onset con una o più settimane di anticipo. Tuttavia, gli errori dei modelli nella rappresentazione della propagazione BSISO rimangono una delle principali limitazioni della previsione subseasonal. Studi multimodello hanno mostrato che la capacità di prevedere la BSISO è migliorata, ma la propagazione settentrionale e il corretto accoppiamento tra convezione, umidità e circolazione rappresentano ancora fonti importanti di errore.
La difficoltà è particolarmente evidente distinguendo gli eventi propaganti da quelli non propaganti. Come dimostrato da Ghatak e Sukhatme, la sola presenza di forte convezione sull’Oceano Indiano equatoriale non garantisce che essa raggiunga l’India. Affinché la propagazione sia efficace, deve verificarsi un’appropriata umidificazione della libera troposfera sul Mar Arabico meridionale e devono svilupparsi anomalie di circolazione abbastanza intense da sfruttare i gradienti ambientali di umidità. Se uno di questi passaggi viene rappresentato male dal modello, la BSISO può arrestarsi artificialmente o propagarsi troppo rapidamente. Di conseguenza, prevedere l’onset monsonico attraverso la BSISO richiede non soltanto una buona previsione della fase dell’indice, ma una rappresentazione fisicamente corretta dell’intero bilancio dell’umidità e della vorticità.
La recente evidenza di un onset a due stadi nell’Oceano Indiano settentrionale aggiunge inoltre una dimensione temporale alla prevedibilità. Se l’onset del Golfo del Bengala modifica lo shear atmosferico in modo da predisporre l’ambiente alla successiva propagazione ISO sul Mar Arabico, il monitoraggio della prima transizione potrebbe offrire informazioni sulla probabilità della seconda diverse settimane più tardi. Questo risultato appare particolarmente promettente per la previsione subseasonal, perché introduce una sorta di “memoria dinamica” attraverso la quale una trasformazione monsonica regionale influenza l’evoluzione successiva dell’intero sistema.
In definitiva, il rapporto tra BSISO e insorgenza del monsone asiatico non può essere ridotto alla semplice coincidenza tra un episodio convettivo e l’inizio delle piogge. Le evidenze accumulate dagli studi pionieristici di Yasunari, Sikka e Gadgil e Krishnamurti fino alle analisi di Bhatla et al. (2017), Taraphdar et al. (2018), alla revisione di Kikuchi (2021) e ai risultati di Ghatak e Sukhatme (2025) e Li et al. (2025) mostrano un sistema nel quale variabilità intrastagionale e ciclo stagionale interagiscono continuamente. Il ciclo annuale costruisce lentamente il background termodinamico e dinamico necessario al monsone; la BSISO introduce pulsazioni organizzate di convezione, vorticità, umidità e venti occidentali; il monsone in fase di instaurazione modifica a sua volta lo shear verticale e i gradienti di umidità, facilitando o ostacolando la successiva propagazione della BSISO.
L’insorgenza monsonica deve pertanto essere concepita come una transizione multiscala, nella quale processi lenti stagionali e processi intrastagionali relativamente rapidi diventano temporaneamente sincronizzati. I falsi onset mostrano cosa accade quando l’impulso intrastagionale arriva troppo presto; l’onset autentico del Kerala mostra cosa accade quando la propagazione settentrionale incontra un background ormai prossimo alla soglia monsonica; l’insorgenza sul Mar Cinese Meridionale dimostra invece come la fase di sviluppo della BSISO possa accelerare bruscamente l’inversione dei venti e l’aumento della convezione. La periodicità di circa 40 giorni osservata nella CBSISO all’inizio dell’estate e il suo phase locking con importanti passaggi del monsone rappresentano quindi non soltanto curiosità statistiche, ma l’espressione osservabile dell’accoppiamento tra la dinamica interna dell’oscillazione intrastagionale e la marcia stagionale del sistema monsonico. È precisamente questa interazione a rendere la BSISO una componente fondamentale per comprendere l’origine, la tempistica e la prevedibilità dell’insorgenza del monsone estivo asiatico e, più in generale, per interpretare il monsone non come una stagione delle piogge uniforme, ma come un sistema dinamico che avanza attraverso una successione organizzata di transizioni convettive e circolatorie.
Figura 13 – La BSISO climatologica e la sincronizzazione con l’insorgenza del monsone estivo asiatico
La Figura 13 costituisce uno dei passaggi più significativi nell’interpretazione della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, perché consente di osservare direttamente come la variabilità intrastagionale tropicale possa interagire con la progressione stagionale del monsone asiatico. A differenza delle figure dedicate al ciclo di vita di singoli eventi o alla loro variabilità interannuale, questa rappresentazione utilizza la cosiddetta BSISO climatologica (CBSISO), ottenuta mediando il comportamento dell’oscillazione su molti anni. Tale impostazione possiede una notevole importanza concettuale: se le fasi della BSISO si distribuissero in maniera completamente casuale rispetto al calendario stagionale, le anomalie positive e negative associate ai diversi eventi tenderebbero a cancellarsi durante la media pluriennale e l’ampiezza della CBSISO risulterebbe molto piccola. Il fatto che emerga invece una struttura climatologica organizzata, soprattutto tra maggio e giugno, suggerisce l’esistenza di una preferenza di fase, o phase locking, tra determinate configurazioni della BSISO e alcune tappe fondamentali dell’insorgenza monsonica. Kikuchi (2021) interpreta proprio questa caratteristica come una delle evidenze più interessanti dell’interazione tra il ciclo annuale e la variabilità intrastagionale tropicale.
Nel pannello (a) sono rappresentate le due componenti principali della BSISO climatologica, PC1 in nero e PC2 in verde, nel periodo compreso approssimativamente tra maggio e novembre. Queste due componenti non devono essere considerate come due oscillazioni indipendenti, ma come coordinate complementari attraverso le quali viene descritta l’evoluzione spazio-temporale della BSISO. Il loro andamento sfasato permette infatti di rappresentare un segnale propagante: mentre una componente aumenta, l’altra può diminuire o raggiungere il proprio massimo successivamente, consentendo al sistema di attraversare le differenti fasi dell’oscillazione. Lo sfondo grigio fornisce inoltre un’indicazione dell’intensità normalizzata della CBSISO: le tonalità progressivamente più scure corrispondono a valori superiori rispettivamente a 0,3, 0,4 e 0,5. Ciò permette di riconoscere immediatamente che uno dei periodi di maggiore coerenza climatologica della BSISO si verifica proprio tra la fine di maggio e giugno, cioè durante l’instaurarsi dei principali sistemi monsonici dell’Asia meridionale e sud-orientale.
La successione dei massimi e dei minimi delle due componenti nella prima parte dell’estate suggerisce inoltre una periodicità di circa 40 giorni, in accordo con quanto osservato nell’analisi spettrale presentata precedentemente nello stesso studio. Questa periodicità è del tutto compatibile con la banda temporale caratteristica delle grandi oscillazioni intrastagionali monsoniche, storicamente individuata nei lavori di Yasunari, Sikka e Gadgil e successivamente interpretata nel quadro moderno della BSISO. Non significa tuttavia che il monsone possieda un ciclo rigidamente periodico di quaranta giorni: la periodicità deve essere intesa statisticamente, come intervallo preferenziale attorno al quale si concentra una parte importante della variabilità convettiva. Singoli eventi possono essere più brevi o più lunghi, possono propagarsi in maniera differente e talvolta possono persino arrestarsi prima di raggiungere le regioni monsoniche settentrionali. La CBSISO rappresenta dunque la componente coerente che sopravvive alla media climatologica, non la riproduzione esatta di ogni singolo episodio.
La lettura del pannello (a) acquista particolare significato quando viene confrontata con i pannelli (b) e (c), nei quali la BSISO viene sovrapposta all’evoluzione climatologica delle precipitazioni. Gli autori utilizzano i dati satellitari TRMM 3B42 mediati sul periodo 1998–2018 e applicano una media mobile di cinque giorni per rendere più evidente l’organizzazione stagionale delle fasce pluviometriche. Nel pannello (b) la precipitazione è mediata longitudinalmente tra 110° e 120°E, un settore che comprende il Mar Cinese Meridionale e le regioni limitrofe; nel pannello (c) viene invece considerata la fascia 60°–80°E, comprendente una parte sostanziale dell’Oceano Indiano settentrionale, del Mar Arabico e del settore indiano. Le tonalità calde rappresentano le aree con precipitazioni climatologicamente più abbondanti, mentre i contorni tratteggiati indicano un’anomalia OLR negativa ricostruita della CBSISO pari a −2,5 W m⁻². Poiché una riduzione dell’Outgoing Longwave Radiation nei tropici è generalmente associata a sommità nuvolose più fredde e alte, tali contorni possono essere interpretati come una rappresentazione della componente convettivamente attiva dell’oscillazione.
È importante sottolineare che l’anomalia OLR sovrapposta non coincide con l’intero campo meteorologico osservato. Essa viene ricostruita utilizzando esclusivamente i primi due modi EEOF e le corrispondenti componenti principali, cioè isolando la parte della convezione attribuibile alla struttura BSISO rappresentata dall’indice. Questo procedimento permette di separare concettualmente due elementi: da un lato il ciclo climatologico complessivo delle precipitazioni, che comprende l’intera evoluzione del monsone; dall’altro la componente intrastagionale coerente attribuita alla BSISO. La coincidenza temporale e spaziale tra la propagazione delle anomalie OLR e lo spostamento delle fasce pluviometriche fornisce quindi un’indicazione molto più significativa rispetto alla semplice osservazione delle precipitazioni, perché mostra che una parte dell’avanzamento stagionale delle piogge è organizzata secondo la dinamica intrastagionale dell’oscillazione.
Nel pannello (b), dedicato alla regione 110°–120°E, l’elemento più evidente è la trasformazione che avviene intorno alla metà di maggio. Durante le settimane precedenti, una fascia di precipitazioni relativamente intense permane vicino all’equatore, mentre un secondo massimo pluviometrico è presente a latitudini più settentrionali, in prossimità della Cina meridionale. Attorno al periodo climatologico di insorgenza del monsone sul Mar Cinese Meridionale (South China Sea Summer Monsoon, SCSSM), indicato nella figura dalla marcatura tratteggiata, la fascia convettiva tropicale migra rapidamente verso nord e tende a collegarsi con il regime pluviometrico più settentrionale. Il risultato è un aumento piuttosto brusco delle precipitazioni tra circa 10° e 20°N, accompagnato nella realtà atmosferica dalla trasformazione della circolazione dei bassi strati e dall’instaurarsi dei venti monsonici occidentali. Questo comportamento è coerente con la tradizionale interpretazione dell’onset del SCS come una delle prime grandi transizioni del monsone estivo dell’Asia orientale.
Gli studi climatologici di Wang e collaboratori hanno mostrato come l’insorgenza del monsone sul Mar Cinese Meridionale rappresenti una transizione particolarmente brusca, caratterizzata non soltanto da un aumento delle precipitazioni ma da una riorganizzazione della circolazione su vasta scala. Wang et al. (2004), ad esempio, formalizzarono una definizione dell’onset del SCS collegandolo all’instaurarsi della circolazione monsonica e all’avvio del monsone estivo dell’Asia orientale. La Figura 13 aggiunge un elemento fondamentale a questo quadro: la transizione climatologica non si verifica mentre la BSISO si trova in una configurazione qualsiasi, bensì quando un’anomalia convettiva della CBSISO proveniente dalle basse latitudini raggiunge la regione. La sovrapposizione suggerisce quindi che il ciclo stagionale prepara il sistema alla transizione, mentre la componente intrastagionale può fornire l’impulso dinamico capace di accelerarla.
Questa interpretazione è stata supportata in maniera particolarmente convincente da Shao, Huang e Huang (2015), che analizzarono 33 anni di dati e mostrarono come l’insorgenza del monsone sul Mar Cinese Meridionale avvenga sistematicamente durante la fase di sviluppo dell’oscillazione intrastagionale, cioè durante la transizione da convezione soppressa e anomalie orientali verso convezione attiva e anomalie occidentali. Lo studio evidenziò inoltre che, durante la stagione dell’onset, la variazione del vento zonale prodotta dall’ISO può essere circa due volte più rapida rispetto alla progressiva intensificazione dei venti occidentali climatologici. Il significato fisico è rilevante: il ciclo stagionale spinge lentamente l’atmosfera verso il regime monsonico, mentre la fase favorevole dell’oscillazione intrastagionale può produrre una variazione molto più rapida, consentendo al sistema di oltrepassare la soglia dinamica necessaria all’onset.
La Figura 13 mostra bene questa sovrapposizione tra componente lenta e componente intrastagionale. Intorno alla metà di maggio, infatti, l’ampiezza della CBSISO nel pannello (a) non ha ancora raggiunto necessariamente il massimo assoluto della stagione, ma il contorno convettivo del pannello (b) si trova nella posizione geografica appropriata per interagire con la fascia pluviometrica del SCS. Ciò suggerisce che la fase e la posizione dell’oscillazione possano essere almeno altrettanto importanti della sua ampiezza. Una BSISO molto intensa ma collocata lontano dalla regione critica può avere un’influenza minore sull’onset rispetto a un segnale di ampiezza moderata che raggiunge il Mar Cinese Meridionale proprio quando la circolazione stagionale è prossima alla transizione.
Questo concetto è stato ulteriormente sviluppato da Wang et al. (2018), i quali hanno studiato gli effetti dell’oscillazione intrastagionale sull’onset del monsone del Mar Cinese Meridionale distinguendo anni con insorgenza precoce, normale e tardiva. La relazione non risulta identica nei tre casi, perché il contributo necessario dell’ISO dipende dallo stato del background stagionale. Quando l’onset è molto precoce, la circolazione climatologica non è ancora sufficientemente evoluta e occorre pertanto una perturbazione intrastagionale più efficace per produrre la transizione; quando l’onset è tardivo, invece, il background stagionale possiede già venti occidentali più sviluppati e può essere sufficiente la progressiva attenuazione della fase intrastagionale soppressa. Questo comportamento dimostra che la relazione tra BSISO e onset non è deterministica, ma dipende dalla somma e dall’interazione tra processi operanti su scale temporali differenti.
Nel pannello (c), mediato tra 60° e 80°E, emerge una struttura differente ma altrettanto significativa. Qui l’avanzamento stagionale delle precipitazioni dall’Oceano Indiano equatoriale verso l’India è più graduale rispetto al salto osservato sul Mar Cinese Meridionale. Durante maggio, i massimi pluviometrici sono prevalentemente confinati alle latitudini equatoriali e subtropicali meridionali; successivamente la banda di precipitazione risale progressivamente verso nord e raggiunge circa 10°N nei primi giorni di giugno. La linea tratteggiata verticale riportata nella figura indica il periodo climatologico dell’insorgenza del monsone sull’Oceano Indiano e coincide approssimativamente con la data tradizionale del Monsoon Onset over Kerala (MOK), prossima al 1° giugno. Proprio durante questa fase il contorno dell’anomalia OLR negativa della CBSISO attraversa le latitudini del Kerala, mentre nel pannello (a) l’ampiezza dell’oscillazione climatologica risulta notevole.
Il risultato suggerisce che l’onset indiano rappresenti una manifestazione particolarmente chiara della propagazione settentrionale della BSISO. L’anomalia convettiva non compare improvvisamente sul Kerala, ma può essere seguita nelle settimane precedenti mentre si sviluppa nell’Oceano Indiano tropicale e successivamente migra verso nord. Tale comportamento era già stato individuato nei lavori pionieristici sulle oscillazioni monsoniche di Sikka e Gadgil, Yasunari, Krishnamurti e collaboratori, che mostrarono come le anomalie di convezione e precipitazione a scala 30–60 giorni tendano a propagarsi dalle latitudini equatoriali verso il subcontinente indiano. La moderna interpretazione BSISO ha inserito questi risultati in un quadro dinamico più completo, nel quale la propagazione è sostenuta dall’interazione tra circolazione, umidità, vorticità e stato medio monsonico.
Jiang, Li e Wang (2004) fornirono uno dei contributi teorici fondamentali alla comprensione di tale propagazione. Il loro studio mostrò che la struttura della BSISO presenta importanti asimmetrie meridionali nei campi di vorticità e umidità rispetto al centro convettivo. In particolare, due processi vennero identificati come particolarmente importanti. Il primo riguarda l’interazione tra la convezione intrastagionale e lo shear verticale orientale tipico della circolazione monsonica estiva: questa configurazione può favorire la generazione di vorticità e convergenza nei bassi strati a nord del massimo convettivo. Il secondo coinvolge l’advezione dell’umidità e il feedback umidità-convezione, che favoriscono un progressivo precondizionamento della troposfera a nord della convezione esistente. La nuova convezione tende quindi a svilupparsi dove l’atmosfera è stata precedentemente umidificata, producendo lo spostamento apparentemente continuo della BSISO verso latitudini superiori.
Il collegamento con l’onset monsonico emerge naturalmente da questo meccanismo. Tra aprile e maggio l’ambiente atmosferico dell’Oceano Indiano si trova ancora in una fase di transizione e non tutte le perturbazioni convettive che propagano verso nord sono sufficienti a instaurare il monsone indiano. Alcuni eventi precoci possono generare precipitazioni intense nel Golfo del Bengala o sull’India meridionale e successivamente dissolversi, producendo i cosiddetti bogus onsets, o falsi onset. Soltanto quando il background stagionale ha raggiunto uno stato sufficientemente favorevole — con maggiore umidità troposferica, intensificazione del flusso sud-occidentale e shear verticale appropriato — l’arrivo della successiva oscillazione settentrionale può determinare una transizione persistente verso il regime monsonico. La Figura 13, essendo climatologica, non mostra direttamente tali falsi onset, ma spiega perché il segnale che sopravvive alla media pluriennale sia quello che tende a coincidere con il vero passaggio stagionale.
Taraphdar et al. (2018) hanno fornito una dimostrazione particolarmente importante di questa interazione fra ciclo stagionale e variabilità intrastagionale. Il loro studio mostra che l’onset del monsone indiano non dipende esclusivamente dal lento sviluppo della circolazione stagionale: la variabilità associata alla MJO e alle oscillazioni intrastagionali può anticipare o ritardare significativamente il momento dell’insorgenza. Quando una fase convettivamente attiva e caratterizzata da anomalie occidentali raggiunge l’Oceano Indiano in prossimità della finestra climatologicamente favorevole, l’onset tende a essere facilitato; una fase soppressa può invece ostacolare temporaneamente la transizione. Si comprende quindi perché nel pannello (c) il passaggio della CBSISO attraverso il Kerala attorno all’inizio di giugno risulti così significativo: esso rappresenta statisticamente la sovrapposizione ricorrente tra il ciclo intrastagionale e una fase stagionale particolarmente sensibile.
La letteratura più recente rafforza ulteriormente questa interpretazione. Lin, Lu e Li (2025), analizzando 45 anni di osservazioni e reanalisi, hanno identificato la fase convettiva di un’oscillazione intrastagionale con propagazione verso nord come un elemento cruciale nell’inizializzazione del monsone sull’India e sul Mar Arabico. Il loro studio mostra che la propagazione è sostenuta da un dipolo nella tendenza della moist static energy, con incremento a nord e diminuzione a sud del centro convettivo, prodotto in larga parte dall’advezione orizzontale di umidità. Prima dell’onset, il flusso cross-equatoriale accumula progressivamente umidità sul Mar Arabico settentrionale e aumenta l’instabilità convettiva del background; ciò crea un ambiente nel quale l’anomalia intrastagionale può propagarsi più facilmente verso nord. Gli autori ottengono inoltre una data media dell’onset prossima al 1° giugno, con una deviazione standard dell’ordine di dieci giorni, coerente con la collocazione temporale della transizione mostrata nella Figura 13c.
Lo studio del 2025 introduce anche un elemento importante nella relazione tra ENSO, BSISO e onset monsonico. Secondo Lin et al., nelle primavere successive a La Niña il più forte gradiente meridionale delle SST nell’Oceano Indiano occidentale equatoriale e l’intensificazione del flusso cross-equatoriale possono favorire l’accumulo di umidità e l’instabilità convettiva sul Mar Arabico, facilitando la propagazione settentrionale dell’ISO e contribuendo statisticamente a un onset più precoce. Dopo El Niño, alcune di queste condizioni possono invece risultare meno favorevoli. La Figura 13 descrive una climatologia media e non separa gli stati ENSO, ma questa evidenza recente sottolinea come la sincronizzazione climatologica rappresentata in figura possa essere modulata significativamente da un anno all’altro attraverso le condizioni oceaniche e atmosferiche di fondo.
La CBSISO mostrata nel pannello (a) acquista dunque un significato particolarmente interessante. Essa non rappresenta un semplice ciclo stagionale delle precipitazioni, perché è ottenuta dall’indice intrastagionale; ma non rappresenta nemmeno un evento BSISO particolare. È piuttosto il residuo coerente che emerge dalla sovrapposizione di molte stagioni. La presenza di un segnale relativamente forte tra fine maggio e giugno significa che gli eventi BSISO associati all’avvio del monsone possiedono una preferenza statistica per determinate fasi e periodi dell’anno. Kikuchi sottolinea tuttavia che il meccanismo esatto responsabile di questo phase locking non è ancora completamente compreso. Una possibile spiegazione è che gli eventi BSISO che coincidono con l’onset vengano amplificati dalla stessa riorganizzazione monsonica e risultino quindi più intensi rispetto agli eventi che attraversano la regione in momenti climaticamente meno favorevoli. In una media climatologica, tali eventi fortemente amplificati avrebbero un peso maggiore e produrrebbero il segnale osservato.
Questa ipotesi implica un rapporto bidirezionale. Non sarebbe soltanto la BSISO a modulare il monsone: il monsone in fase di instaurazione potrebbe a sua volta amplificare la BSISO. Quando la convezione intrastagionale raggiunge una regione nella quale i venti monsonici stanno già rafforzandosi, l’umidità troposferica è in aumento e lo shear verticale è favorevole, il disturbo può intensificarsi rapidamente. La convezione rafforzata produce quindi ulteriori anomalie cicloniche, convergenza e trasporto di umidità, contribuendo ad accelerare l’onset. Ne deriva un feedback positivo temporaneo nel quale diviene difficile separare nettamente una “causa BSISO” da un “effetto monsone”: entrambi fanno parte di una transizione dinamica accoppiata.
Proprio per questo è necessario evitare una lettura causale troppo semplice della Figura 13. La coincidenza climatologica tra CBSISO e onset non dimostra che ogni insorgenza monsonica sia determinata esclusivamente dalla BSISO. Il monsone asiatico è governato anche dal contrasto termico terra-oceano, dall’evoluzione dell’altopiano tibetano, dalla migrazione stagionale dell’ITCZ, dalle anomalie delle SST indo-pacifiche, da ENSO, dall’Indian Ocean Dipole, dalla circolazione di Walker e da numerosi processi sinottici. La BSISO opera all’interno di questo sistema e può funzionare da importante trigger o modulatore temporale, soprattutto quando l’ambiente stagionale si trova vicino alla soglia di transizione. Questa distinzione tra predisposizione stagionale e innesco intrastagionale è fondamentale per una corretta interpretazione fisica dell’onset.
La differenza tra i pannelli (b) e (c) rivela inoltre che la modalità con cui la BSISO interagisce con il monsone non è identica in tutte le regioni. Sul Mar Cinese Meridionale l’onset appare relativamente brusco: la fascia pluviometrica equatoriale migra verso nord e si integra rapidamente con il regime convettivo subtropicale, mentre i venti nei bassi strati passano a una configurazione monsonica occidentale. Sull’Oceano Indiano, invece, l’avanzamento appare maggiormente progressivo e la convezione può essere seguita mentre si sposta dall’equatore verso il Kerala e successivamente verso latitudini più elevate. Questa differenza riflette la diversa geometria delle due regioni, il differente stato medio della circolazione e la diversa evoluzione stagionale dei gradienti di temperatura e umidità.
Anche il momento nel quale avvengono le due transizioni è significativo. Il monsone del Mar Cinese Meridionale si instaura climatologicamente intorno alla seconda metà di maggio, mentre quello sull’India sud-occidentale raggiunge la sua fase di onset climatologica attorno all’inizio di giugno. La Figura 13 suggerisce quindi che l’oscillazione intrastagionale possa contribuire a una sequenza spaziale di transizioni monsoniche, anziché agire indipendentemente su ciascuna regione. Le anomalie convettive e circolatorie che si sviluppano in un settore possono modificare lo stato atmosferico delle regioni adiacenti, predisponendole alle fasi successive. La letteratura recente descrive effettivamente l’avanzamento monsonico dell’Asia meridionale come un processo progressivo nel quale il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale, il Mar Arabico e l’India entrano nel regime estivo attraverso tappe collegate dinamicamente.
La periodicità di circa quaranta giorni osservabile nel pannello (a) assume inoltre importanza dopo l’onset. Una volta instaurato il monsone, la BSISO continua infatti a propagarsi e a modulare la posizione delle principali bande convettive, producendo la caratteristica alternanza tra periodi active e break. Le strutture oblique visibili nei pannelli tempo-latitudine durante luglio e agosto mostrano successive pulsazioni convettive che si spostano verso nord. Quando una fase attiva raggiunge l’India, le precipitazioni possono intensificarsi su vaste regioni; quando prevale la fase soppressa, possono verificarsi periodi di break. La Figura 13 costituisce quindi una sorta di ponte concettuale tra due funzioni fondamentali della BSISO: l’oscillazione contribuisce inizialmente alla transizione stagionale verso il regime monsonico e successivamente ne organizza la variabilità interna su scala subseasonal. Kikuchi individua infatti sia l’onset sia i cicli active/break tra gli impatti climatici fondamentali della BSISO.
La distinzione tra evoluzione climatologica e singoli eventi diventa qui nuovamente cruciale. Le fasce tratteggiate che attraversano luglio, agosto e ottobre non implicano che ogni estate presenti esattamente gli stessi massimi negli stessi giorni. Rappresentano piuttosto periodi nei quali la media pluriennale conserva una certa organizzazione intrastagionale. Una parte considerevole della variabilità reale viene necessariamente attenuata dalla media. In anni particolari, l’oscillazione può propagarsi più lentamente, arrestarsi sull’Oceano Indiano, svilupparsi maggiormente sul Pacifico occidentale o interagire con perturbazioni sinottiche e cicloni tropicali. Il valore della Figura 13 non consiste quindi nella previsione deterministica di una sequenza annuale, bensì nell’individuazione di una struttura statistica persistente nella relazione tra BSISO e calendario monsonico.
Questa relazione possiede implicazioni dirette per la previsione subseasonal-to-seasonal. La circolazione meteorologica sinottica perde rapidamente prevedibilità su scale superiori a circa una o due settimane, mentre oscillazioni organizzate come la BSISO possiedono una maggiore coerenza temporale. Se un sistema numerico riesce a prevedere correttamente la fase della BSISO sull’Oceano Indiano e soprattutto la sua capacità di propagarsi verso nord, può fornire informazioni utili sull’aumento o sulla diminuzione della probabilità di onset nelle settimane successive. Shao et al. hanno sottolineato come la conoscenza della fase di sviluppo dell’ISO possa migliorare la previsione dell’onset sul Mar Cinese Meridionale, mentre studi dedicati al monsone indiano hanno evidenziato come gran parte della difficoltà previsionale dipenda proprio dalla corretta rappresentazione della convezione intrastagionale, dell’umidità e della propagazione verso nord.
Le ricerche più recenti suggeriscono che una previsione efficace non dovrebbe limitarsi all’indice BSISO. Il lavoro di Lin, Lu e Li (2025) mostra infatti che per comprendere se un’anomalia convettiva riuscirà realmente a raggiungere l’India è necessario conoscere anche lo stato del background: distribuzione dell’umidità, gradiente meridionale dell’instabilità convettiva, flusso cross-equatoriale, SST e moist static energy. Due eventi intrastagionali con ampiezza iniziale simile possono quindi avere evoluzioni differenti se attraversano ambienti diversi. Questo risultato arricchisce l’interpretazione della Figura 13: il phase locking climatologico non deriva necessariamente da una periodicità intrinseca perfetta della BSISO, ma potrebbe emergere perché in determinati momenti della primavera-estate l’ambiente diventa sistematicamente più favorevole alla propagazione e all’amplificazione dell’oscillazione.
In questa prospettiva, la marcata attività CBSISO tra fine maggio e giugno può essere interpretata come il risultato dell’incontro tra due “orologi” del sistema climatico. Il primo è quello lento del ciclo annuale, che controlla insolazione, gradienti termici, posizione dell’ITCZ, umidità e circolazione monsonica. Il secondo è quello più rapido dell’oscillazione intrastagionale, che organizza la convezione su periodi dell’ordine di alcune settimane. Quando i due sistemi entrano in una configurazione favorevole, la convezione BSISO può rafforzarsi, propagarsi verso nord e contribuire all’instaurarsi del monsone. La fase stagionale influenza quindi la BSISO e la BSISO accelera la transizione stagionale, generando una relazione accoppiata.
La Figura 13 costituisce perciò una dimostrazione visiva particolarmente efficace del fatto che il monsone asiatico non dovrebbe essere concepito come una semplice risposta stagionale continua al riscaldamento continentale. L’avanzamento delle piogge presenta invece una marcata struttura pulsante. Il sistema atmosferico accumula gradualmente energia e umidità, ma molte delle sue transizioni più importanti avvengono quando un disturbo intrastagionale organizzato attraversa una regione già predisposta. Nel Mar Cinese Meridionale ciò può assumere la forma di una rapida transizione da venti orientali a occidentali accompagnata da un brusco aumento della convezione; sul Kerala assume prevalentemente la forma di una migrazione progressiva verso nord della banda convettiva proveniente dall’Oceano Indiano equatoriale.
Considerata nel suo complesso, la Figura 13 rafforza quindi una concezione multiscala e dinamica dell’insorgenza monsonica. Il pannello (a) dimostra che la BSISO climatologica possiede una significativa organizzazione temporale e una periodicità dominante prossima a quaranta giorni nella prima parte dell’estate. Il pannello (b) mostra che una delle sue anomalie convettive verso nord coincide climatologicamente con la brusca instaurazione del monsone sul Mar Cinese Meridionale. Il pannello (c) mostra invece che un successivo e ben definito avanzamento della convezione intrastagionale attraversa le latitudini del Kerala proprio attorno all’inizio climatologico del monsone indiano. La concordanza tra queste strutture non implica un rapporto causale unico, ma costituisce una forte evidenza osservativa del phase locking fra BSISO e ciclo stagionale monsonico.
Il contributo degli studi successivi consente di attribuire a questa relazione una solida base fisica. Jiang et al. (2004) hanno chiarito il ruolo dello shear verticale, della vorticità e dell’umidità nella propagazione settentrionale; Shao et al. (2015) hanno mostrato che la fase di sviluppo dell’ISO costituisce un elemento decisivo dell’onset del Mar Cinese Meridionale; Wang et al. (2018) hanno evidenziato come il peso dell’ISO dipenda dall’evoluzione stagionale del background; Taraphdar et al. (2018) hanno dimostrato che la variabilità intrastagionale può modificare significativamente la tempistica dell’onset indiano; infine, Lin et al. (2025) hanno mostrato come l’advezione dell’umidità, la moist static energy e l’instabilità convettiva del background forniscano il precondizionamento necessario affinché la perturbazione intrastagionale possa propagarsi verso il Mar Arabico e l’India.
Il significato più profondo della Figura 13 risiede pertanto nel mostrare che la BSISO non è semplicemente una perturbazione sovrapposta al monsone, ma una componente integrata della sua evoluzione temporale. Il monsone crea progressivamente le condizioni necessarie affinché determinate anomalie intrastagionali possano propagarsi e intensificarsi; la BSISO, a sua volta, organizza il trasporto di umidità, la convergenza nei bassi strati, la vorticità e la convezione, contribuendo a trasformare una lenta evoluzione stagionale in una transizione meteorologica relativamente rapida. Il phase locking osservato nella CBSISO può essere considerato l’espressione statistica di questa interazione bidirezionale. In tal senso, la figura offre una chiave interpretativa fondamentale dell’intero sistema monsonico asiatico: il passaggio dalla stagione secca alla stagione delle piogge non è esclusivamente un processo stagionale, ma emerge dall’interazione tra il ciclo annuale e pulsazioni intrastagionali organizzate, delle quali la BSISO rappresenta una delle manifestazioni più importanti.
b. Cicli attivi e di pausa
L’alternanza tra periodi caratterizzati da precipitazioni monsoniche intense e persistenti e intervalli durante i quali le piogge si indeboliscono sensibilmente costituisce una delle manifestazioni più evidenti della variabilità intrastagionale del monsone estivo. Queste oscillazioni, comunemente definite cicli attivi e di pausa, non rappresentano semplicemente fluttuazioni casuali della precipitazione locale, ma riflettono l’evoluzione di sistemi convettivi e circolatori organizzati su scala regionale e planetaria. Fin dai lavori pionieristici di Krishnamurti e Bhalme, Yasunari, Sikka e Gadgil, la comunità scientifica ha riconosciuto che la precipitazione monsonica indiana non si distribuisce uniformemente nel corso della stagione, bensì tende a concentrarsi in episodi umidi e secchi della durata di diversi giorni o settimane. Le successive ricerche hanno dimostrato che una parte considerevole di questa alternanza è collegata alla Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, o BSISO, la principale modalità di variabilità atmosferica tropicale alle scale comprese approssimativamente tra alcune settimane e due mesi durante l’estate boreale. La BSISO è infatti caratterizzata dalla propagazione verso nord e nord-est di vaste anomalie convettive, accompagnate da modificazioni coerenti dei venti, della pressione, dell’umidità atmosferica e della circolazione monsonica. Essa costituisce quindi uno dei principali meccanismi attraverso i quali il monsone passa ciclicamente da condizioni attive a condizioni di pausa.
Per identificare in modo quantitativo questi episodi, l’analisi descritta nella sezione utilizza i dati pluviometrici APHRODITE, particolarmente adatti alla rappresentazione delle precipitazioni sulla terraferma asiatica. La procedura segue sostanzialmente i criteri introdotti da Rajeevan, Gadgil e Bhate, basati sulla precipitazione media giornaliera osservata nella cosiddetta zona centrale del monsone indiano. Questa regione, situata approssimativamente tra 18° e 28°N e tra 65° e 88°E, comprende una vasta parte dell’India centrale e settentrionale nella quale le anomalie pluviometriche tendono a essere spazialmente coerenti e fortemente rappresentative dell’andamento complessivo del monsone estivo indiano. Per ogni giorno viene sottratta dalla precipitazione osservata la corrispondente climatologia giornaliera, mentre l’anomalia risultante viene normalizzata mediante la deviazione standard. Un episodio viene classificato come attivo quando l’anomalia pluviometrica standardizzata supera il valore di +1 per almeno tre giorni consecutivi; analogamente, si identifica un episodio di pausa quando essa rimane inferiore a −1 per almeno tre giorni. Tale impostazione permette di distinguere oscillazioni meteorologiche di breve durata da fasi pluviometriche persistenti e dinamicamente significative. Rajeevan et al. applicarono originariamente il criterio soprattutto ai mesi centrali di luglio e agosto, mentre nell’analisi della BSISO esso viene esteso al periodo giugno–ottobre, indicato con l’acronimo JJASO, così da comprendere l’intera evoluzione del monsone estivo allargato e le variazioni stagionali della propagazione intrastagionale.
L’estensione al periodo JJASO assume particolare importanza perché le caratteristiche della BSISO non rimangono costanti durante tutta l’estate boreale. La posizione media della convezione tropicale, la struttura del flusso monsonico, la temperatura superficiale degli oceani e il gradiente termico tra continente e mare cambiano progressivamente tra l’inizio e la fine della stagione. Di conseguenza, anche le traiettorie e l’intensità delle anomalie convettive intrastagionali possono variare. L’utilizzazione di una stagione estesa consente di seguire non soltanto gli episodi attivi e di pausa durante il massimo pluviometrico di luglio e agosto, ma anche le transizioni che accompagnano l’avvio, la maturità e il graduale ritiro del monsone. La coerenza riscontrata tra la classificazione estesa e quella proposta da Rajeevan et al. indica che il metodo conserva la propria validità anche quando viene applicato a un intervallo stagionale più ampio. Tuttavia, è necessario ricordare che una definizione basata su una singola area geografica descrive soprattutto la componente regionale del fenomeno: un periodo di pausa sull’India centrale può infatti coincidere con precipitazioni superiori alla norma lungo le pendici himalayane, sull’India nord-orientale oppure sull’Oceano Indiano equatoriale. Il concetto di pausa non deve pertanto essere interpretato come una scomparsa generalizzata della convezione monsonica, ma come una riorganizzazione spaziale della fascia precipitativa e della circolazione atmosferica associata.
La relazione tra BSISO e alternanza attiva-pausa emerge chiaramente quando gli episodi pluviometrici vengono collocati nello spazio delle otto fasi dell’oscillazione. Durante un evento BSISO significativo, l’anomalia convettiva attraversa progressivamente l’Oceano Indiano equatoriale, il subcontinente indiano, il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale. Ciascuna fase rappresenta quindi una diversa configurazione geografica delle anomalie convettive e delle corrispondenti strutture di circolazione. La Figura 14 mostra che gli episodi attivi del monsone estivo indiano si concentrano soprattutto nelle fasi in cui la convezione della BSISO raggiunge il subcontinente e il settore settentrionale del Golfo del Bengala. In particolare, le fasi 5 e 6 comprendono complessivamente circa il 40% di tutti gli episodi attivi identificati. Questa concentrazione statistica dimostra che l’intensificazione delle piogge sull’India non avviene indipendentemente dall’evoluzione della BSISO, ma tende a manifestarsi quando il suo inviluppo convettivo si sovrappone alla zona centrale del monsone e rafforza la circolazione ciclonica di basso livello. La fase 6, in particolare, è frequentemente associata a una circolazione ciclonica anomala sul Golfo del Bengala settentrionale, sul Mar Cinese Meridionale e sul Pacifico nord-occidentale, accompagnata da moti ascendenti e da una maggiore attività convettiva.
Dal punto di vista dinamico, durante le fasi attive l’intensificazione dei venti occidentali e sud-occidentali nei bassi strati favorisce il trasporto di aria calda e umida dal Mar Arabico e dal Golfo del Bengala verso il continente. La convergenza del flusso umido alimenta la convezione profonda, mentre le anomalie cicloniche di vorticità e pressione rafforzano la depressione monsonica e la fascia di convergenza sull’India centrale. L’aumento del contenuto di umidità nella bassa e media troposfera riduce l’inibizione convettiva e facilita la formazione di sistemi temporaleschi organizzati, depressioni monsoniche e sistemi convettivi a mesoscala. La relazione tra BSISO e fasi attive non dipende quindi esclusivamente dalla presenza di nubi convettive su una determinata area, ma coinvolge un’intera configurazione dinamica nella quale circolazione, umidità e instabilità atmosferica si rafforzano reciprocamente. Le osservazioni e le simulazioni mostrano inoltre che le fasi favorevoli della variabilità intrastagionale aumentano la probabilità di formazione e sviluppo delle depressioni monsoniche. In alcune classificazioni, le fasi BSISO 5–7 corrispondono alle condizioni maggiormente attive, mentre le fasi 1–3 risultano più frequentemente associate a configurazioni di pausa.
La propagazione verso nord dell’anomalia convettiva, fondamentale per il passaggio dalla pausa alla fase attiva, è stata attribuita a diversi processi fisici complementari. Tra i meccanismi proposti figurano l’interazione tra convezione e forte shear verticale dei venti monsonici, la formazione di anomalie di vorticità a nord della convezione, la convergenza dell’umidità nello strato limite e la generazione di moti ascendenti nella regione situata davanti all’inviluppo precipitativo. Alcuni modelli mostrano che la divergenza barotropica prodotta dalla convezione può determinare una convergenza dell’umidità nei bassi strati a nord del massimo di precipitazione, predisponendo l’atmosfera alla successiva attivazione convettiva. Altri studi sottolineano il ruolo dell’inclinazione della vorticità orizzontale prodotta dallo shear verticale, del trasporto di momento da parte della convezione e dell’asimmetria meridionale dei venti indotta dall’effetto beta. In questa interpretazione, la convezione non si sposta semplicemente come un sistema già formato, ma modifica progressivamente l’ambiente atmosferico posto più a nord, creando condizioni termodinamiche e dinamiche favorevoli alla formazione di nuova convezione.
Anche le interazioni tra oceano e atmosfera possono contribuire all’evoluzione dell’oscillazione. Nelle regioni inizialmente prive di convezione, la maggiore radiazione solare e la riduzione dell’evaporazione possono favorire il riscaldamento della superficie marina; successivamente, quando aumenta la convergenza atmosferica, il calore e l’umidità accumulati possono sostenere lo sviluppo convettivo. Dopo il passaggio della fase attiva, l’aumento della nuvolosità, delle precipitazioni e dei venti superficiali tende invece a raffreddare l’oceano e a ridurre progressivamente l’energia disponibile. Tuttavia, l’importanza quantitativa dell’accoppiamento aria-mare può variare sensibilmente da un evento all’altro e da una regione all’altra. Esperimenti numerici relativi a singoli eventi hanno mostrato che la struttura della vorticità e l’avvezione orizzontale dell’umidità possono risultare decisive anche quando il contributo locale dell’accoppiamento oceanico è relativamente limitato. Le osservazioni effettuate nel Pacifico occidentale nel 2024 hanno inoltre documentato una transizione dalla fase convettivamente soppressa a quella attiva associata a variazioni dello strato oceanico rimescolato, confermando che la risposta della superficie marina può concorrere alla preparazione dell’ambiente favorevole alla BSISO.
Le fasi di pausa del monsone indiano si concentrano invece prevalentemente nelle fasi 8 e 1–2 della BSISO, che complessivamente comprendono circa il 40% degli episodi secchi considerati. In tali configurazioni, la convezione principale si è generalmente spostata lontano dall’India centrale oppure si trova sull’Oceano Indiano equatoriale, sul Continente Marittimo o sul Pacifico. L’India centrale viene allora interessata da anomalie anticicloniche nei bassi strati, riduzione della convergenza dell’umidità, moti discendenti e maggiore stabilità atmosferica. I venti monsonici sud-occidentali possono indebolirsi e la depressione monsonica spostarsi verso le pendici himalayane. La diminuzione della nuvolosità favorisce inoltre un aumento della radiazione solare incidente e delle temperature diurne, con un progressivo impoverimento dell’umidità del suolo quando la pausa persiste. Questo insieme di processi spiega perché le pause prolungate possano produrre conseguenze rilevanti per l’agricoltura, le risorse idriche e la distribuzione stagionale della pioggia, anche quando la precipitazione totale dell’intera stagione non risulta eccezionalmente bassa.
La fase di pausa non costituisce tuttavia uno stato atmosferico completamente passivo. Essa può rappresentare una parte necessaria del ciclo di ricarica energetica e di riorganizzazione della circolazione. Durante l’intervallo convettivamente soppresso, l’atmosfera e l’oceano equatoriale possono gradualmente accumulare calore e umidità, preparando la successiva riattivazione della convezione. Le fasi di transizione tra pausa e attività sono particolarmente delicate anche dal punto di vista previsionale. Uno studio dedicato alle simulazioni del Met Office Unified Model ha mostrato che una parte rilevante degli errori di precipitazione sull’India si concentra proprio nelle fasi di pausa e nella transizione dalla pausa alla fase attiva, mentre altre fasi della BSISO risultano rappresentate più correttamente. Ciò indica che la capacità dei modelli di riprodurre la propagazione della convezione, l’umidificazione della troposfera e la riorganizzazione dei venti monsonici è essenziale per migliorare le previsioni subseasonal delle piogge indiane.
Una relazione analoga è osservabile nel monsone estivo del Mar Cinese Meridionale. In questo settore oltre il 50% degli episodi attivi si verifica durante le fasi BSISO 4–6, quando l’inviluppo convettivo attraversa il Golfo del Bengala, l’Indocina e il Mar Cinese Meridionale. Durante tali fasi, la circolazione ciclonica anomala rafforza la convergenza nei bassi strati e l’afflusso di umidità, favorendo precipitazioni persistenti sulle Filippine, sul Vietnam, sulla Cina meridionale e sulle aree marittime circostanti. Più del 40% degli episodi di pausa del monsone del Mar Cinese Meridionale ricade invece nelle fasi 8 e 1–2, quando la convezione locale è soppressa e prevalgono anomalie anticicloniche. La corrispondenza non è perfettamente identica a quella indiana perché la BSISO possiede sia una componente di propagazione settentrionale sia una componente orientale e nord-orientale: lo stesso sistema convettivo può quindi produrre una fase attiva su una regione e, contemporaneamente, condizioni di pausa su un’altra. L’alternanza osservata nei diversi bacini monsonici deve essere interpretata come la manifestazione regionale di una struttura convettiva in movimento attraverso l’intero dominio indo-pacifico.
L’influenza della BSISO si estende anche alle precipitazioni estreme. Le fasi attive sono frequentemente associate a una maggiore convergenza del flusso di umidità, a un trasporto verticale più intenso del vapore acqueo e a condizioni favorevoli allo sviluppo di eventi pluviometrici estremi. Ricerche recenti sul Sud-est asiatico mostrano che la probabilità di precipitazioni intense aumenta sensibilmente quando la regione si trova sotto l’influenza delle fasi convettivamente attive della BSISO. Analogamente, studi sulle traiettorie indo-pacifiche degli estremi pluviometrici hanno evidenziato che gli episodi intensi possono propagarsi o sincronizzarsi tra regioni molto distanti seguendo l’evoluzione dell’oscillazione. Lo stato termico del Pacifico può inoltre modificare i percorsi preferenziali attraverso i quali queste anomalie si trasferiscono dall’Oceano Indiano verso il Continente Marittimo, l’Asia meridionale e il Pacifico occidentale. Ne deriva che la BSISO non controlla soltanto la quantità media di pioggia durante una fase attiva, ma condiziona anche la probabilità, la distribuzione geografica e la persistenza degli eventi estremi.
La distinzione tradizionale tra fase attiva e pausa, pur essendo estremamente utile, non esaurisce tutta la complessità della variabilità intrastagionale del monsone indiano. La precipitazione può essere influenzata sia dalla modalità BSISO con periodicità approssimativa di 30–60 giorni e prevalente propagazione verso nord, sia da oscillazioni quasi bisettimanali di 10–20 giorni che tendono a propagarsi verso ovest o nord-ovest. Un recente studio basato su 121 anni di precipitazioni giornaliere indiane a elevata risoluzione ha proposto un nuovo paradigma nel quale il ciclo attivo-pausa emerge dalla combinazione delle fasi di queste due oscillazioni, anziché da una singola modalità o dalla sola anomalia pluviometrica locale. Questa prospettiva non invalida la classificazione di Rajeevan et al., ma la amplia, mostrando che episodi con intensità simile possono derivare da differenti combinazioni dinamiche. Anche l’analisi dei regimi di circolazione atmosferica indica che il monsone tende a occupare alcuni stati preferenziali, associati a configurazioni ricorrenti di precipitazione, pressione e vento, piuttosto che variare in modo perfettamente sinusoidale tra due condizioni opposte.
Sebbene l’attenzione principale sia rivolta al sistema monsonico asiatico, l’influenza della variabilità intrastagionale tropicale si estende anche al monsone nordamericano. Quando la convezione associata alla BSISO o alla componente estiva della MJO raggiunge il Pacifico orientale durante le fasi 8 e 1–2, può modificare la circolazione tropicale e subtropicale, la posizione delle anomalie anticicloniche e il trasporto di umidità verso il Messico nord-occidentale e gli Stati Uniti sud-occidentali. Gli studi sul North American Monsoon System hanno identificato una significativa variabilità delle precipitazioni alle scale di 30–60 giorni e collegamenti con l’attività convettiva del Pacifico tropicale orientale. L’effetto non consiste necessariamente in una trasmissione diretta e uniforme delle piogge dall’Asia al Nord America, ma in una risposta dinamica della circolazione atmosferica alla redistribuzione del riscaldamento tropicale. La convezione nel Pacifico orientale può modificare onde atmosferiche, venti in quota, flussi di umidità e configurazioni barotropiche, creando condizioni più o meno favorevoli alle fasi umide del monsone nordamericano.
Nel complesso, la relazione illustrata dalla Figura 14 dimostra che la BSISO rappresenta una struttura organizzatrice fondamentale dei cicli attivi e di pausa dei monsoni estivi. Le fasi 5–6 favoriscono in modo particolare gli episodi attivi sull’India perché collocano la convezione e la circolazione ciclonica anomala in prossimità del subcontinente; le fasi 8 e 1–2 favoriscono invece le pause, poiché la convezione viene trasferita verso altri settori del dominio tropicale e sull’India prevalgono subsidenza e divergenza dell’umidità. Sul Mar Cinese Meridionale, le fasi 4–6 risultano maggiormente associate agli episodi attivi, mentre le fasi 8 e 1–2 corrispondono più frequentemente alla soppressione convettiva. Queste associazioni statistiche non implicano che ogni evento BSISO produca necessariamente la medesima risposta, poiché l’intensità del monsone dipende anche dalle condizioni oceaniche, dall’ENSO, dallo stato dell’Oceano Indiano, dall’umidità del suolo, dalle oscillazioni quasi bisettimanali e dalle perturbazioni sinottiche. Tuttavia, esse dimostrano che la conoscenza della fase e dell’ampiezza della BSISO offre un’importante base dinamica per interpretare e prevedere l’alternanza tra periodi piovosi e secchi. La corretta rappresentazione di questa oscillazione nei modelli meteorologici e climatici è pertanto essenziale per migliorare la previsione subseasonal delle precipitazioni, degli eventi estremi e delle pause monsoniche persistenti, con implicazioni decisive per la gestione delle risorse idriche, la produzione agricola e la riduzione del rischio idroclimatico nelle regioni dipendenti dal monsone.
Figura 14 – La BSISO come regolatore dei cicli attivi e di pausa dei monsoni estivi asiatici
La Figura 14 offre una rappresentazione sintetica ma particolarmente significativa del rapporto esistente tra la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, o BSISO, e l’alternanza degli episodi attivi e di pausa che caratterizza il monsone estivo indiano e quello del Mar Cinese Meridionale. Tale alternanza costituisce una delle manifestazioni fondamentali della variabilità intrastagionale monsonica: nel corso della stessa stagione, infatti, le precipitazioni non si distribuiscono in maniera uniforme, ma tendono a organizzarsi in periodi relativamente persistenti di intensificazione e soppressione della convezione. Già gli studi classici di Krishnamurti e Bhalme, Yasunari, Sikka e Gadgil avevano mostrato che questi cicli non potevano essere interpretati come una semplice successione casuale di giornate piovose e asciutte, poiché risultavano associati a strutture atmosferiche coerenti, capaci di spostarsi dall’Oceano Indiano equatoriale verso il subcontinente indiano, il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. La revisione di Kikuchi inquadra tale comportamento all’interno della BSISO, la principale modalità di variabilità subseasonal della convezione tropicale durante l’estate boreale, caratterizzata dalla combinazione di una propagazione verso est lungo la fascia equatoriale e di un marcato spostamento verso nord nei settori monsonici dell’Oceano Indiano e del Pacifico occidentale. Tra i suoi effetti più rilevanti rientrano proprio l’avvio del monsone, l’alternanza tra fasi attive e di pausa, la formazione delle depressioni monsoniche e la modulazione della ciclogenesi tropicale.
La figura è articolata in quattro pannelli. I due superiori riguardano il monsone estivo indiano, indicato con la sigla ISM: il pannello a mostra gli inizi degli episodi attivi, mentre il pannello b rappresenta quelli degli episodi di pausa. I pannelli inferiori si riferiscono invece al monsone estivo del Mar Cinese Meridionale, o SCS: il pannello c descrive gli episodi attivi e il pannello d quelli di pausa. Ogni punto identifica lo stato della BSISO nel giorno in cui ha avuto inizio un singolo episodio monsonico. I punti rossi corrispondono alle fasi attive, quelli blu alle pause. È importante sottolineare che la figura rappresenta il momento iniziale degli episodi e non la loro intera durata: un punto, pertanto, non indica né la quantità complessiva di precipitazione caduta durante l’evento, né il numero di giorni per i quali esso è proseguito. La distribuzione dei punti permette invece di valutare se l’avvio di una fase attiva o di una pausa tenda a verificarsi preferenzialmente in determinate configurazioni della BSISO.
Lo spazio delle fasi è definito dalle prime due componenti principali dell’indice BSISO, PC1 e PC2, che sintetizzano l’evoluzione spazio-temporale delle anomalie convettive intrastagionali. La combinazione dei due valori consente di suddividere il ciclo dell’oscillazione in otto fasi. La posizione angolare del punto determina la fase, mentre la distanza dall’origine rappresenta l’ampiezza dell’oscillazione. I punti esterni al cerchio centrale corrispondono a una BSISO sufficientemente intensa e organizzata; quelli situati all’interno indicano una debole ampiezza dell’indice, generalmente inferiore all’unità normalizzata, per la quale l’attribuzione a una specifica fase deve essere considerata meno robusta. Le denominazioni geografiche riportate lungo il perimetro — Oceano Indiano equatoriale orientale, Golfo del Bengala, India e Continente Marittimo, Pacifico nord-occidentale — mostrano schematicamente le regioni nelle quali tende a collocarsi l’attività convettiva durante le diverse fasi. Esse non costituiscono confini rigidi, ma forniscono una guida per interpretare lo spostamento progressivo dell’inviluppo convettivo.
La classificazione degli episodi attivi e di pausa è fondata sulla metodologia proposta da Rajeevan, Gadgil e Bhate per la zona centrale del monsone indiano. Nella formulazione originale, un episodio attivo viene identificato quando l’anomalia pluviometrica normalizzata supera il valore di +1 per almeno tre giorni consecutivi, mentre una pausa è definita da anomalie inferiori a −1 per la stessa durata minima. Rajeevan et al. applicarono il criterio principalmente ai mesi di luglio e agosto, considerati il nucleo della stagione monsonica indiana; nello studio rappresentato dalla Figura 14, l’analisi è stata estesa a giugno–ottobre, così da seguire il legame con la BSISO durante l’intera estate boreale allargata. La stessa procedura è stata applicata a una regione rappresentativa del monsone del Mar Cinese Meridionale. Il lavoro di Rajeevan et al. ha inoltre evidenziato che gli episodi di pausa tendono mediamente a durare più a lungo di quelli attivi: circa l’80% delle fasi attive analizzate persisteva per tre o quattro giorni, mentre le pause mostravano una maggiore probabilità di protrarsi per almeno una settimana. Questo aspetto conferisce alle pause prolungate un’importanza particolare per l’agricoltura e la gestione delle risorse idriche.
Nel pannello a, relativo agli episodi attivi del monsone estivo indiano, emerge una chiara concentrazione degli inizi nelle fasi 5 e 6 della BSISO. Il 21% degli eventi attivi ha inizio nella fase 5 e il 16% nella fase 6; complessivamente, queste due fasi comprendono il 37% degli episodi, una quota prossima al 40% indicato nel testo dello studio. La distribuzione nelle altre fasi è nettamente più debole: il 6% degli eventi ricade nella fase 4, il 5% nella fase 3, il 3% nella fase 2, l’1% nella fase 1, il 6% nella fase 7 e nessun episodio esterno al cerchio centrale viene attribuito alla fase 8. Questa asimmetria dimostra che l’avvio delle fasi attive sull’India non è distribuito casualmente lungo il ciclo della BSISO, ma è favorito quando il suo inviluppo convettivo raggiunge il subcontinente, il Golfo del Bengala settentrionale e i settori oceanici adiacenti.
Durante le fasi 5 e 6, la convezione associata alla BSISO tende a sovrapporsi alla zona centrale del monsone indiano o a collocarsi immediatamente a est di essa. Tale configurazione è accompagnata da anomalie cicloniche nei bassi strati, rafforzamento dei venti occidentali e sud-occidentali, intensificazione del trasporto di vapore acqueo dal Mar Arabico e dal Golfo del Bengala e incremento della convergenza dell’umidità sull’India. L’atmosfera diviene progressivamente più umida non soltanto nello strato limite, ma anche nella media troposfera, riducendo l’effetto dell’aria secca sull’organizzazione convettiva. La convergenza di basso livello sostiene i moti ascendenti, l’approfondimento della depressione monsonica e lo sviluppo di sistemi precipitativi organizzati. Il lavoro di Annamalai e Sperber ha mostrato che le fasi attive e di pausa della variabilità intrastagionale boreale sono associate a una riorganizzazione coordinata delle sorgenti di riscaldamento atmosferico nelle diverse regioni monsoniche, per cui l’intensificazione delle piogge sull’India non può essere separata dall’evoluzione convettiva sull’Oceano Indiano, sul Golfo del Bengala e sul Pacifico occidentale.
La concentrazione degli episodi attivi nelle fasi 5–6 è coerente anche con gli studi che hanno analizzato la struttura dinamica della propagazione verso nord della BSISO. Jiang et al. hanno proposto che il forte shear verticale orientale caratteristico della circolazione monsonica estiva favorisca la generazione di vorticità barotropica a nord della convezione. Questa anomalia di vorticità produce convergenza dell’umidità nello strato limite e un abbassamento del geopotenziale nella bassa troposfera davanti al nucleo convettivo, predisponendo la regione settentrionale alla successiva attivazione delle precipitazioni. In questa interpretazione, la convezione non viene semplicemente trasportata verso nord, ma modifica dinamicamente l’ambiente posto davanti a sé, generando le condizioni necessarie alla formazione di nuovi moti ascendenti. Studi successivi hanno aggiunto il possibile ruolo del trasporto convettivo del momento, della circolazione meridionale secondaria e dell’advezione orizzontale dell’umidità, mostrando che diversi processi possono concorrere alla propagazione della BSISO e al passaggio dalla pausa alla fase attiva.
Nel pannello b, dedicato alle pause del monsone indiano, la distribuzione è quasi speculare a quella degli episodi attivi. Le percentuali maggiori si osservano nelle fasi 8, 1 e 2: il 18% delle pause ha inizio nella fase 8, il 13% nella fase 1 e l’11% nella fase 2. Nel complesso, queste tre fasi raccolgono il 42% degli episodi di pausa. Le fasi 4 e 5 non presentano invece alcun evento esterno al cerchio centrale, mentre la fase 6 comprende soltanto il 6% delle pause. La fase 7 ne raccoglie il 9% e la fase 3 l’8%. Il contrasto tra i pannelli a e b è quindi molto netto: le configurazioni che favoriscono l’attività monsonica, soprattutto le fasi 5 e 6, risultano poco compatibili con l’inizio di una pausa, mentre le fasi 8, 1 e 2 corrispondono più frequentemente alla soppressione delle precipitazioni sull’India centrale.
Durante queste ultime fasi, l’anomalia convettiva principale della BSISO si trova generalmente lontana dalla zona monsonica indiana oppure sta iniziando un nuovo ciclo sull’Oceano Indiano equatoriale. Sul subcontinente prevalgono anomalie anticicloniche nella bassa troposfera, indebolimento del flusso sud-occidentale, divergenza dell’umidità e moti discendenti. La depressione monsonica può indebolirsi o spostarsi verso le pendici himalayane, mentre la fascia delle precipitazioni tende a ritirarsi dall’India centrale. La pausa non implica pertanto la cessazione assoluta della convezione sull’intero dominio asiatico: più correttamente, rappresenta una sua redistribuzione geografica. Le piogge possono diminuire sull’India centrale e, nello stesso momento, risultare più intense sull’Oceano Indiano equatoriale, lungo l’Himalaya o in altri settori interessati dalla fase convettivamente attiva dell’oscillazione.
Rajeevan et al. hanno mostrato che il ritorno dalle pause alle condizioni attive avviene frequentemente attraverso la propagazione verso nord della zona convettiva dall’Oceano Indiano. Gli stessi autori hanno però sottolineato che le pause lunghe e intense non sono equivalenti a semplici anomalie pluviometriche debolmente negative. Le prime possono assumere una configurazione circolatoria simile a quella della depressione termica continentale precedente all’inizio del monsone, con un marcato indebolimento del regime convettivo umido. La distinzione è importante perché una breve riduzione delle piogge può derivare da processi sinottici locali, mentre una pausa persistente indica una riorganizzazione più profonda della circolazione monsonica.
Il pannello c mostra che il controllo esercitato dalla BSISO non è limitato al monsone indiano. Gli episodi attivi del monsone del Mar Cinese Meridionale si concentrano infatti nelle fasi 4, 5 e 6. La fase 4 comprende il 17% degli eventi, la fase 5 il 21% e la fase 6 il 16%; complessivamente, queste tre fasi rappresentano il 54% degli inizi delle condizioni attive. Le percentuali scendono al 9% nella fase 7, al 4% nella fase 8, all’1% nella fase 1 e al 2% nelle fasi 2 e 3. Rispetto al monsone indiano, la finestra favorevole appare quindi leggermente più ampia e anticipata, comprendendo anche la fase 4. Ciò riflette la combinazione della propagazione verso nord e verso est della convezione: una volta attraversato il Golfo del Bengala e l’Indocina, l’inviluppo convettivo raggiunge il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale, rafforzando la convergenza dei venti e il trasporto di umidità nelle regioni interessate dal monsone dell’Asia sud-orientale.
La risposta non consiste soltanto in un aumento locale della precipitazione. Durante le fasi attive si verifica una riorganizzazione della circolazione a grande scala, con anomalie cicloniche nei bassi strati, maggiore contenuto di umidità troposferica e rafforzamento dei moti ascendenti. L’evoluzione delle nubi segue una sequenza nella quale l’umidificazione e le nubi meno profonde precedono spesso la massima organizzazione della convezione profonda. L’analisi dei regimi nuvolosi associati all’oscillazione intrastagionale del monsone indiano ha mostrato che i processi osservati sull’Oceano Indiano tendono ad anticipare di circa dieci giorni quelli sul subcontinente, coerentemente con la propagazione delle anomalie verso nord. Questo carattere evolutivo aiuta a comprendere perché la BSISO possieda un potenziale predittivo: la preparazione termodinamica di una regione può precedere il massimo delle precipitazioni, offrendo segnali utili per la previsione subseasonal.
Il pannello d mostra una configurazione opposta per le pause del monsone del Mar Cinese Meridionale. Le quote più elevate si osservano nelle fasi 1 e 2, rispettivamente con il 16% e il 14%, e nella fase 8, anch’essa con il 14%. Queste tre fasi comprendono complessivamente il 44% degli episodi di pausa. Le fasi 4 e 5 non presentano alcun evento, mentre la fase 6 comprende l’11%, le fasi 3 e 7 il 7% ciascuna. Anche nel settore del Mar Cinese Meridionale, pertanto, l’inizio delle pause tende a verificarsi quando il nucleo convettivo della BSISO è lontano dalla regione o quando un nuovo inviluppo convettivo si sta organizzando sull’Oceano Indiano equatoriale. L’assenza di pause nelle fasi 4 e 5 conferma che il passaggio della convezione attraverso il Golfo del Bengala, l’Indocina e il Mar Cinese Meridionale crea un ambiente fortemente sfavorevole alla soppressione persistente delle precipitazioni.
Il confronto tra i quattro pannelli mette in evidenza sia la coerenza del controllo esercitato dalla BSISO, sia le differenze regionali nella fase della risposta. Per il monsone indiano, il massimo degli episodi attivi si concentra nelle fasi 5–6; per il Mar Cinese Meridionale, la finestra principale comprende le fasi 4–6. Le pause di entrambe le regioni sono invece maggiormente associate alle fasi 8, 1 e 2. Questa disposizione suggerisce una sequenza spaziale nella quale l’attivazione monsonica si trasferisce progressivamente dall’Oceano Indiano e dal Golfo del Bengala verso l’India, l’Indocina, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. La stessa fase della BSISO può quindi produrre effetti differenti nelle varie regioni: mentre un’area entra nella fase attiva, un’altra può trovarsi in transizione o avere già iniziato il ritorno verso condizioni soppresse.
La figura mostra tuttavia che la BSISO non costituisce l’unico fattore responsabile dei cicli monsonici. Sommando le percentuali attribuite alle otto fasi esterne al cerchio centrale si ottiene circa il 58% per gli episodi attivi dell’ISM, il 65% per le pause dell’ISM, il 72% per gli episodi attivi del SCS e il 69% per le pause del SCS. La quota rimanente, rispettivamente pari a circa il 42%, 35%, 28% e 31%, corrisponde a eventi iniziati quando l’ampiezza della BSISO era debole. Ciò significa che numerosi episodi attivi o di pausa possono svilupparsi anche in assenza di una BSISO ben organizzata. Tra i processi concorrenti rientrano le oscillazioni quasi bisettimanali di 10–20 giorni, le depressioni e i sistemi di bassa pressione monsonici, le perturbazioni tropicali, le condizioni della temperatura superficiale marina, l’umidità del suolo e le interazioni con le catene montuose asiatiche.
Goswami e Ajayamohan hanno evidenziato che la variabilità intrastagionale del monsone comprende almeno due importanti bande temporali, una quasi bisettimanale e una più lenta, approssimativamente compresa tra 30 e 60 giorni. La combinazione di queste oscillazioni può rafforzare o indebolire un episodio attivo, modificarne la durata e determinare differenze tra eventi apparentemente simili. Gli stessi autori hanno discusso il legame tra attività intrastagionale e variabilità interannuale della precipitazione stagionale, mostrando come la frequenza e la persistenza delle fasi attive e di pausa possano contribuire alle anomalie complessive del monsone, pur senza costituirne l’unica spiegazione. Rajeevan et al. hanno successivamente sottolineato che la struttura spaziale delle anomalie intrastagionali non coincide perfettamente con quella delle anomalie interannuali associate, per esempio, all’ENSO; non è quindi corretto considerare automaticamente una stagione secca come il semplice risultato di un numero maggiore di pause.
Questa cautela è confermata da studi più recenti sugli episodi umidi e secchi persistenti dell’India centrale. Saha et al. hanno mostrato che una parte considerevole delle sequenze pluviometriche persistenti non coincide esattamente con le definizioni tradizionali di fase attiva e di pausa, pur contribuendo in misura rilevante alla precipitazione stagionale. Di conseguenza, la classificazione basata sulla soglia di una deviazione standard è molto utile per identificare gli eventi più organizzati, ma non comprende necessariamente tutte le forme di persistenza pluviometrica. La Figura 14 deve quindi essere interpretata come una misura probabilistica del rapporto tra BSISO e cicli monsonici, non come una relazione deterministica secondo la quale ogni fase 5 o 6 produrrebbe inevitabilmente un episodio attivo e ogni fase 8 o 1 una pausa.
Un’ulteriore complessità riguarda l’accoppiamento tra atmosfera e oceano. Durante una fase convettivamente soppressa, la diminuzione della nuvolosità e dei venti può aumentare la radiazione solare assorbita dalla superficie marina e favorire il riscaldamento delle acque poste a nord della convezione. Il successivo aumento dell’evaporazione e dell’umidità nello strato limite può contribuire alla preparazione dell’ambiente per la fase attiva. Tuttavia, gli esperimenti numerici mostrano che il peso relativo dell’accoppiamento aria-mare varia tra gli eventi. Per l’episodio BSISO dell’estate 2016, per esempio, l’advezione orizzontale dell’umidità risultò particolarmente importante per produrre anomalie umide a nord di 10°N, mentre il ruolo diretto dell’interazione locale con la superficie oceanica apparve meno decisivo. Ciò suggerisce che non esista un unico meccanismo universale della propagazione, ma una combinazione di processi la cui importanza dipende dallo stato atmosferico e oceanico di fondo.
La relazione rappresentata nella Figura 14 possiede rilevanti implicazioni previsionali. Poiché la BSISO evolve su scale di alcune settimane ed è descrivibile attraverso la sua posizione nello spazio PC1–PC2, la conoscenza della fase e dell’ampiezza può aiutare a stimare la probabilità di un’imminente attivazione o pausa del monsone. Una BSISO intensa nelle fasi 4–5 suggerisce, in termini probabilistici, condizioni progressivamente più favorevoli alle precipitazioni sul Golfo del Bengala, sull’India e sul Mar Cinese Meridionale; il passaggio verso le fasi 7–8 e successivamente 1–2 può invece accompagnare il ritiro dell’attività convettiva e l’instaurarsi di una pausa. La previsione rimane però complessa perché molti modelli climatici faticano ancora a riprodurre correttamente la propagazione verso nord, l’interazione tra convezione e circolazione e l’accoppiamento con le temperature superficiali marine. La rappresentazione realistica della BSISO richiede non soltanto una corretta intensità della convezione equatoriale, ma anche la capacità di simulare il trasferimento dell’umidità e delle anomalie di vorticità verso le regioni monsoniche settentrionali.
Nel suo insieme, la Figura 14 dimostra quindi che i cicli attivi e di pausa del monsone estivo indiano e del Mar Cinese Meridionale costituiscono manifestazioni regionali di un’unica evoluzione convettiva su scala indo-pacifica. Le fasi 5–6 rappresentano la configurazione più favorevole all’attività pluviometrica sull’India, mentre le fasi 4–6 sostengono maggiormente l’attivazione del monsone del Mar Cinese Meridionale. Le fasi 8, 1 e 2 favoriscono invece l’avvio delle pause in entrambe le regioni. Il significato scientifico della figura non consiste soltanto nel mostrare una concentrazione statistica degli eventi, ma nel collegare tale concentrazione alla propagazione della convezione, al trasporto di umidità, alle anomalie di vorticità, alla circolazione ciclonica e anticiclonica di basso livello e alla riorganizzazione delle sorgenti di riscaldamento atmosferico. La BSISO emerge pertanto come un regolatore fondamentale, sebbene non esclusivo, della distribuzione temporale delle piogge monsoniche. Comprenderne l’evoluzione significa migliorare la capacità di prevedere non soltanto la quantità stagionale delle precipitazioni, ma anche la loro successione in episodi intensi, interruzioni persistenti e transizioni rapide, elementi decisivi per l’agricoltura, la disponibilità idrica e la gestione del rischio idroclimatico nelle regioni densamente popolate dell’Asia monsonica.
4.2 Influenza della BSISO sulle perturbazioni a frequenza più elevata: perturbazioni alla scala sinottica
L’influenza esercitata dalla Boreal Summer Intraseasonal Oscillation sulle perturbazioni atmosferiche a frequenza più elevata costituisce uno degli aspetti fondamentali per comprendere in quale modo una modalità convettiva di scala planetaria possa tradursi in fenomeni meteorologici regionali, precipitazioni intense e sistemi ciclonici della durata di pochi giorni. La BSISO non deve infatti essere immaginata come un’unica e continua area temporalesca che si sposta ordinatamente attraverso l’Oceano Indiano e il Pacifico occidentale. Il suo inviluppo convettivo è composto da una successione di sistemi convettivi a mesoscala, aggregati temporaleschi, onde tropicali, vortici sinottici e sistemi monsonici di bassa pressione che nascono, si intensificano, interagiscono e decadono all’interno di un ambiente atmosferico lentamente variabile. In questa prospettiva, la BSISO rappresenta la componente a bassa frequenza che modifica lo stato di fondo della troposfera tropicale, mentre le perturbazioni sinottiche costituiscono le strutture meteorologiche attraverso le quali gran parte della convezione e della precipitazione viene materialmente prodotta. La relazione è quindi gerarchica e bidirezionale: la BSISO regola la probabilità di sviluppo e l’intensità dei sistemi più piccoli, ma la somma dei processi convettivi e del riscaldamento latente associati a tali sistemi contribuisce a mantenere e riorganizzare lo stesso inviluppo intrastagionale.
Tra le perturbazioni sinottiche maggiormente rilevanti rientrano i monsoon low-pressure systems, indicati con la sigla LPS. Questa espressione comprende un insieme relativamente ampio di vortici monsonici, tra cui basse pressioni, depressioni monsoniche, depressioni tropicali e, in alcuni bacini, onde orientali dotate di una circolazione ciclonica sufficientemente organizzata. Le singole categorie possono differire per intensità, profondità verticale, struttura termica, durata e velocità di propagazione, ma condividono la capacità di concentrare convergenza, umidità, vorticità ciclonica e moti ascendenti su scale dell’ordine di alcune centinaia o migliaia di chilometri. Hurley e Boos hanno elaborato la prima climatologia globale omogenea di questi sistemi utilizzando la rianalisi ERA-Interim per il periodo 1979–2012 e un algoritmo basato sulla vorticità relativa a 850 hPa, sulla pressione al livello del mare e sulla velocità del vento superficiale. La loro analisi ha mostrato che gli LPS sono presenti in quasi tutte le principali regioni monsoniche e che, nelle zone situate sul margine polare dei massimi climatologici di precipitazione, possono contribuire a una quota compresa approssimativamente tra il 40% e oltre l’80% delle piogge estive. Essi non costituiscono quindi un elemento secondario del monsone, ma una delle principali modalità attraverso le quali la circolazione stagionale converte l’umidità tropicale in precipitazione organizzata.
La definizione degli LPS come “elementi costitutivi” della convezione della BSISO assume un significato fisico preciso. Un’anomalia convettiva intrastagionale estesa per migliaia di chilometri non precipita in modo uniforme su tutta la propria superficie; al suo interno si alternano aree di convezione profonda, zone stratiformi, intervalli temporaneamente soppressi, sistemi convettivi a mesoscala e vortici di scala sinottica. Gli LPS organizzano una parte consistente di questa attività attraverso una circolazione ciclonica capace di convergere l’umidità nei bassi strati e di sostenere precipitazioni per più giorni lungo la propria traiettoria. Durante le fasi attive del monsone indiano, tali sistemi tendono a svilupparsi sul Golfo del Bengala o nelle regioni continentali adiacenti e a propagarsi verso ovest o nord-ovest lungo la depressione monsonica, distribuendo precipitazioni sull’India centrale e settentrionale. Krishnamurthy e Ajayamohan hanno mostrato che la struttura pluviometrica osservata durante la presenza degli LPS riproduce il principale schema giornaliero associato alla fase attiva del monsone indiano, mentre la loro assenza è maggiormente compatibile con condizioni di pausa. Lo stretto legame tra LPS, depressione monsonica e precipitazioni continentali spiega perché anche piccole variazioni nella frequenza, nella traiettoria o nella persistenza di questi vortici possano modificare sensibilmente l’andamento stagionale delle piogge.
Il rapporto tra BSISO e sistemi sinottici deve essere interpretato come un’interazione tra scale temporali differenti. La BSISO evolve tipicamente nell’arco di alcune settimane e modifica gradualmente la circolazione di fondo, mentre gli LPS possiedono durate più brevi e rispondono rapidamente alle condizioni dinamiche e termodinamiche presenti durante la loro genesi. Quando la fase convettivamente attiva della BSISO raggiunge una determinata regione, aumentano generalmente l’umidità troposferica, la convergenza di basso livello, la vorticità ciclonica e l’intensità del flusso monsonico. Questi cambiamenti rendono l’ambiente maggiormente favorevole alla formazione e all’intensificazione dei vortici. Durante la fase soppressa, al contrario, possono prevalere aria più secca, subsidenza, divergenza nei bassi strati e anomalie anticicloniche, condizioni che riducono la probabilità che una perturbazione iniziale riesca a organizzarsi in un LPS persistente. La BSISO non crea necessariamente ogni singolo sistema, ma modifica la probabilità statistica che una perturbazione preesistente trovi un ambiente adatto a svilupparsi. In tal senso, essa agisce come un regolatore dell’attività sinottica piuttosto che come una causa deterministica di ogni vortice monsonico.
Le prime evidenze osservative di questa modulazione emersero con particolare chiarezza sull’Oceano Indiano settentrionale. Goswami e collaboratori mostrarono che la formazione e il raggruppamento dei sistemi di bassa pressione durante il monsone indiano sono strettamente legati alle oscillazioni intrastagionali. Nelle fasi attive, il rafforzamento della vorticità ciclonica a 850 hPa e dello shear meridionale del vento zonale crea un ambiente favorevole alla ciclogenesi, mentre nelle pause la riduzione dello shear e la presenza di una vorticità più debole o anticiclonica ostacolano lo sviluppo dei sistemi. Questo comportamento chiarisce perché gli LPS non siano distribuiti uniformemente nel corso della stagione: essi tendono a comparire in gruppi durante intervalli nei quali lo stato di fondo monsonico risulta dinamicamente predisposto alla loro formazione. L’attività sinottica assume pertanto un carattere intermittente, sincronizzandosi con l’alternanza tra fasi attive e di pausa della variabilità intrastagionale. La relazione è particolarmente importante perché un singolo episodio attivo può contenere più LPS successivi, ciascuno dei quali rinnova la convergenza e prolunga le precipitazioni sull’India centrale.
Una modulazione analoga è stata osservata nel Pacifico nord-occidentale, dove la BSISO interagisce con il monsone estivo regionale, la depressione monsonica, le onde tropicali e la ciclogenesi. Straub e Kiladis hanno mostrato che la fase convettivamente intensificata dell’oscillazione intrastagionale boreale contiene una forte componente di variabilità a propagazione occidentale, comprendente onde tropicali e cicloni che attraversano il Pacifico occidentale, il Sud-est asiatico e, in alcuni casi, raggiungono il Golfo del Bengala. Durante le fasi caratterizzate da venti occidentali anomali e da una depressione monsonica più intensa, l’attività delle perturbazioni con periodi di circa 3–10 giorni aumenta sensibilmente. Lo stato intrastagionale modifica infatti la distribuzione della vorticità e dello shear orizzontale, influenzando la conversione dell’energia cinetica del flusso medio in energia delle perturbazioni. I sistemi sinottici, a loro volta, possono contribuire al mantenimento dell’inviluppo convettivo attraverso il trasporto di calore e umidità e il rilascio di calore latente. La BSISO appare quindi non come un contenitore passivo di perturbazioni, ma come una struttura dinamica il cui sviluppo è connesso alla crescita e all’organizzazione delle onde e dei vortici che si trovano al suo interno.
Il controllo intrastagionale si estende anche al Pacifico nord-orientale, dove le onde orientali rappresentano importanti precursori dei sistemi convettivi e dei cicloni tropicali. Gli studi di Crosbie e Serra e di Rydbeck e Maloney hanno evidenziato che l’attività delle perturbazioni sinottiche varia fortemente tra le fasi occidentali e orientali della circolazione intrastagionale. Le fasi caratterizzate da venti occidentali anomali presentano generalmente maggiore vorticità ciclonica, più intenso shear del vento e condizioni più favorevoli alla crescita energetica delle onde orientali. Le analisi dei bilanci energetici indicano che l’ambiente del Pacifico orientale può trasformare rapidamente una perturbazione debole in un’onda più robusta quando il flusso di fondo consente una conversione efficiente dell’energia. In queste condizioni aumenta anche la probabilità di ciclogenesi tropicale. La modulazione non è quindi limitata all’Oceano Indiano o al monsone asiatico, ma costituisce un comportamento più generale dei bacini monsonici tropicali, nei quali la variabilità intrastagionale organizza l’attività sinottica modificando il flusso di fondo entro cui le perturbazioni si sviluppano.
La ricerca di Haertel e Boos ha esteso questa prospettiva attraverso un’indagine globale sull’associazione tra oscillazione intrastagionale e basse pressioni monsoniche. Anziché concentrarsi su un solo bacino, gli autori hanno esaminato i vortici sinottici in numerose regioni monsoniche e hanno valutato come la loro frequenza e struttura cambiassero con le fasi della Madden–Julian Oscillation e della variabilità intrastagionale tropicale. Il risultato generale è che l’associazione tra fase convettiva e attività dei vortici non rappresenta una peculiarità esclusivamente indiana. I sistemi di bassa pressione tendono a essere più numerosi e più organizzati nelle regioni interessate da anomalie convettive attive, mentre risultano meno frequenti nelle fasi soppresse. L’analisi globale rafforza quindi l’idea secondo cui la modulazione degli LPS costituisce una risposta generale alle anomalie di umidità, circolazione e vorticità prodotte dall’oscillazione intrastagionale. Lo studio di Kikuchi riprende questa impostazione, ma la applica specificamente alla BSISO estiva e concentra l’attenzione sul momento della genesi, anziché sull’intero periodo di attività dei sistemi.
La distinzione tra genesi e attività complessiva è metodologicamente importante. L’attività di un LPS può essere descritta attraverso il numero totale di giorni di presenza, la durata, l’intensità, la traiettoria o la precipitazione prodotta; la genesi riguarda invece il luogo e il momento nel quale il sistema viene identificato per la prima volta. Un’oscillazione intrastagionale potrebbe, per esempio, influenzare fortemente la formazione dei vortici senza modificare nello stesso modo la loro durata, oppure potrebbe agire soprattutto sull’intensificazione di sistemi già esistenti. Concentrarsi sulla genesi consente di verificare se determinate fasi della BSISO predispongano direttamente l’atmosfera alla nascita degli LPS. Per svolgere tale analisi viene utilizzato il dataset globale delle traiettorie sviluppato da Hurley e Boos, che permette di seguire in modo coerente i sistemi attraverso differenti bacini monsonici. Questa uniformità è essenziale perché le classificazioni operative tradizionali possono variare da una regione all’altra, rendendo difficile il confronto diretto tra Oceano Indiano, Pacifico occidentale e Pacifico orientale.
La Figura 15, descritta nella sezione originale, mostra che gli LPS possono formarsi durante tutte le otto fasi della BSISO. Questa distribuzione apparentemente diffusa indica che la BSISO non costituisce una condizione indispensabile per la ciclogenesi monsonica: perturbazioni sinottiche possono nascere anche durante fasi meno favorevoli o quando l’ampiezza intrastagionale è debole. Tuttavia, il semplice conteggio degli eventi non è sufficiente per stabilire quale fase sia realmente più favorevole, poiché il numero di giorni significativi della BSISO non è identico in tutte le fasi. Una fase che compare più frequentemente nel dataset potrebbe contenere più genesi soltanto perché è rappresentata da un maggior numero di giornate. Per eliminare questo effetto, gli autori normalizzano il numero delle genesi rispetto al numero di giorni significativi trascorsi in ciascuna fase. Il valore risultante rappresenta quindi una probabilità condizionata: indica quanto frequentemente nasce un LPS per ogni giorno nel quale la BSISO si trova in una determinata fase e possiede un’ampiezza significativa. Questa normalizzazione permette di confrontare correttamente le diverse fasi e di distinguere la frequenza assoluta dalla reale predisposizione dinamica alla ciclogenesi.
Dopo la normalizzazione emerge che, nelle diverse regioni considerate, la genesi degli LPS è generalmente da due a tre volte più probabile durante la fase convettivamente attiva della BSISO rispetto alla fase soppressa. Un rapporto di tale entità rappresenta una modulazione molto rilevante, pur non implicando una relazione deterministica. La fase attiva non garantisce la nascita di un sistema, così come la fase soppressa non la impedisce completamente; essa modifica però in modo sostanziale la probabilità di sviluppo. Questa differenza può essere interpretata attraverso la sovrapposizione di vari fattori favorevoli: aumento dell’umidità nella media troposfera, rafforzamento della convergenza nello strato limite, maggiore vorticità ciclonica, intensificazione della depressione monsonica e riduzione dell’effetto inibitore dell’aria secca. Quando tali condizioni agiscono contemporaneamente, una perturbazione debole può organizzare più efficacemente la convezione, produrre riscaldamento latente e sviluppare una circolazione chiusa. Nella fase soppressa, invece, l’aria più secca e la subsidenza possono interrompere il processo prima che il vortice raggiunga una struttura sufficientemente coerente.
Il ruolo dell’umidità è particolarmente importante perché la formazione di un LPS non dipende soltanto dalla presenza di vorticità iniziale. Una perturbazione ciclonica può intensificarsi in modo significativo solo se la convezione riesce a organizzarsi e a persistere vicino al centro del vortice. Il rilascio di calore latente associato alla condensazione produce convergenza, moti ascendenti e generazione o concentrazione della vorticità potenziale, rafforzando ulteriormente la circolazione. Se la media troposfera è troppo secca, l’evaporazione delle precipitazioni e l’entrainment di aria non satura possono indebolire le correnti ascendenti e frammentare il sistema convettivo. La fase attiva della BSISO tende invece a creare una colonna atmosferica più umida e un ambiente nel quale la convezione può rimanere accoppiata al vortice. Karmakar, Chakraborty e Nanjundiah hanno confermato che le depressioni monsoniche si sviluppano più favorevolmente in ambienti ricchi di umidità e vorticità e hanno collegato la loro intensificazione alla struttura del flusso monsonico, compreso lo shear meridionale dei venti occidentali nei bassi strati.
Accanto ai processi termodinamici intervengono meccanismi dinamici di conversione energetica. La depressione monsonica è caratterizzata da forti gradienti orizzontali del vento, in particolare lungo il margine della corrente occidentale monsonica. Un vortice inserito in questo ambiente può estrarre energia dal flusso medio attraverso processi barotropici, intensificando la propria circolazione ciclonica. Le anomalie della BSISO modificano la posizione e l’intensità di questi gradienti e possono quindi rendere più o meno efficiente la crescita del sistema. Nelle fasi attive, il rafforzamento del flusso occidentale a sud e della vorticità ciclonica lungo la depressione monsonica crea spesso una configurazione favorevole. Le fasi soppresse presentano invece un flusso più debole o una struttura di shear meno adatta all’amplificazione dei vortici. Questa interpretazione consente di comprendere perché la modulazione intrastagionale non riguardi solamente la quantità di umidità disponibile, ma coinvolga anche la capacità dell’atmosfera di trasferire energia dalla circolazione di grande scala alle perturbazioni sinottiche.
Gli studi successivi alla revisione di Kikuchi hanno ulteriormente precisato che l’influenza della BSISO non si limita al numero dei sistemi formati, ma riguarda anche la loro intensificazione e propagazione. Hunt e Turner hanno mostrato che la risposta degli LPS all’ambiente della BSISO può essere non lineare: il vortice modifica localmente la convergenza e la vorticità in un modo che non corrisponde alla semplice somma tra una perturbazione media e l’anomalia intrastagionale di fondo. Nelle fasi favorevoli, la circolazione della BSISO sostiene un’ulteriore intensificazione dello strato limite, mentre la risposta dinamica del vortice contribuisce a una propagazione più rapida verso ovest. Gli autori hanno inoltre rilevato che la BSISO produce forti variazioni della vorticità monsonica e delle precipitazioni mentre si propaga verso nord, con massimi che interessano l’India meridionale nelle fasi iniziali e l’India settentrionale nelle fasi successive. Questi risultati mostrano che non è sufficiente stabilire se un LPS si forma: la fase della BSISO può influenzare anche il modo in cui esso si sviluppa, si muove e distribuisce le precipitazioni lungo il proprio percorso.
La ricerca più recente suggerisce inoltre che la sola ampiezza della BSISO non spieghi necessariamente tutta la variabilità della genesi. Un evento intrastagionale molto intenso non produce automaticamente più LPS rispetto a un evento moderato, poiché risultano decisive anche la posizione geografica dell’anomalia convettiva, la fase, la struttura dei venti e lo stato preesistente della depressione monsonica. Hunt e Turner hanno evidenziato una relazione più debole tra ampiezza complessiva della BSISO e nascita dei sistemi rispetto a quella osservata tra fase dell’oscillazione e ambiente dinamico nel quale gli LPS si intensificano. Ciò non contraddice il rapporto di due o tre volte tra fase attiva e soppressa riportato nella revisione, ma invita a distinguere due concetti: la fase indica dove si trovano le anomalie favorevoli di convezione e circolazione, mentre l’ampiezza misura la forza globale dell’oscillazione. Per la ciclogenesi locale, la posizione e la struttura dell’ambiente possono risultare più importanti della sola intensità dell’indice.
Un ulteriore livello di complessità deriva dall’esistenza di differenti varietà regionali di LPS nell’Asia meridionale. I sistemi che nascono sul Golfo del Bengala e percorrono lunghe traiettorie continentali non possiedono necessariamente la stessa struttura o la stessa sensibilità intrastagionale di quelli che si formano più vicino alla costa, sul Mar Arabico o direttamente sulla terraferma. Deoras, Hunt e Turner hanno distinto quattro varietà regionali, analizzandone traiettorie, struttura termica, contenuto di umidità e contributo alle precipitazioni. La loro ricerca ha confermato che la frequenza delle diverse categorie è modulata dalle fasi della BSISO, della MISO e della MJO, ma ha anche mostrato che la risposta può cambiare a seconda della regione di genesi e del percorso seguito. La BSISO deve quindi essere considerata una forzante ambientale comune che interagisce con sistemi sinottici differenti, anziché un meccanismo capace di produrre una risposta identica in ogni settore del dominio monsonico.
La relazione tra variabilità intrastagionale e LPS assume particolare rilevanza nella genesi delle precipitazioni estreme. Nikumbh e collaboratori hanno mostrato che i sistemi capaci di produrre eventi pluviometrici estesi sull’India centrale tendono a essere più lenti, più umidi e più intensi rispetto agli LPS che non generano estremi rilevanti. Gli eventi di estensione media o grande si verificano preferenzialmente durante la fase positiva della MISO, quando la depressione monsonica è attiva e l’ambiente di grande scala fornisce un forte sostegno dinamico. In queste condizioni, la produzione diabativa di vorticità potenziale e l’intensificazione della circolazione di basso livello favoriscono l’organizzazione della convezione su aree molto ampie. Gli LPS presenti durante fasi neutre o negative tendono invece a intensificarsi meno e a produrre sistemi convettivi più dispersi, con eventi estremi di minore estensione spaziale. La BSISO e le oscillazioni monsoniche correlate non controllano pertanto soltanto la probabilità che un vortice si formi, ma contribuiscono a determinare se esso produrrà precipitazioni isolate o un episodio esteso e potenzialmente alluvionale.
Anche la precipitazione costiera può essere profondamente modificata dall’interazione tra BSISO e sistemi sinottici. Sulla costa sud-occidentale dell’India, per esempio, l’intensità e la posizione delle piogge dipendono dall’interazione tra i venti monsonici occidentali, il contrasto terra-mare e l’orografia dei Ghati occidentali. Hunt e collaboratori hanno rilevato che oltre il 75% dei più intensi episodi di precipitazione al largo si verifica durante le fasi 3 e 4 della BSISO, mentre circa il 40% dei più forti eventi sulla terraferma ricade nelle fasi 5 e 6. La posizione degli LPS contribuisce ulteriormente a determinare dove si concentra la pioggia. Questo risultato mostra che la stessa oscillazione intrastagionale può spostare la fascia precipitativa dalla regione marina alla costa e all’interno continentale, modificando la direzione e l’intensità del flusso incidente sulle montagne. Le conseguenze locali della BSISO dipendono quindi dall’interazione tra circolazione planetaria, vortici sinottici e caratteristiche geografiche regionali.
La modulazione degli LPS possiede implicazioni dirette per la prevedibilità subseasonal. La BSISO evolve più lentamente delle singole perturbazioni sinottiche e può mantenere una certa memoria dinamica per diversi giorni o settimane. Anche quando non è possibile prevedere con grande anticipo il punto esatto nel quale nascerà un singolo LPS, la conoscenza della fase della BSISO consente di stimare se l’ambiente di una determinata regione diventerà più o meno favorevole alla ciclogenesi. Un passaggio verso la fase convettivamente attiva può segnalare un aumento probabilistico della vorticità, dell’umidità e della convergenza, mentre una fase soppressa può indicare una riduzione dell’attività. Questa informazione è preziosa per le previsioni probabilistiche delle precipitazioni monsoniche e del rischio di eventi estremi. Tuttavia, i modelli devono rappresentare correttamente sia la propagazione della BSISO sia la struttura degli LPS; errori nella posizione della depressione monsonica, nell’umidità troposferica o nei venti di basso livello possono alterare le traiettorie dei sistemi e generare importanti distorsioni nella distribuzione delle piogge. Gli studi sui modelli subseasonal mostrano che la simulazione realistica della struttura tridimensionale degli LPS rimane quindi una condizione indispensabile per migliorare la previsione del monsone.
Nel complesso, l’influenza della BSISO sulle perturbazioni alla scala sinottica rivela la natura profondamente multiscala del sistema monsonico. La convezione intrastagionale non è un fenomeno separato dalle basse pressioni e dalle onde tropicali, ma emerge dalla loro organizzazione all’interno di un ambiente atmosferico lentamente variabile. Gli LPS trasformano le anomalie di grande scala della BSISO in precipitazioni concrete, trasporto di umidità e circolazioni cicloniche regionali; contemporaneamente, il calore latente e i flussi prodotti dai sistemi sinottici contribuiscono alla struttura dell’inviluppo convettivo. La probabilità di genesi aumenta sensibilmente nelle fasi convettivamente attive, generalmente di un fattore compreso tra due e tre rispetto alle fasi soppresse, ma la risposta finale dipende dalla regione, dalla tipologia del sistema, dalla posizione della depressione monsonica e dalla configurazione dell’umidità e dello shear. La BSISO deve pertanto essere interpretata come un regolatore statistico e dinamico dell’attività sinottica, capace di predisporre l’atmosfera alla formazione, all’intensificazione e alla propagazione dei sistemi di bassa pressione senza determinare rigidamente ogni singolo evento. Questa interazione tra scale planetarie, sinottiche e mesoscala rappresenta uno dei principali fondamenti fisici della variabilità delle piogge monsoniche e uno degli elementi più importanti per migliorare la previsione delle precipitazioni intense, delle depressioni monsoniche e dei rischi idrometeorologici nelle regioni tropicali.
4.2 Influenza della BSISO sulle perturbazioni a frequenza più elevata: b. Cicloni tropicali
La relazione tra la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation e i cicloni tropicali costituisce una delle manifestazioni più significative dell’interazione tra la variabilità atmosferica di grande scala e i fenomeni meteorologici ad alta intensità. Analogamente a quanto avviene per i sistemi monsonici di bassa pressione, la BSISO non determina in maniera automatica la formazione di un ciclone tropicale, ma modifica profondamente l’ambiente dinamico e termodinamico nel quale le perturbazioni tropicali nascono, si organizzano e, in alcuni casi, raggiungono la struttura di una tempesta ciclonica pienamente sviluppata. L’oscillazione agisce su scale temporali comprese approssimativamente tra alcune settimane e due o tre mesi, mentre la genesi di un singolo ciclone si realizza generalmente nell’arco di pochi giorni. La BSISO rappresenta quindi uno stato atmosferico di fondo lentamente variabile, capace di aumentare o diminuire la probabilità che una perturbazione preesistente superi le numerose soglie dinamiche e termodinamiche necessarie alla ciclogenesi. La sua influenza è stata documentata nell’Oceano Indiano settentrionale, nel Pacifico nord-occidentale, nel Pacifico nord-orientale e nell’Atlantico tropicale, con una modulazione generalmente più evidente nei bacini direttamente interessati dalla propagazione estiva della convezione monsonica, in particolare l’Oceano Indiano settentrionale e il Pacifico nord-occidentale.
La BSISO può essere interpretata come un vasto inviluppo di convezione profonda che si propaga dall’Oceano Indiano equatoriale verso il subcontinente asiatico, il Golfo del Bengala, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale, assumendo una componente di movimento sia verso est sia verso nord e nord-est. All’interno di tale inviluppo si sviluppano sistemi convettivi a mesoscala, onde tropicali, vortici monsonici e depressioni che rappresentano i precursori immediati dei cicloni tropicali. La fase convettivamente attiva della BSISO è caratterizzata da una maggiore frequenza di nubi profonde, precipitazioni, moti ascendenti e circolazioni cicloniche nei bassi strati; la fase soppressa presenta invece condizioni tendenzialmente più secche e stabili, con subsidenza e anomalie anticicloniche. Questa alternanza produce una sorta di finestra mobile di favore ambientale alla ciclogenesi, la quale attraversa progressivamente i diversi bacini dell’emisfero settentrionale seguendo l’evoluzione dell’oscillazione. La posizione della fase attiva è pertanto importante quanto l’ampiezza della BSISO: un segnale molto intenso ma geograficamente lontano dalla regione considerata può esercitare un’influenza minore rispetto a una fase moderata direttamente sovrapposta alla depressione monsonica locale.
L’analisi riportata nella Figura 16 dello studio di Kikuchi mostra che i punti di genesi dei cicloni tropicali tendono a concentrarsi nelle regioni interessate dalla convezione attiva della BSISO. Sebbene la formazione possa avvenire durante qualsiasi fase, la probabilità condizionata di ciclogenesi, calcolata tenendo conto del diverso numero di giorni trascorsi dall’oscillazione in ciascuna fase, risulta alcune volte e in determinati casi parecchie volte maggiore durante le fasi convettivamente attive rispetto a quelle soppresse. Il contrasto appare particolarmente marcato nell’Oceano Indiano settentrionale e nel Pacifico nord-occidentale, ma rimane riconoscibile anche nel Pacifico orientale e nell’Atlantico. Tale risultato dimostra che il semplice conteggio assoluto dei cicloni non è sufficiente: una fase della BSISO potrebbe contenere più genesi soltanto perché ricorre più frequentemente nel periodo analizzato. La normalizzazione per il numero di giorni significativi consente invece di stimare la probabilità di formazione per unità di tempo e di dimostrare che l’ambiente delle fasi attive è realmente più favorevole.
La ciclogenesi tropicale richiede la sovrapposizione di numerose condizioni favorevoli. Tra queste figurano un’adeguata vorticità ciclonica nei bassi strati, un’elevata umidità nella media troposfera, moti ascendenti persistenti, un’instabilità sufficiente a sostenere la convezione profonda, temperature oceaniche e contenuto termico in grado di alimentare i flussi di calore e umidità, nonché uno shear verticale del vento non eccessivamente intenso. Nessuna di queste variabili, considerata isolatamente, garantisce la nascita di un ciclone. La BSISO modifica simultaneamente molte di esse e crea quindi una risposta integrata. Durante la fase attiva, la convergenza dei venti nei bassi strati aumenta il contenuto di umidità della colonna atmosferica, la convezione produce riscaldamento latente e la circolazione ciclonica favorisce la concentrazione della vorticità. La fase soppressa è invece frequentemente associata a ventilazione di aria più secca, moti discendenti e divergenza, che possono disorganizzare le strutture convettive prima che esse riescano a costruire una circolazione chiusa e persistente.
Un passaggio decisivo nella quantificazione di questi processi è stato rappresentato dall’impiego degli indici di potenziale di genesi, comunemente denominati GPI. Tali indici combinano alcune variabili ambientali ritenute fondamentali per la ciclogenesi e producono una misura sintetica del grado di favore atmosferico. È però essenziale chiarire che un GPI non costituisce una previsione deterministica del numero o della posizione esatta dei cicloni. Esso descrive la propensione dell’ambiente alla formazione, senza rappresentare necessariamente la presenza e l’evoluzione dei disturbi atmosferici che fungono da “semi” ciclonici. Un valore elevato indica quindi che una perturbazione eventualmente presente dispone di condizioni favorevoli per svilupparsi; non implica che una perturbazione esista realmente o che la transizione verso un ciclone tropicale debba inevitabilmente verificarsi.
Camargo e collaboratori applicarono un indice empirico di potenziale di genesi alla modulazione esercitata dalla Madden–Julian Oscillation, mostrando che le anomalie dell’indice associate alle diverse fasi riproducevano in modo soddisfacente le variazioni osservate della frequenza di ciclogenesi. La loro diagnosi indicò nell’umidità relativa della media troposfera la componente principale della modulazione, seguita dalla vorticità assoluta nei bassi strati. Il risultato è fisicamente plausibile perché una troposfera sufficientemente umida limita l’ingresso di aria secca nelle correnti ascendenti convettive e riduce il raffreddamento evaporativo capace di interrompere l’organizzazione del sistema. La vorticità ciclonica di basso livello, a sua volta, fornisce una rotazione ambientale sulla quale la convezione può agire, concentrandola progressivamente attraverso la convergenza.
La centralità dell’umidità non significa che la ciclogenesi dipenda semplicemente dal raggiungimento di una soglia igrometrica. Durante l’organizzazione di una perturbazione, la convezione e la circolazione interagiscono continuamente. Le torri convettive producono riscaldamento latente, abbassano la pressione e generano convergenza; la convergenza concentra la vorticità e intensifica il vortice; una circolazione più forte raccoglie ulteriore umidità dall’ambiente circostante e sostiene nuova convezione. Tale retroazione può però essere interrotta dall’aria secca, da uno shear troppo intenso o dalla mancanza di una perturbazione iniziale sufficientemente organizzata. La BSISO influenza dunque non soltanto i valori medi delle variabili ambientali, ma anche la possibilità che questi processi di retroazione rimangano attivi abbastanza a lungo da produrre una depressione tropicale.
Moon e collaboratori svilupparono successivamente un indice specificamente concepito per rappresentare la variabilità intrastagionale della ciclogenesi durante l’estate dell’emisfero settentrionale, denominato Intraseasonal Genesis Potential Index, o ISGPI. Rispetto alle formulazioni più generali, l’ISGPI mirava a descrivere meglio le anomalie ambientali legate all’evoluzione meridionale della BSISO. L’analisi indicò nel moto verticale a 500 hPa la componente più importante per spiegare la distribuzione intrastagionale della genesi, seguita dalla vorticità relativa nei bassi strati ponderata attraverso il parametro di Coriolis e dallo shear verticale dei venti zonali. L’importanza del moto verticale riflette la capacità della BSISO di spostare ampie regioni di ascesa e subsidenza nel corso delle sue fasi: laddove prevalgono moti ascendenti persistenti, aumenta la probabilità che la convezione si organizzi e sostenga un vortice; nelle regioni di subsidenza, la formazione viene fortemente ostacolata.
Il confronto tra i risultati di Camargo et al. e Moon et al. non deve essere interpretato come una contraddizione. I diversi indici utilizzano formulazioni, domini geografici, scale temporali e variabili parzialmente differenti. L’umidità della media troposfera, il moto verticale e la vorticità sono inoltre strettamente collegati: la convezione attiva umidifica la colonna, produce ascesa e modifica la circolazione ciclonica, mentre la convergenza di basso livello alimenta nuova convezione. Gli indici di genesi cercano di separare statisticamente processi che, nella realtà atmosferica, costituiscono parti interdipendenti dello stesso sistema. Per questa ragione, il peso attribuito a una singola variabile può cambiare in funzione del bacino, della stagione e dell’indice adoperato. Le più recenti ricerche sugli indici di potenziale hanno inoltre evidenziato la necessità di rappresentare in modo fisicamente coerente l’interazione tra umidità, intensità potenziale e ventilazione ambientale, poiché formulazioni diverse possono produrre risposte differenti soprattutto quando vengono applicate a climi futuri.
Il Pacifico nord-occidentale costituisce il laboratorio naturale più importante per studiare il rapporto tra BSISO e cicloni tropicali, poiché è il bacino globalmente più attivo ed è dominato durante l’estate da una vasta depressione monsonica. Una quota approssimativa del 60–70% della ciclogenesi si verifica all’interno di questa struttura, in particolare lungo la linea di shear monsonica e nella regione di confluenza. La linea di shear separa generalmente i venti occidentali monsonici posti a sud dai venti orientali situati più a nord; la regione di confluenza rappresenta invece il settore nel quale flussi provenienti da direzioni differenti convergono e rallentano. Entrambe possono favorire l’accumulo di vorticità, umidità ed energia delle perturbazioni, ma attraverso meccanismi parzialmente diversi.
Lungo la linea di shear, la ciclogenesi è stata associata alla crescita di instabilità barotropiche e barocline all’interno della depressione monsonica. In presenza di forti gradienti orizzontali del vento e di una distribuzione favorevole della vorticità potenziale, piccole perturbazioni possono estrarre energia dalla circolazione media e amplificarsi. La convezione modifica a sua volta la struttura del flusso attraverso il rilascio di calore latente, contribuendo alla frammentazione o riorganizzazione della depressione monsonica in vortici più compatti. La BSISO interviene alterando l’intensità dei venti occidentali, la posizione della linea di shear, l’estensione della circolazione ciclonica e la distribuzione dei moti ascendenti. Durante le fasi attive, la depressione monsonica tende a essere più estesa e dinamicamente favorevole alla formazione; durante le fasi soppresse può ritirarsi, indebolirsi o spostarsi in regioni meno favorevoli.
Nella regione di confluenza, un ruolo importante viene attribuito alle onde orientali e ad altre perturbazioni che si propagano verso ovest all’interno del flusso tropicale. Quando queste onde raggiungono una zona nella quale il vento di fondo rallenta e converge, la loro energia può accumularsi spazialmente e la scala orizzontale della perturbazione può contrarsi. Tale concentrazione favorisce l’aumento della vorticità e l’organizzazione della convezione vicino al centro del disturbo. La BSISO, modificando la posizione e la forza della confluenza, determina dove le onde tendono ad accumularsi e quanto efficacemente possono trasformarsi in vortici tropicali. In questa interpretazione, l’oscillazione non genera necessariamente le onde iniziali, ma controlla l’ambiente nel quale esse vengono amplificate o disperse.
La distinzione tra genesi lungo la linea di shear e genesi nella regione di confluenza mostra perché la sola temperatura superficiale marina non sia sufficiente a spiegare la distribuzione dei cicloni tropicali. Le acque del Pacifico occidentale sono generalmente abbastanza calde da sostenere la convezione su vaste aree, ma la formazione si concentra solo dove circolazione, vorticità, umidità e perturbazioni iniziali assumono una configurazione favorevole. La BSISO riorganizza precisamente queste strutture atmosferiche. Durante le fasi convettivamente attive, un numero molto maggiore di cicloni nasce in associazione sia con la linea di shear sia con la confluenza rispetto alle fasi soppresse, confermando che il cambiamento della depressione monsonica rappresenta uno dei principali canali dinamici attraverso i quali l’oscillazione influenza la ciclogenesi.
Il rapporto non rimane necessariamente costante durante l’intera estate boreale. All’inizio della stagione, la depressione monsonica, la posizione della fascia convettiva e la distribuzione delle temperature superficiali marine differiscono sensibilmente dalle condizioni di agosto, settembre o ottobre. Di conseguenza, una medesima fase dell’indice BSISO può produrre risposte differenti a seconda del mese. Il progressivo spostamento della circolazione monsonica verso nord, il successivo ritiro autunnale e le variazioni dello shear verticale modificano sia le regioni favorevoli alla genesi sia il tipo di perturbazione prevalente. La stagionalità interna alla BSISO è quindi essenziale: considerare tutte le fasi comprese tra maggio e ottobre come dinamicamente equivalenti può nascondere differenze rilevanti nella posizione e nell’intensità della risposta ciclonica.
Una complessità ulteriore deriva dalla varietà dei modi di propagazione della BSISO. L’oscillazione non segue sempre una traiettoria canonica identica dall’Oceano Indiano verso il Pacifico nord-occidentale. Alcuni eventi mostrano una robusta propagazione verso nord-est, altri una prevalente estensione verso est, mentre altri ancora assumono una struttura dipolare con spostamento meridionale più marcato. Uno studio pubblicato nel 2026 ha evidenziato che questi differenti modi esercitano influenze geograficamente distinte sulla ciclogenesi del Pacifico nord-occidentale: i modi canonico e di espansione orientale incidono soprattutto sulla formazione nel Mar Cinese Meridionale, mentre il modo dipolare con propagazione verso nord modula la genesi su una porzione più ampia del Pacifico occidentale. Ciò indica che la fase numerica della BSISO, pur essendo utile, non contiene tutta l’informazione necessaria; la struttura spaziale e la tipologia di propagazione dell’evento possono modificare considerevolmente la risposta dei cicloni.
Anche la variabilità interannuale della BSISO può modificare la distribuzione geografica della ciclogenesi. Uno studio del 2023 ha mostrato che le variazioni da un anno all’altro dell’attività intrastagionale contribuiscono alla migrazione meridionale delle regioni di formazione dei cicloni del Pacifico nord-occidentale. Quando la BSISO presenta determinate caratteristiche di intensità e propagazione, le anomalie della circolazione monsonica e della convezione possono spostare verso nord o verso sud le aree nelle quali umidità, vorticità e moto ascendente risultano maggiormente favorevoli. La BSISO non modula quindi soltanto il numero di cicloni all’interno della stagione, ma può contribuire anche alla loro distribuzione latitudinale, con conseguenze sulle traiettorie e sulle regioni maggiormente esposte.
Questi effetti si sovrappongono a quelli di ENSO e di altre modalità climatiche. ENSO modifica su scala stagionale la posizione della depressione monsonica, la distribuzione delle temperature oceaniche e i venti tropicali, mentre la BSISO introduce variazioni su scale di settimane. Le due componenti possono rafforzarsi o contrastarsi. Una fase attiva della BSISO inserita in uno stato di fondo favorevole può produrre un aumento particolarmente marcato della ciclogenesi; la stessa fase, durante una configurazione stagionale sfavorevole, potrebbe generare una risposta più debole o geograficamente spostata. Una ricerca sui diversi gruppi di traiettorie del Pacifico nord-occidentale ha confermato che ENSO e oscillazioni intrastagionali influenzano categorie differenti di cicloni e che la risposta dipende dalla regione di genesi e dal percorso successivamente seguito.
La relazione tra BSISO e cicloni tropicali non termina con la genesi. L’oscillazione modifica anche i venti di grande scala che governano lo spostamento dei sistemi, comunemente definiti correnti di guida. Un ciclone tropicale non si muove esclusivamente in risposta alla propria circolazione interna, ma viene trasportato dal flusso medio circostante, con un contributo aggiuntivo dovuto all’effetto beta. Se la BSISO sposta o rafforza la depressione monsonica e gli anticicloni subtropicali, può alterare la direzione e la velocità delle traiettorie. L’estensione verso est della depressione monsonica può favorire genesi più lontane dall’Asia e percorsi più lunghi sul Pacifico; una configurazione più occidentale o un anticiclone subtropicale maggiormente esteso può invece indirizzare i cicloni verso le Filippine, la Cina meridionale, Taiwan o il Giappone.
Nakano e collaboratori hanno mostrato che le fasi della BSISO influenzano sistematicamente le traiettorie dei tifoni nel Pacifico nord-occidentale e che la capacità dei modelli previsionali di rappresentare tale influenza dipende dalla corretta simulazione della depressione monsonica. Quando il modello riproduce in maniera inadeguata l’estensione orientale della circolazione monsonica e delle anomalie convettive, può commettere errori sia nella genesi sia nel successivo percorso dei cicloni. Lo studio sottolinea inoltre che la previsione della ciclogenesi richiede una corretta rappresentazione non soltanto dell’ambiente medio, ma anche dei disturbi precursori e della loro probabilità di sopravvivere abbastanza a lungo da trasformarsi in cicloni tropicali.
L’influenza sulle traiettorie si traduce inevitabilmente in una modulazione degli approdi sulla terraferma. La BSISO può modificare la frequenza con cui i cicloni raggiungono determinate coste, ma anche il tempo disponibile per l’intensificazione prima dell’impatto. Una genesi più orientale può consentire una permanenza più lunga sulle acque oceaniche e aumentare le possibilità di raggiungere intensità elevate, pur non garantendo un successivo approdo. Una genesi vicina al continente riduce invece il tempo sull’oceano, ma può aumentare la probabilità di un impatto rapido. Uno studio dedicato ai cicloni che raggiungono le Filippine durante l’estate boreale ha mostrato che le oscillazioni intrastagionali influenzano sia la genesi sia il periodo trascorso tra la formazione e l’approdo, evidenziando l’importanza congiunta della BSISO e delle oscillazioni quasi bisettimanali.
La componente a più alta frequenza della variabilità intrastagionale merita particolare attenzione. Nel Pacifico nord-occidentale coesistono infatti la BSISO a bassa frequenza, con periodi indicativamente compresi tra 25 e 90 giorni, e oscillazioni più rapide dell’ordine di 10–25 giorni. Queste ultime possono modulare improvvisamente la genesi, l’intensità e il movimento dei cicloni, talvolta sovrapponendosi alla fase favorevole o sfavorevole della BSISO più lenta. Una ricerca del 2024 ha evidenziato la notevole diversità della componente ad alta frequenza nel Pacifico occidentale e ha osservato che brusche transizioni di fase possono contribuire a cambiamenti repentini del moto dei cicloni e a errori nelle previsioni subseasonal. Ciò significa che la sola conoscenza della fase BSISO a 30–60 giorni può non essere sufficiente quando le oscillazioni più rapide agiscono in senso opposto o alterano la struttura del flusso nel giro di pochi giorni.
Anche le perturbazioni sinottiche e i cicloni possono retroagire sulla BSISO. Un ciclone tropicale intenso produce enormi quantità di riscaldamento latente, modifica i flussi di momento, genera onde atmosferiche e altera localmente la distribuzione delle anomalie convettive. La presenza simultanea di più cicloni può quindi distorcere il segnale osservato della BSISO o contribuire alla sua propagazione apparente. Tale retroazione rende difficile stabilire una causalità rigorosamente unidirezionale. In molti casi la BSISO predispone l’ambiente alla genesi; una volta formato, però, il ciclone diviene una componente significativa dell’inviluppo convettivo e può modificarne l’evoluzione. La relazione deve pertanto essere considerata come un accoppiamento multiscala, nel quale la circolazione intrastagionale organizza i sistemi sinottici e questi ultimi partecipano alla costruzione del segnale convettivo di grande scala.
Le ricerche recenti hanno inoltre mostrato che il rapporto tra BSISO e attività ciclonica può variare su scale interdecadali. Cambiamenti nella frequenza, nell’intensità o nella propagazione dell’oscillazione possono contribuire a variazioni di lungo periodo nel numero di episodi con più cicloni simultaneamente presenti nel Pacifico nord-occidentale. Questi risultati non implicano che la BSISO sia l’unica causa delle tendenze osservate, poiché intervengono anche ENSO, la variabilità decadale del Pacifico e il riscaldamento climatico, ma indicano che eventuali modificazioni della variabilità intrastagionale possono propagarsi verso le statistiche dei cicloni attraverso il controllo esercitato sulla depressione monsonica e sulle perturbazioni sinottiche.
Il cambiamento climatico aggiunge un ulteriore livello interpretativo. Un esperimento ad alta risoluzione con il modello EC-Earth3P-HR ha analizzato come la risposta dei cicloni del Pacifico nord-occidentale alla BSISO possa modificarsi in un clima più caldo. Il modello riesce a riprodurre il rapporto osservato tra fasi dell’oscillazione e ciclogenesi e suggerisce che i cambiamenti futuri dell’ambiente medio potrebbero alterare l’intensità o la distribuzione geografica della risposta ciclonica. Questi risultati devono essere interpretati con cautela, poiché dipendono dalla capacità del singolo modello di simulare convezione, depressione monsonica, intensità dei cicloni e propagazione intrastagionale. Essi mostrano tuttavia che l’influenza della BSISO non può essere considerata necessariamente stazionaria: il suo impatto futuro dipenderà dall’interazione con modificazioni della stabilità atmosferica, dell’umidità, della circolazione monsonica e della distribuzione delle temperature oceaniche.
La crescente attenzione rivolta alle migrazioni latitudinali della ciclogenesi rende questo aspetto particolarmente rilevante. Le condizioni favorevoli alla formazione nel Pacifico nord-occidentale hanno mostrato variazioni geografiche e alcuni studi proiettano un progressivo spostamento verso latitudini più elevate in risposta al riscaldamento e alle modificazioni dei gradienti termici del Pacifico. La BSISO agisce su scale temporali più brevi, ma può amplificare o attenuare stagionalmente tali tendenze spostando le anomalie di convezione e vorticità. La distribuzione futura dei cicloni dipenderà pertanto dall’interazione tra lo stato climatico di fondo e le oscillazioni subseasonal che regolano l’effettiva apertura delle finestre di genesi.
Dal punto di vista previsionale, la BSISO offre un’importante fonte di prevedibilità oltre la scala meteorologica tradizionale. La posizione esatta di un ciclone non può essere generalmente prevista con molte settimane di anticipo, poiché dipende dalla comparsa e dall’evoluzione di disturbi sinottici specifici. È però possibile stimare probabilisticamente che un determinato bacino entrerà in una fase più favorevole alla ciclogenesi quando l’inviluppo convettivo della BSISO si avvicina e i modelli prevedono un aumento dell’umidità, della vorticità e dei moti ascendenti. Questo approccio costituisce uno dei fondamenti delle previsioni subseasonal di pericolosità tropicale: non individua necessariamente una futura tempesta, ma delimita regioni e intervalli temporali nei quali il rischio di formazione è statisticamente superiore alla climatologia.
La qualità di tali previsioni dipende dalla capacità dei modelli di simulare la velocità e la direzione di propagazione della BSISO. Un’oscillazione prevista troppo debole, troppo veloce o geograficamente spostata produce errori nelle anomalie di circolazione e, di conseguenza, nella probabilità di ciclogenesi. La corretta rappresentazione dell’Oceano Indiano, del Continente Marittimo e del Pacifico occidentale è particolarmente difficile a causa dell’interazione tra convezione, orografia insulare, flussi superficiali e processi oceanici. Gli errori nell’attraversamento del Continente Marittimo possono interrompere artificialmente la propagazione della convezione o trasferirla nel Pacifico con una fase errata, compromettendo le previsioni dei cicloni nelle settimane successive.
In conclusione, la BSISO emerge come uno dei principali regolatori della ciclogenesi tropicale durante l’estate boreale, ma il suo ruolo deve essere interpretato in termini probabilistici e multiscala. Le fasi convettivamente attive aumentano sensibilmente la probabilità di formazione rispetto alle fasi soppresse, soprattutto nell’Oceano Indiano settentrionale e nel Pacifico nord-occidentale, modificando il moto verticale, l’umidità troposferica, la vorticità nei bassi strati, lo shear verticale e la configurazione della depressione monsonica. Nel Pacifico occidentale, la BSISO interviene sulla linea di shear e sulla regione di confluenza, favorendo sia l’instabilità della circolazione monsonica sia la concentrazione energetica delle onde orientali. La sua influenza varia però durante la stagione, dipende dal modo di propagazione dell’oscillazione e interagisce con ENSO, con le oscillazioni quasi bisettimanali, con i disturbi sinottici e con lo stato termico dell’oceano. Oltre alla genesi, essa condiziona le traiettorie, i tempi di percorrenza e la probabilità di approdo, trasformandosi in un elemento essenziale per la previsione subseasonal del rischio ciclonico. Il quadro scientifico complessivo suggerisce quindi che la BSISO non debba essere considerata una causa diretta e isolata dei cicloni tropicali, ma una struttura atmosferica organizzatrice che apre e chiude, nello spazio e nel tempo, finestre ambientali più o meno favorevoli alla nascita e all’evoluzione dei sistemi ciclonici.
Figura 15 – Modulazione della genesi dei sistemi monsonici di bassa pressione da parte della BSISO
La Figura 15 illustra uno degli aspetti più importanti dell’interazione tra la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation e la variabilità meteorologica a frequenza più elevata: la capacità della BSISO di modulare, nello spazio e nel tempo, la genesi dei sistemi monsonici di bassa pressione, comunemente indicati con la sigla LPS, dall’inglese low-pressure systems. Queste perturbazioni comprendono una famiglia relativamente eterogenea di vortici sinottici tropicali, tra cui basse pressioni monsoniche, depressioni monsoniche, depressioni tropicali e sistemi associati alle onde orientali. Pur differendo per intensità, struttura verticale, durata e traiettoria, gli LPS condividono la capacità di organizzare la convezione e di produrre precipitazioni estese all’interno delle principali regioni monsoniche. Essi rappresentano quindi il collegamento meteorologico concreto tra la lenta evoluzione della circolazione intrastagionale e la distribuzione giornaliera delle piogge: la BSISO modifica l’ambiente atmosferico su scale di alcune settimane, mentre gli LPS trasformano tale ambiente favorevole o sfavorevole in episodi pluviometrici della durata di alcuni giorni. La climatologia globale sviluppata da Hurley e Boos ha mostrato che i sistemi monsonici di bassa pressione sono presenti in quasi tutte le principali regioni monsoniche e che, lungo il margine polare dei massimi climatologici di precipitazione, possono contribuire a una frazione compresa approssimativamente tra il 40% e oltre l’80% delle piogge estive. La loro distribuzione e la loro frequenza non costituiscono pertanto un dettaglio secondario del monsone, ma una componente fondamentale del bilancio pluviometrico stagionale.
Il pannello a presenta otto mappe sovrapposte, ciascuna corrispondente a una fase della BSISO. I punti neri rappresentano le località nelle quali gli LPS sono stati identificati per la prima volta, ossia i punti di genesi, quando l’oscillazione si trovava nella fase indicata. Le aree blu descrivono le anomalie convettivamente attive della BSISO, mentre quelle rosse rappresentano le regioni nelle quali la convezione risulta soppressa. Queste anomalie sono ricostruite attraverso la radiazione infrarossa uscente alla sommità dell’atmosfera, o OLR: valori negativi indicano generalmente la presenza di sommità nuvolose alte e fredde, associate a convezione profonda e precipitazioni, mentre valori positivi corrispondono a nubi meno sviluppate, maggiore emissione infrarossa e condizioni relativamente più stabili. La colorazione inizia da anomalie di circa ±5 W m⁻² e diviene più intensa oltre ±15 W m⁻². La sequenza delle mappe consente quindi di osservare simultaneamente lo spostamento dell’inviluppo convettivo della BSISO e la distribuzione dei luoghi nei quali nascono le perturbazioni sinottiche.
Un aspetto essenziale della figura è che la BSISO non deve essere immaginata come un’unica area continua di precipitazione che migra rigidamente dall’Oceano Indiano verso il Pacifico. Il suo inviluppo convettivo è costituito da numerosi sistemi convettivi a mesoscala, vortici sinottici, onde tropicali e perturbazioni monsoniche che si formano, si intensificano e decadono all’interno di un ambiente più lentamente variabile. I punti neri mostrano infatti che gli LPS possono originarsi durante tutte le otto fasi e in numerosi bacini. La fase della BSISO non rappresenta dunque una condizione strettamente necessaria o sufficiente per la loro formazione. Un LPS può svilupparsi anche durante una fase localmente soppressa, poiché la genesi dipende anche dalle onde preesistenti, dalle instabilità della depressione monsonica, dalla vorticità ambientale, dalla distribuzione dell’umidità, dallo shear del vento e da processi regionali. Tuttavia, la densità dei punti tende a seguire le aree convettivamente attive, dimostrando che la BSISO modifica sensibilmente la probabilità di formazione, senza determinare in modo meccanico ogni singolo evento. La revisione di Kikuchi interpreta proprio questa relazione come un esempio di interazione multiscala: la BSISO predispone l’ambiente di grande scala, mentre i sistemi sinottici costituiscono i principali elementi attraverso i quali la sua convezione viene organizzata.
Nelle prime fasi del ciclo, la convezione attiva tende a concentrarsi sull’Oceano Indiano equatoriale, mentre vaste anomalie convettivamente soppresse interessano il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale. Durante le fasi successive l’anomalia attiva si sposta verso nord e verso est, raggiungendo l’Oceano Indiano settentrionale, il Golfo del Bengala, l’India, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. Nelle fasi più avanzate il massimo convettivo si estende ulteriormente verso il Pacifico, mentre le regioni dell’Oceano Indiano precedentemente attive entrano nella porzione soppressa del ciclo. Questa progressione geografica costituisce il fondamento dell’andamento differenziato delle tre curve mostrate nel pannello b: la finestra più favorevole alla genesi non si apre contemporaneamente in tutti i bacini, ma segue il passaggio della convezione e delle anomalie di circolazione associate alla BSISO.
I tre riquadri tracciati nella mappa superiore delimitano le regioni utilizzate per calcolare le probabilità del pannello b. La curva nera rappresenta il settore dell’Oceano Indiano settentrionale e dell’Asia meridionale monsonica; la curva blu riguarda il Pacifico nord-occidentale; quella rossa descrive il Pacifico nord-orientale. L’asse orizzontale riporta le otto fasi della BSISO, mentre quello verticale indica la probabilità percentuale di occorrenza della genesi degli LPS. Questo valore non coincide con la semplice percentuale del numero totale di sistemi osservati in ciascuna fase. Poiché le otto fasi non comprendono necessariamente lo stesso numero di giorni, gli autori hanno normalizzato i conteggi rispetto alla durata di ciascuna fase significativa. Il risultato può essere interpretato come la probabilità che un LPS si formi durante un giorno nel quale la BSISO si trova in una determinata fase, rendendo possibile un confronto corretto tra fasi più o meno frequentemente osservate.
La curva nera mostra che nell’Oceano Indiano settentrionale la probabilità di genesi è relativamente bassa durante la fase 1, con valori prossimi al 5%, aumenta moderatamente nella fase 2 e cresce in modo deciso durante la fase 3. Il massimo, vicino al 14%, viene raggiunto nella fase 4. La probabilità rimane elevata anche durante le fasi 5 e 6, con valori dell’ordine dell’11–12%, per poi diminuire nelle fasi 7 e 8. Tale andamento è coerente con lo spostamento della convezione dall’Oceano Indiano equatoriale verso il Golfo del Bengala e il subcontinente. Nelle fasi 3–4 l’ambiente dell’Oceano Indiano settentrionale viene progressivamente interessato da anomalie cicloniche nei bassi strati, convergenza del flusso monsonico e intensificazione dei moti ascendenti. La fase 4 rappresenta pertanto, nella climatologia della figura, la configurazione statisticamente più favorevole alla nascita degli LPS in questa regione.
La relazione è compatibile con gli studi dedicati al monsone indiano. Krishnamurthy e Ajayamohan hanno mostrato che gli LPS che si formano sul Golfo del Bengala, sul Mar Arabico o sull’India centrale contribuiscono in maniera rilevante alla precipitazione stagionale e che lo schema pluviometrico osservato durante la loro presenza riproduce la principale configurazione giornaliera della fase monsonica attiva. Quando questi sistemi sono assenti, la distribuzione della pioggia assume invece caratteristiche più vicine a una fase di pausa. Gli LPS rafforzano inoltre la depressione monsonica e i venti occidentali nei bassi strati, creando una relazione molto stretta tra attività delle perturbazioni, posizione del monsoon trough e precipitazioni sull’India centrale.
La concentrazione della genesi nelle fasi attive può essere compresa considerando l’evoluzione della vorticità. Quando la convezione della BSISO raggiunge l’Oceano Indiano settentrionale, la circolazione di basso livello tende a divenire maggiormente ciclonica. L’aumento della vorticità ambientale fornisce una rotazione iniziale sulla quale possono agire la convergenza e il riscaldamento convettivo. Una perturbazione embrionale immersa in tale ambiente possiede maggiori possibilità di sviluppare una circolazione chiusa, concentrare la vorticità e persistere per più giorni. Durante le fasi soppresse prevalgono più frequentemente anomalie anticicloniche, divergenza e indebolimento della depressione monsonica, che riducono la probabilità di organizzazione. Haertel e Boos, attraverso un’analisi globale dei sistemi monsonici, hanno rilevato che le perturbazioni poste lontano dall’equatore tendono a raggiungere la frequenza massima in prossimità delle anomalie di vorticità ciclonica nei bassi strati associate all’oscillazione intrastagionale; i sistemi più equatoriali risultano invece maggiormente collegati alle regioni di convergenza del vento zonale.
La curva blu, relativa al Pacifico nord-occidentale, presenta un’evoluzione spostata verso fasi più avanzate. La probabilità rimane generalmente compresa tra il 5% e il 6% durante le fasi 1–4, cresce rapidamente fino a circa il 10% nella fase 5, rimane elevata nella fase 6 e raggiunge il massimo, prossimo al 12%, nella fase 7. Nella fase 8 si osserva una brusca diminuzione. Questa progressione riflette l’arrivo tardivo della convezione attiva della BSISO sul Mar Cinese Meridionale e sul Pacifico occidentale. Quando il massimo convettivo raggiunge il bacino, la depressione monsonica del Pacifico nord-occidentale tende a rafforzarsi e a estendersi verso est, accompagnata da venti occidentali anomali a sud, venti orientali a nord, convergenza e shear orizzontale. Tali condizioni favoriscono la crescita di vortici lungo la linea di shear monsonica e nella regione di confluenza, dove onde e perturbazioni possono rallentare, concentrare energia e sviluppare una circolazione più organizzata.
Gli studi di Straub e Kiladis e quelli successivi di Hsu e collaboratori hanno mostrato che la variabilità sinottica del Pacifico nord-occidentale è fortemente modulata dalla fase dell’oscillazione intrastagionale. Durante le configurazioni convettivamente attive aumenta l’energia delle perturbazioni con periodi di pochi giorni e si intensifica l’interazione tra il flusso monsonico di fondo e i sistemi sinottici. La conversione di energia cinetica dal flusso medio alle perturbazioni favorisce la loro crescita, mentre il trasporto di calore, umidità e quantità di moto operato dagli stessi sistemi può retroagire sull’inviluppo intrastagionale. La relazione non è quindi esclusivamente discendente, dalla BSISO verso gli LPS: le perturbazioni sinottiche possono a loro volta contribuire al mantenimento e alla riorganizzazione della circolazione a frequenza più bassa.
La curva rossa del Pacifico nord-orientale presenta valori relativamente elevati nelle fasi poste a cavallo tra la conclusione e l’inizio del ciclo. La probabilità è prossima al 10% nella fase 1, diminuisce progressivamente nelle fasi 2–4 e raggiunge il minimo, dell’ordine del 5–6%, nella fase 4. Successivamente torna ad aumentare, superando l’8% nella fase 6 e raggiungendo il massimo, vicino al 13%, nella fase 7. Rimane elevata anche nella fase 8 e nel ritorno alla fase 1. Poiché il ciclo della BSISO è circolare, le fasi 8 e 1 devono essere considerate contigue: la finestra favorevole del Pacifico nord-orientale attraversa quindi il limite convenzionale tra la fine di un ciclo e l’inizio del successivo.
Nel Pacifico orientale una parte considerevole degli LPS è collegata alle onde orientali, perturbazioni che si propagano generalmente verso ovest e possono fungere da precursori della ciclogenesi tropicale. Rydbeck e Maloney hanno mostrato che l’ambiente nel quale tali onde si sviluppano varia profondamente alla scala intrastagionale. Durante le fasi favorevoli, la configurazione dei venti e dei gradienti di vorticità consente una più efficiente conversione di energia dal flusso medio alle perturbazioni; la distribuzione della convezione e dell’umidità contribuisce inoltre alla crescita e all’organizzazione delle onde. Nelle fasi meno favorevoli, lo stato di fondo può ridurne l’amplificazione o impedire che esse raggiungano una struttura sufficientemente coerente. La curva rossa della Figura 15 sintetizza quindi non soltanto lo spostamento della convezione, ma anche la modulazione intrastagionale dell’ambiente dinamico nel quale evolvono le onde del Pacifico orientale.
Il confronto tra le tre curve evidenzia una progressione geografica molto chiara. Nell’Oceano Indiano settentrionale il massimo di probabilità compare nella fase 4; nel Pacifico nord-occidentale e nel Pacifico nord-orientale si manifesta invece intorno alla fase 7, con una persistenza verso le fasi 8–1 nel bacino orientale. La BSISO agisce pertanto come una finestra mobile di favore alla genesi: man mano che il suo inviluppo convettivo e le anomalie cicloniche associate si spostano dall’Oceano Indiano verso il Pacifico, aumenta prima la probabilità di formazione dei sistemi asiatici e successivamente quella delle perturbazioni del Pacifico. Non si tratta di una traslazione geometrica perfettamente uniforme, perché ogni bacino possiede una propria climatologia, una diversa struttura della circolazione monsonica e differenti tipi di perturbazioni precursori. Tuttavia, la corrispondenza generale tra aree blu e massimi delle curve dimostra che l’attività convettiva della BSISO esercita un controllo statisticamente robusto sulla genesi sinottica. Secondo l’analisi di Kikuchi, la formazione di un LPS può essere da due a tre volte più probabile durante la fase localmente attiva rispetto alla fase soppressa.
Il meccanismo fisico non dipende da una sola variabile. Durante la fase convettivamente attiva aumenta generalmente l’umidità nella bassa e media troposfera, si rafforza la convergenza nello strato limite e si intensificano i moti ascendenti. Un’atmosfera più umida limita l’ingresso di aria secca nelle correnti convettive e riduce il raffreddamento evaporativo capace di interrompere l’organizzazione dei temporali. La convergenza concentra la vorticità ciclonica e alimenta la convezione mediante un continuo afflusso di vapore acqueo. Il rilascio di calore latente associato alla condensazione riscalda la colonna atmosferica, riduce la pressione e rafforza ulteriormente la circolazione. Si instaura così una retroazione positiva: la circolazione converge umidità, la convezione produce riscaldamento, il riscaldamento intensifica il vortice e il vortice raccoglie nuova umidità. Nella fase soppressa, la subsidenza, l’aria più secca e la divergenza possono spezzare questa retroazione prima che il sistema raggiunga la struttura di un LPS persistente.
Karmakar, Chakraborty e Nanjundiah hanno approfondito il rapporto tra variabilità intrastagionale e sviluppo delle depressioni monsoniche, mostrando che l’intensificazione è favorita da ambienti contemporaneamente ricchi di umidità e di vorticità. Il loro studio sostiene inoltre il ruolo della crescita barotropica all’interno dei venti occidentali di basso livello caratterizzati da un forte shear meridionale. In tale configurazione, una perturbazione può estrarre energia dalla circolazione monsonica media e convertire parte dell’energia del flusso di fondo nella propria circolazione ciclonica. La BSISO modifica proprio la forza e la posizione di questi venti, creando fasi nelle quali la conversione energetica risulta più efficiente e altre nelle quali il vortice tende a rimanere debole.
Occorre però distinguere tra la formazione di un sistema e la sua successiva intensificazione. La Figura 15 considera esclusivamente i punti di genesi: non indica direttamente per quanto tempo gli LPS sopravvivano, quanto diventino intensi, quanta precipitazione producano o quale traiettoria seguano. Una fase della BSISO può risultare favorevole alla nascita, mentre una fase successiva può influire maggiormente sulla propagazione e sull’intensità. Inoltre, due sistemi nati in una medesima fase possono avere evoluzioni molto differenti a causa dello stato locale dell’atmosfera, della vicinanza alla terraferma, dell’interazione con l’orografia o della presenza di altre perturbazioni.
Le ricerche successive alla revisione di Kikuchi hanno confermato l’importanza di questa distinzione. Hunt e Turner hanno analizzato non soltanto la genesi, ma anche l’intensità, il movimento e la precipitazione degli LPS dell’Asia meridionale. I risultati mostrano che la BSISO modifica fortemente la vorticità e la pioggia monsoniche mentre si propaga verso nord, con massimi sulle regioni meridionali dell’India nelle fasi 2–3 e sulle regioni settentrionali nelle fasi 5–6. Durante la fase 5, gli LPS presenti sull’India settentrionale producono, nella loro analisi, precipitazioni superiori del 51% e si propagano verso nord-ovest circa il 20% più rapidamente. Gli autori attribuiscono queste differenze soprattutto alla modifica della dinamica del monsone, piuttosto che a variazioni altrettanto ampie del contenuto totale di vapore acqueo. La BSISO può quindi influenzare il comportamento degli LPS anche quando le differenze termodinamiche medie appaiono relativamente modeste.
Questo risultato evidenzia la natura non lineare dell’interazione. Non è sempre possibile descrivere un LPS come una perturbazione invariata semplicemente sovrapposta all’anomalia della BSISO. Il vortice modifica localmente il vento, la convergenza e la precipitazione, mentre la circolazione intrastagionale altera il modo in cui tali anomalie si sviluppano. La risposta combinata può quindi essere maggiore o diversa dalla somma lineare dei due contributi. Un vortice inserito in una fase favorevole può intensificare ulteriormente il flusso di basso livello e generare una risposta pluviometrica sproporzionata; lo stesso sistema collocato in una fase soppressa può produrre convezione più frammentata e decadere rapidamente.
La Figura 15 acquisisce particolare importanza quando viene collegata agli eventi pluviometrici estremi. Nikumbh e collaboratori hanno confrontato gli LPS responsabili di episodi estremi di differente estensione sull’India centrale con quelli che attraversano la stessa regione senza produrre precipitazioni eccezionali. I sistemi associati agli eventi estremi risultano mediamente più lenti, più umidi e più intensi. Quelli che generano episodi di estensione media o grande tendono a manifestarsi durante la fase positiva dell’oscillazione intrastagionale monsonica, quando la depressione monsonica è attiva e il forcing dinamico di grande scala favorisce l’organizzazione della convezione. Gli LPS che non producono estremi, o che generano eventi di piccola estensione, compaiono più frequentemente durante fasi neutre o negative, nelle quali l’intensificazione è più limitata e la convezione rimane maggiormente dispersa.
L’associazione tra fase attiva, LPS ed eventi estremi non implica tuttavia che ogni sistema formatosi in una regione blu debba produrre un’alluvione. La quantità di pioggia dipende dalla velocità di traslazione, dalla durata del vortice, dall’interazione con il flusso di umidità, dalla posizione della precipitazione rispetto al centro e dalla presenza di rilievi. Un LPS rapido può produrre precipitazioni intense ma di breve durata; un sistema lento o quasi stazionario può generare accumuli molto maggiori sulla stessa area. La fase della BSISO stabilisce quindi un contesto probabilistico entro il quale agiscono processi sinottici e mesoscalari più specifici.
Un altro elemento metodologico da considerare riguarda il dataset di Hurley e Boos utilizzato nell’analisi. La climatologia è stata costruita mediante un algoritmo oggettivo applicato alla rianalisi ERA-Interim per il periodo 1979–2012, utilizzando campi come la vorticità relativa a 850 hPa, la pressione al livello del mare e il vento superficiale. Questo approccio rende possibile il confronto tra bacini nei quali le classificazioni operative tradizionali possono essere differenti. Tuttavia, qualsiasi algoritmo di tracciamento dipende dalle soglie adottate, dalla risoluzione dei dati e dalla capacità della rianalisi di rappresentare vortici deboli o di piccola scala. Alcuni sistemi classificati localmente come onde, basse pressioni o depressioni possono quindi essere inclusi o esclusi in modo diverso rispetto agli archivi meteorologici nazionali. La forza della Figura 15 risiede soprattutto nella coerenza globale della metodologia, più che nella pretesa di rappresentare senza incertezza ogni singola perturbazione.
La normalizzazione utilizzata nel pannello b riduce uno dei principali rischi interpretativi, ma non elimina tutte le possibili influenze climatologiche. Il numero di giorni trascorsi in ogni fase viene correttamente considerato, tuttavia le fasi della BSISO possono presentarsi con frequenze e intensità differenti all’inizio, al culmine e alla fine dell’estate. La climatologia della genesi varia a sua volta durante la stagione: la posizione della depressione monsonica, lo shear del vento e le temperature oceaniche di giugno non sono necessariamente equivalenti a quelle di settembre. Una parte della distribuzione osservata potrebbe quindi dipendere dall’interazione tra fase della BSISO e ciclo stagionale. La figura dimostra una forte associazione, ma non implica che la risposta di una stessa fase rimanga identica durante tutti i mesi estivi o in ogni anno.
Anche ENSO, il Dipolo dell’Oceano Indiano e altre modalità interannuali possono modificare lo stato di fondo nel quale la BSISO si propaga. Una fase convettivamente attiva inserita in un’estate caratterizzata da una depressione monsonica particolarmente estesa potrebbe produrre una risposta più intensa o spostata rispetto alla medesima fase durante un anno con circolazione più debole. Analogamente, le oscillazioni quasi bisettimanali e le onde tropicali a periodi più brevi possono sovrapporsi alla BSISO e rafforzare oppure attenuare temporaneamente la probabilità di genesi. La curva rappresenta dunque una media climatologica di numerose combinazioni dinamiche, non una legge immutabile applicabile a ogni singolo episodio.
La relazione multiscala può inoltre funzionare in entrambe le direzioni. La BSISO favorisce la crescita dei sistemi sinottici, ma gli LPS producono grandi quantità di riscaldamento latente, trasportano umidità e quantità di moto e modificano la vorticità dell’ambiente circostante. L’aggregazione di numerose perturbazioni può rafforzare o deformare l’inviluppo convettivo intrastagionale. Gli studi sul Pacifico nord-occidentale hanno evidenziato che il trasporto di calore, umidità e momento da parte delle perturbazioni ad alta frequenza può contribuire al mantenimento della circolazione della BSISO, suggerendo che la modalità intrastagionale non sia semplicemente una struttura esterna che controlla passivamente i sistemi più piccoli. Essa emerge, almeno in parte, dall’organizzazione collettiva e dalle retroazioni dei sistemi sinottici incorporati al suo interno.
Dal punto di vista della previsione, la Figura 15 rappresenta una base concettuale molto importante. La posizione esatta di un futuro LPS non può generalmente essere determinata con molte settimane di anticipo, poiché la sua genesi dipende da perturbazioni specifiche che possiedono una prevedibilità limitata. La BSISO evolve però più lentamente e può offrire informazioni sul grado di favore ambientale con un anticipo superiore a quello delle previsioni sinottiche convenzionali. Una previsione che collochi la fase attiva sull’Oceano Indiano settentrionale suggerisce un aumento della probabilità di formazione degli LPS in quella regione; alcune fasi più tardi, la finestra favorevole può trasferirsi verso il Pacifico nord-occidentale e successivamente verso il Pacifico nord-orientale. Non si tratta di prevedere un singolo vortice, ma di identificare intervalli nei quali il rischio di genesi e di precipitazioni organizzate risulta superiore o inferiore alla climatologia.
La qualità di tale informazione dipende dalla capacità dei modelli di simulare correttamente la propagazione della BSISO, la posizione delle anomalie di OLR, la depressione monsonica e le perturbazioni sinottiche. Un modello che sposti troppo rapidamente la convezione o che non riesca a propagare il segnale attraverso il Continente Marittimo collocherà in modo errato anche le finestre favorevoli alla genesi. Analogamente, una rappresentazione troppo debole della vorticità di basso livello o dello shear monsonico può ridurre artificialmente il numero degli LPS, anche quando la fase convettiva generale è simulata correttamente. La previsione subseasonal richiede dunque una rappresentazione coerente di processi che spaziano dalla convezione e dai sistemi a mesoscala fino alla circolazione monsonica planetaria.
Nel complesso, la Figura 15 dimostra che la genesi dei sistemi monsonici di bassa pressione è organizzata dalla BSISO secondo una sequenza geografica e temporale coerente. Nell’Oceano Indiano settentrionale la probabilità raggiunge il massimo intorno alla fase 4 e rimane elevata nelle fasi immediatamente successive; nel Pacifico nord-occidentale il picco viene raggiunto più tardi, intorno alla fase 7; nel Pacifico nord-orientale la finestra favorevole comprende soprattutto le fasi 7–8 e il passaggio verso la fase 1. Questa progressione segue lo spostamento dell’anomalia convettivamente attiva e delle corrispondenti strutture di vorticità, convergenza e moto verticale. Le fasi attive possono rendere la genesi da due a tre volte più probabile rispetto a quelle soppresse, ma la relazione rimane probabilistica e dipende dall’interazione con onde, instabilità regionali, umidità, shear e ciclo stagionale. La figura fornisce pertanto una rappresentazione efficace della natura gerarchica del monsone: la BSISO organizza l’ambiente su scale di settimane, gli LPS concentrano la circolazione e la convezione su scale di alcuni giorni e i sistemi convettivi incorporati producono le precipitazioni effettivamente osservate. Comprendere questa catena di interazioni è essenziale per interpretare l’alternanza delle fasi monsoniche, la formazione delle depressioni, la distribuzione degli eventi estremi e la prevedibilità subseasonal delle piogge nelle regioni tropicali.
Figura 16 – Modulazione della genesi dei cicloni tropicali da parte della BSISO nei principali bacini dell’emisfero settentrionale
La Figura 16 rappresenta in modo particolarmente efficace la relazione tra la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, o BSISO, e la genesi dei cicloni tropicali nei principali bacini dell’emisfero settentrionale. Il significato scientifico della figura risiede nella dimostrazione che la formazione dei cicloni non è distribuita casualmente nel corso dell’estate boreale, ma tende a concentrarsi nelle regioni attraversate dalla porzione convettivamente attiva dell’oscillazione intrastagionale. La BSISO non deve tuttavia essere interpretata come una causa diretta e necessaria di ogni episodio di ciclogenesi. Essa rappresenta piuttosto una lenta variazione dell’ambiente atmosferico tropicale, con tempi caratteristici di alcune settimane, capace di modificare simultaneamente l’umidità, la vorticità, il moto verticale, la convergenza nei bassi strati e lo shear del vento. Queste variazioni aprono e chiudono, nello spazio e nel tempo, finestre ambientali nelle quali una perturbazione preesistente possiede probabilità più o meno elevate di organizzarsi in una depressione tropicale e successivamente in un ciclone tropicale. La Figura 16 costituisce pertanto una rappresentazione dell’interazione tra la scala intrastagionale, la scala sinottica delle onde e delle depressioni tropicali e la scala convettiva dei sistemi temporaleschi che alimentano il vortice nascente.
Il pannello superiore è composto da otto mappe, ciascuna riferita a una delle fasi dell’indice BSISO. I punti neri indicano le località nelle quali ha avuto inizio un ciclone tropicale mentre l’oscillazione si trovava nella fase rappresentata. Le aree blu corrispondono alle anomalie convettivamente attive della BSISO, mentre quelle rosse identificano le regioni nelle quali la convezione risulta soppressa. La convezione viene descritta mediante le anomalie della radiazione infrarossa uscente alla sommità dell’atmosfera, o OLR: valori negativi indicano generalmente la presenza di nubi profonde, alte e fredde, associate a vigorosi moti ascendenti e precipitazioni organizzate; valori positivi corrispondono invece a una minore copertura nuvolosa profonda, a una maggiore emissione infrarossa e, frequentemente, a condizioni di subsidenza. Le tonalità iniziano da anomalie di circa ±5 W m⁻² e diventano più intense oltre ±15 W m⁻². Questa rappresentazione permette di confrontare direttamente la posizione della convezione intrastagionale con quella dei punti di ciclogenesi e mostra che una parte considerevole dei cicloni nasce all’interno o nelle immediate vicinanze delle anomalie negative di OLR.
La distribuzione dei punti neri indica anche che la ciclogenesi può verificarsi durante tutte le otto fasi della BSISO e persino in regioni temporaneamente caratterizzate da anomalie positive di OLR. Questo aspetto impedisce di interpretare la relazione in senso deterministico. La formazione di un ciclone richiede infatti non soltanto un ambiente di grande scala favorevole, ma anche la presenza di un disturbo precursore, comunemente indicato come tropical seed, capace di concentrare la convezione e la vorticità. Tali disturbi possono essere costituiti da onde equatoriali di Rossby, onde miste Rossby-gravità, onde orientali, depressioni monsoniche, vortici associati alla zona di convergenza intertropicale oppure circolazioni residue prodotte da sistemi convettivi precedenti. Gli indici ambientali di potenziale di genesi descrivono quindi la probabilità che l’atmosfera sostenga lo sviluppo del vortice, ma non rappresentano completamente la presenza, il numero e la qualità dei disturbi precursori. Analisi più recenti hanno evidenziato proprio questo limite: gli indici costruiti esclusivamente con variabili locali di grande scala possono non riprodurre correttamente la ciclogenesi quando trascurano l’attività e la provenienza non locale dei semi tropicali.
I quattro rettangoli colorati disegnati nella prima mappa delimitano i bacini utilizzati per costruire le curve del pannello inferiore. Il riquadro nero identifica l’Oceano Indiano settentrionale, comprendente il Golfo del Bengala e il Mar Arabico; il riquadro blu rappresenta il Pacifico nord-occidentale; quello rosso delimita il Pacifico nord-orientale; quello viola corrisponde all’Atlantico tropicale. Le curve del pannello b mantengono gli stessi colori. L’asse orizzontale mostra le otto fasi della BSISO, mentre quello verticale esprime la probabilità normalizzata di genesi. Il valore non rappresenta semplicemente la percentuale assoluta dei cicloni formatisi in ogni fase, perché il numero di giorni trascorsi dalla BSISO nelle diverse fasi non è necessariamente uguale. Gli autori dividono pertanto il numero degli eventi per il numero dei giorni significativi appartenenti a ciascuna fase. Il risultato può essere interpretato come una probabilità condizionata: quanto frequentemente si forma un ciclone in un determinato bacino durante un giorno caratterizzato da quella particolare fase della BSISO. Questa normalizzazione è indispensabile per distinguere un reale aumento del favore ambientale da un semplice effetto dovuto alla maggiore frequenza temporale di una fase.
Nell’Oceano Indiano settentrionale, rappresentato dalla linea nera, la probabilità di genesi è minima durante la fase 1, cresce nelle fasi 2 e 3 e raggiunge i valori più elevati approssimativamente tra le fasi 4 e 6, con un massimo vicino alla fase 5. Essa diminuisce poi nettamente nelle fasi 7 e 8. Questo andamento segue lo spostamento verso nord della convezione dall’Oceano Indiano equatoriale verso il Golfo del Bengala, l’India e il Mar Arabico. Quando la porzione attiva della BSISO raggiunge questi settori, aumenta la vorticità ciclonica nei bassi strati, si intensifica la convergenza del flusso monsonico e la colonna troposferica diviene più umida. L’ambiente risulta quindi maggiormente favorevole alla trasformazione di una depressione monsonica o di un sistema di bassa pressione in un ciclone tropicale. Il valore assoluto della curva rimane inferiore rispetto a quelli dei bacini pacifici, ma il contrasto relativo tra le fasi meno e più favorevoli è comunque molto marcato. La minore probabilità assoluta dipende anche dalle dimensioni più limitate del bacino, dalla vicinanza della terraferma e dalla peculiare stagionalità bimodale della ciclogenesi dell’Oceano Indiano settentrionale, dove i massimi climatologici tendono a verificarsi prima e dopo il culmine del monsone, mentre lo shear verticale particolarmente forte può ostacolare lo sviluppo durante una parte dell’estate.
Il Pacifico nord-occidentale, rappresentato dalla linea blu, mostra la risposta più intensa dell’intera figura. La probabilità rimane relativamente contenuta durante le fasi 1–3, comincia ad aumentare nella fase 4, cresce nettamente nella fase 5 e raggiunge il massimo nelle fasi 6–7, superando ampiamente i valori osservati nelle fasi iniziali. Durante la fase 7 il valore è prossimo al 17%, mentre nelle fasi meno favorevoli si colloca approssimativamente tra il 6 e l’8%. La probabilità durante la configurazione più favorevole risulta quindi circa due o tre volte superiore a quella delle fasi meno favorevoli. La curva diminuisce nella fase 8, pur rimanendo relativamente elevata rispetto alla climatologia di alcune fasi precedenti. Tale andamento mostra che la finestra di massima ciclogenesi si apre quando l’anomalia convettiva della BSISO raggiunge il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico tropicale occidentale, intensificando la depressione monsonica regionale e creando un vasto ambiente caratterizzato da circolazione ciclonica, convergenza e moti ascendenti.
La particolare sensibilità del Pacifico nord-occidentale alla BSISO è legata alla struttura della depressione monsonica, all’interno della quale si forma la maggior parte dei cicloni del bacino. La genesi si concentra soprattutto lungo la linea di shear, che separa i venti occidentali monsonici dai venti orientali tropicali, e nella regione di confluenza posta verso l’estremità orientale della depressione. Lungo la linea di shear, i forti gradienti orizzontali del vento e della vorticità possono favorire instabilità barotropiche e barocline, permettendo alle perturbazioni di estrarre energia dalla circolazione media. Nella regione di confluenza, invece, le onde che si propagano verso ovest possono rallentare, accumulare energia e contrarre la propria scala orizzontale, concentrando progressivamente la vorticità. La BSISO modifica la posizione, la forma e l’intensità di entrambe le strutture: durante le fasi attive amplia la circolazione ciclonica, rafforza i venti occidentali e sposta verso est la depressione monsonica, aumentando il numero delle perturbazioni che possono svilupparsi lungo la linea di shear e nella confluenza. Un’analisi dedicata ai differenti schemi sinottici del Pacifico nord-occidentale ha mostrato che la ciclogenesi può avvenire in associazione con linea di shear, confluenza, onde orientali, gyre monsonici o cicloni preesistenti, confermando che la BSISO opera attraverso molteplici percorsi dinamici.
La linea rossa, relativa al Pacifico nord-orientale, presenta un massimo spostato verso la parte finale del ciclo. La probabilità è relativamente elevata nella fase 1, diminuisce nelle fasi 2–4 e torna a crescere a partire dalla fase 5, raggiungendo i valori maggiori tra le fasi 7 e 8. Poiché il ciclo della BSISO è circolare, la fase 8 è immediatamente seguita dalla fase 1: i valori elevati osservati in queste fasi descrivono quindi una finestra favorevole sostanzialmente continua. Il comportamento è coerente con la propagazione verso est delle anomalie convettive e della circolazione tropicale. Nel Pacifico orientale numerosi cicloni derivano da onde orientali che attraversano l’America centrale o si sviluppano lungo la zona di convergenza intertropicale. Quando la BSISO favorisce un aumento della convergenza zonale, dell’umidità e della vorticità ciclonica, tali onde possiedono una maggiore probabilità di organizzare la convezione intorno a un centro comune. Il massimo della curva non coincide perfettamente con il massimo di OLR negativa, poiché la ciclogenesi dipende anche dalla posizione relativa tra il nucleo convettivo, la regione di convergenza e il disturbo precursore; può pertanto verificarsi sul margine della convezione più intensa, dove shear orizzontale e convergenza risultano particolarmente favorevoli.
La modulazione dell’Atlantico, descritta dalla linea viola, è meno ampia e più irregolare rispetto a quella del Pacifico nord-occidentale. La probabilità mostra valori relativamente elevati nelle fasi 2–3, diminuisce nelle fasi 4–5, presenta una nuova crescita nella fase 6 e un massimo secondario nella fase 8. L’Atlantico si trova lontano dal principale percorso indo-pacifico della BSISO e la sua risposta dipende quindi maggiormente da collegamenti dinamici a distanza. La convezione tropicale può modificare la circolazione di Walker, generare onde di Rossby e alterare i venti in quota, lo shear verticale e l’umidità sull’Africa occidentale e sull’Atlantico tropicale. Queste anomalie interagiscono con le onde africane orientali, con l’anticiclone subtropicale, con lo strato d’aria sahariana e con la distribuzione delle temperature superficiali marine. Il segnale della BSISO rimane riconoscibile, ma viene sovrapposto e talvolta mascherato da una maggiore varietà di processi regionali. Gli studi sulla modulazione intrastagionale dell’Atlantico hanno comunque documentato variazioni significative della frequenza ciclonica tra le fasi attive e soppresse, dimostrando che l’influenza della convezione tropicale organizzata si estende anche oltre il dominio indo-pacifico.
Il confronto tra le quattro curve mostra pertanto uno spostamento geografico della finestra favorevole alla ciclogenesi. Nell’Oceano Indiano settentrionale l’aumento si manifesta soprattutto nelle fasi centrali, quando la convezione raggiunge le regioni monsoniche dell’Asia meridionale; nel Pacifico nord-occidentale il massimo compare più tardi, nelle fasi 6–7; nel Pacifico nord-orientale il segnale favorevole si estende dalle fasi 7–8 alla successiva fase 1; nell’Atlantico la modulazione è più debole e meno direttamente collegata allo spostamento locale dell’anomalia convettiva. La BSISO funziona quindi come una finestra mobile di favore ambientale, ma la risposta di ogni bacino è filtrata dalla propria circolazione climatologica, dalla tipologia delle perturbazioni precursori e dalla struttura stagionale del monsone.
La spiegazione fisica della relazione richiede di considerare simultaneamente più variabili. Uno dei primi tentativi quantitativi fu realizzato da Camargo, Wheeler e Sobel mediante un indice empirico di potenziale di genesi. Gli autori mostrarono che le anomalie dell’indice associate alle fasi della Madden–Julian Oscillation riproducevano gran parte della modulazione osservata dei cicloni e identificarono nell’umidità relativa della media troposfera il contributo principale, seguito dalla vorticità assoluta nei bassi strati. Il risultato è applicabile concettualmente anche alla BSISO: durante la fase convettivamente attiva, l’umidificazione della colonna limita l’ingresso di aria secca nelle correnti ascendenti e riduce l’evaporazione delle idrometeore, permettendo alla convezione di persistere. La vorticità ciclonica fornisce invece una rotazione ambientale che può essere concentrata dalla convergenza. Quando questi ingredienti si sovrappongono a un disturbo sinottico, aumenta la possibilità che il riscaldamento latente, la caduta della pressione e la circolazione ciclonica si rafforzino reciprocamente.
L’indice intrastagionale di potenziale di genesi sviluppato da Moon e collaboratori ha ulteriormente chiarito i processi rappresentati dalla Figura 16. L’ISGPI è stato concepito specificamente per riprodurre la modulazione esercitata dalla BSISO durante l’estate dell’emisfero settentrionale e attribuisce un ruolo dominante al moto verticale a 500 hPa, seguito dalla vorticità relativa nei bassi strati ponderata mediante il parametro di Coriolis e dallo shear verticale dei venti zonali. L’importanza del moto verticale riflette la natura stessa della BSISO: l’oscillazione sposta vaste regioni di ascesa e subsidenza attraverso i tropici. Dove prevale l’ascesa, la convezione profonda viene continuamente sostenuta e può rimanere concentrata intorno al disturbo precursore; dove domina la subsidenza, la troposfera si riscalda e si asciuga, ostacolando l’organizzazione del sistema. Lo shear verticale esercita invece un effetto complesso: valori molto elevati inclinano e separano la circolazione di basso livello dalla convezione, mentre uno shear moderato può, in alcune configurazioni monsoniche, contribuire alla ventilazione e all’organizzazione del vortice. La sua influenza dipende quindi non soltanto dall’intensità, ma anche dall’orientamento e dalla struttura verticale.
I risultati di Camargo et al. e Moon et al. non sono necessariamente in contrasto. Umidità, moto verticale e vorticità sono componenti strettamente interdipendenti dello stesso sistema convettivo. La convergenza nei bassi strati trasporta umidità verso il centro della perturbazione; l’aumento dell’umidità sostiene la convezione; il rilascio di calore latente intensifica i moti ascendenti e riduce la pressione; la convergenza associata concentra ulteriormente la vorticità. Gli indici statistici tentano di isolare il contributo di variabili che nella realtà evolvono congiuntamente. Per questa ragione la variabile ritenuta dominante può cambiare in funzione del bacino, del periodo analizzato, della formulazione matematica dell’indice e del dataset impiegato. Le formulazioni più recenti dei GPI cercano di rappresentare in modo più coerente l’effetto combinato dell’intensità potenziale, della ventilazione ambientale e della vorticità, ma nessun indice può essere considerato una descrizione completa della ciclogenesi.
La Figura 16 deve essere inoltre interpretata distinguendo la genesi dalla successiva intensificazione. Il punto nero indica il luogo nel quale il sistema è stato classificato per la prima volta come ciclone tropicale, ma non fornisce informazioni sull’intensità massima raggiunta, sulla durata, sulla rapidità di intensificazione o sulla quantità di precipitazione prodotta. Una fase della BSISO può favorire la nascita di numerosi cicloni senza necessariamente produrre il maggior numero di tifoni intensi. L’evoluzione successiva dipende dal contenuto termico oceanico, dallo shear incontrato lungo la traiettoria, dall’ingresso di aria secca, dall’interazione con la terraferma e dalla struttura interna del vortice. La BSISO può tuttavia continuare a influire dopo la genesi, modificando il flusso di grande scala entro il quale il ciclone si muove e l’ambiente nel quale si intensifica.
L’influenza sulle traiettorie è particolarmente rilevante nel Pacifico nord-occidentale. Li e Zhou hanno dimostrato che le principali componenti dell’oscillazione intrastagionale modulano non soltanto la genesi e l’intensità, ma anche la distribuzione dei percorsi e degli approdi. Quando la depressione monsonica si estende verso est, i cicloni possono formarsi più lontano dall’Asia e seguire traiettorie ricurve o rimanere più a lungo sul Pacifico aperto; quando l’anticiclone subtropicale si rafforza o si estende verso ovest, i sistemi possono essere indirizzati più direttamente verso le Filippine, la Cina meridionale o il Vietnam. La posizione della BSISO modifica quindi la combinazione tra depressione monsonica e anticiclone subtropicale, alterando le correnti di guida che trasportano il ciclone.
Nakano, Vitart e Kikuchi hanno mostrato che l’effetto della BSISO sulle traiettorie dei tifoni varia anche da un mese all’altro tra giugno e ottobre. Una stessa fase numerica non produce necessariamente la medesima risposta all’inizio e alla fine dell’estate, poiché cambiano la posizione climatologica della depressione monsonica, l’estensione dell’anticiclone subtropicale e la distribuzione delle temperature oceaniche. Gli autori hanno inoltre verificato che il modello ECMWF è capace di riprodurre parte della modulazione delle traiettorie con anticipi che possono raggiungere diverse settimane, evidenziando il potenziale della BSISO quale fonte di prevedibilità subseasonal. La capacità previsionale rimane tuttavia subordinata alla corretta simulazione della propagazione dell’oscillazione, della struttura dei venti e dei disturbi precursori.
Un ulteriore elemento di complessità è rappresentato dalla variabilità interannuale della BSISO. La posizione media raggiunta dalla convezione, l’intensità della propagazione verso nord e la durata delle diverse fasi cambiano da un’estate all’altra. Zhang e collaboratori hanno mostrato che queste variazioni contribuiscono allo spostamento meridionale o settentrionale delle regioni di genesi nel Pacifico nord-occidentale. In anni caratterizzati da una propagazione più settentrionale, le anomalie favorevoli di vorticità, umidità e ascesa possono estendersi verso latitudini più elevate; quando la BSISO rimane maggiormente confinata alle basse latitudini, anche la ciclogenesi tende a spostarsi verso sud. Ciò significa che la modulazione illustrata dalla Figura 16 non agisce soltanto all’interno di una singola stagione, ma può contribuire anche alle differenze geografiche osservate tra anni diversi.
La relazione può variare anche in funzione della modalità di propagazione della BSISO. Non tutti gli eventi seguono il percorso canonico verso nord-est. Alcuni mostrano una maggiore espansione verso est, altri una propagazione settentrionale più marcata, mentre altri ancora rimangono parzialmente bloccati o assumono configurazioni dipolari. Uno studio pubblicato nel 2026 ha distinto differenti modalità della BSISO e ha mostrato che esse producono risposte diverse della ciclogenesi nel Pacifico nord-occidentale. Il modo canonico e quello caratterizzato da un’espansione orientale influenzano in modo particolare il Mar Cinese Meridionale, mentre una modalità dipolare con propagazione verso nord può modulare la formazione su una porzione più ampia del bacino. Le differenze derivano dagli spostamenti indotti nella depressione monsonica, nella vorticità e nei moti verticali. Questo risultato conferma che la sola fase numerica non contiene tutta l’informazione dinamica necessaria: la forma spaziale dell’anomalia convettiva e il modo in cui essa si propaga sono altrettanto importanti.
La Figura 16 mostra dunque una media climatologica che integra eventi BSISO molto differenti tra loro. Anche ENSO, il Dipolo dell’Oceano Indiano, le anomalie delle temperature superficiali marine e la variabilità quasi bisettimanale modificano lo stato di fondo sul quale l’oscillazione agisce. ENSO può spostare su scala stagionale la depressione monsonica del Pacifico occidentale e le regioni climatologicamente favorevoli alla ciclogenesi; la BSISO introduce successivamente variazioni su scale di alcune settimane. Quando le anomalie stagionali e intrastagionali si rafforzano reciprocamente, la risposta ciclonica può risultare particolarmente pronunciata; quando agiscono in direzioni opposte, l’effetto della fase BSISO può essere attenuato o spostato geograficamente. Non sorprende quindi che il rapporto osservato tra fase e genesi presenti una dispersione significativa e non produca lo stesso numero di cicloni in ogni anno.
Anche i cicloni già formati possono retroagire sull’oscillazione. Un ciclone tropicale produce enormi quantità di riscaldamento latente, trasporta umidità e quantità di moto e genera anomalie di divergenza nella troposfera superiore. Quando più cicloni sono simultaneamente presenti all’interno dell’inviluppo attivo, il loro contributo può modificare l’anomalia di OLR e la circolazione attribuita alla BSISO. La causalità non è pertanto esclusivamente discendente, dalla grande scala verso il ciclone. La BSISO organizza la probabilità e la distribuzione dei sistemi sinottici, ma questi ultimi partecipano alla costruzione e al mantenimento dell’inviluppo convettivo osservato. La Figura 16 deve quindi essere letta come l’espressione di un sistema atmosferico multiscala, nel quale la separazione tra oscillazione intrastagionale e cicloni è utile dal punto di vista diagnostico, ma non implica una completa indipendenza fisica.
Dal punto di vista operativo, il risultato più importante è l’esistenza di una fonte di prevedibilità oltre la scala meteorologica convenzionale. Non è generalmente possibile prevedere con tre o quattro settimane di anticipo il punto esatto nel quale si formerà un ciclone tropicale, perché la ciclogenesi dipende dalla comparsa e dall’evoluzione di disturbi sinottici specifici. È però possibile stimare che un bacino entrerà in una fase statisticamente più favorevole quando i modelli prevedono l’arrivo dell’anomalia convettiva attiva della BSISO. Le fasi centrali possono segnalare un aumento del rischio nell’Oceano Indiano settentrionale; le fasi 5–7 risultano particolarmente importanti per il Pacifico nord-occidentale; le fasi 7–8 e il successivo passaggio alla fase 1 aumentano il favore nel Pacifico nord-orientale. Tale informazione non rappresenta una previsione di un singolo ciclone, ma una previsione probabilistica dell’ambiente, utile per le valutazioni subseasonal della pericolosità tropicale. Gli studi sui sistemi previsionali mostrano infatti che la rappresentazione dell’oscillazione intrastagionale può contribuire alla previsione della ciclogenesi con diverse settimane di anticipo, purché il modello simuli correttamente sia l’ambiente di grande scala sia i disturbi precursori.
La capacità dei modelli di utilizzare questa fonte di prevedibilità è ancora limitata da numerosi errori. Una BSISO simulata troppo debole non produce anomalie sufficienti di umidità e vorticità; una propagazione troppo veloce o troppo lenta sposta temporalmente la finestra favorevole; un errore nell’attraversamento del Continente Marittimo può collocare la convezione nel Pacifico con una fase errata. Anche la rappresentazione della depressione monsonica, delle onde tropicali e dei cicloni stessi dipende dalla risoluzione e dalla parametrizzazione della convezione. Le previsioni possono quindi descrivere correttamente la fase generale della BSISO ma fallire nel generare un numero realistico di semi ciclonici, oppure simulare i disturbi ma inserirli in un ambiente intrastagionale mal posizionato. Le valutazioni dei modelli hanno rilevato che MJO e BSISO possono influenzare in modo significativo anche gli errori di previsione dell’intensità dei cicloni del Pacifico nord-occidentale, confermando che una rappresentazione inaccurata dell’ambiente intrastagionale continua a produrre conseguenze dopo la genesi.
Nel complesso, la Figura 16 dimostra che la BSISO costituisce uno dei principali regolatori intrastagionali della ciclogenesi tropicale nell’emisfero settentrionale. Il massimo contrasto emerge nel Pacifico nord-occidentale, dove il passaggio dalla fase soppressa a quella attiva modifica profondamente la depressione monsonica e può moltiplicare la probabilità di formazione. Una modulazione marcata è presente anche nell’Oceano Indiano settentrionale, mentre nel Pacifico nord-orientale la finestra favorevole si manifesta soprattutto nelle fasi finali e iniziali del ciclo. Nell’Atlantico il segnale è più debole e indiretto, ma rimane statisticamente riconoscibile. L’aumento della ciclogenesi nelle aree blu deriva dalla combinazione di umidità troposferica, vorticità ciclonica, convergenza, moto ascendente, configurazione favorevole dello shear e presenza di perturbazioni precursori. Le aree rosse sono invece più frequentemente caratterizzate da subsidenza, aria secca e anomalie anticicloniche, senza che ciò escluda completamente la formazione di singoli cicloni. Il messaggio fondamentale della figura è quindi probabilistico: la BSISO non produce automaticamente i cicloni tropicali, ma riorganizza l’atmosfera in modo da rendere la loro nascita alcune volte più probabile nelle regioni convettivamente attive rispetto a quelle soppresse. Questa funzione di regolazione collega la variabilità planetaria alle perturbazioni sinottiche e fornisce una delle basi fisiche più importanti per la previsione subseasonal dell’attività ciclonica.
Figura 17 – Modulazione dell’oscillazione quasi bisettimanale da parte delle fasi 4 e 6 della BSISO
La Figura 17 approfondisce la natura multiscala della variabilità intrastagionale estiva mostrando come l’attività della quasi-biweekly oscillation, indicata con la sigla QBWO, cambi in funzione dello stato della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation. La QBWO rappresenta una componente relativamente rapida della variabilità monsonica, caratterizzata in questo caso da periodicità comprese tra 10 e 20 giorni, mentre la BSISO descrive un’evoluzione convettiva più lenta, generalmente collocata nella banda intrastagionale di circa 25–90 giorni. Le due oscillazioni non devono essere considerate fenomeni indipendenti semplicemente sovrapposti: la BSISO modifica la circolazione, la distribuzione dell’umidità e la stabilità atmosferica entro cui le perturbazioni quasi bisettimanali si propagano, crescono o decadono; contemporaneamente, le onde e i vortici della QBWO contribuiscono a organizzare la convezione e le precipitazioni che compongono l’inviluppo della BSISO. La figura mostra pertanto un’interazione tra una modalità di grande scala e relativamente lenta e disturbi più rapidi, capaci di produrre variazioni meteorologiche importanti nell’arco di una o due settimane. La QBWO è infatti una modalità prominente del monsone estivo asiatico e si manifesta nei venti, nella nuvolosità, nelle precipitazioni, nei flussi superficiali e persino nelle proprietà dell’oceano superiore.
I due pannelli rappresentano le anomalie composite dell’attività QBWO durante due momenti distinti del ciclo BSISO: la fase 4 nel pannello a e la fase 6 nel pannello b. L’attività quasi bisettimanale viene quantificata mediante la potenza wavelet mediata sulla banda temporale di 10–20 giorni. L’analisi wavelet consente di identificare quanta variabilità appartenente a una determinata gamma di periodi sia presente in ciascun luogo e in ciascun momento, mantenendo l’informazione sulla localizzazione temporale del segnale. Diversamente da una trasformata di Fourier applicata all’intera serie, che sintetizza la potenza media di una frequenza senza indicare quando essa sia particolarmente intensa, la wavelet permette di riconoscere episodi intermittenti. Questo aspetto è essenziale per la QBWO, la quale non mantiene necessariamente ampiezza costante durante tutta l’estate, ma può intensificarsi, indebolirsi o cambiare configurazione geografica in relazione alla fase del monsone e della BSISO.
Le aree colorate non rappresentano direttamente anomalie di precipitazione o di OLR, bensì anomalie della potenza wavelet del segnale convettivo nella banda 10–20 giorni, espresse in unità quadratiche di radiazione infrarossa uscente. I colori gialli, arancioni e rossi indicano che l’attività QBWO è superiore al proprio valore climatologico: in quelle regioni le oscillazioni convettive di periodo quasi bisettimanale risultano più energiche o più organizzate del normale. Le tonalità blu e viola indicano invece una potenza inferiore alla climatologia e quindi una soppressione relativa della variabilità 10–20 giorni. Un’anomalia positiva di potenza non significa necessariamente che in quel preciso momento la convezione sia intensa; significa piuttosto che la convezione presenta oscillazioni più marcate nella banda quasi bisettimanale. Una regione può quindi trovarsi temporaneamente nella parte secca di un ciclo QBWO pur mostrando un’elevata potenza, perché la potenza misura l’ampiezza complessiva dell’alternanza tra le sue fasi attive e soppresse, non il segno istantaneo dell’anomalia convettiva.
I contorni neri rappresentano invece la convezione associata alla BSISO, utilizzando anomalie di OLR pari a −5 e +5 W m⁻². Essi permettono di confrontare la posizione dell’inviluppo convettivamente attivo e di quello soppresso della BSISO con le regioni nelle quali la QBWO risulta amplificata o indebolita. La sovrapposizione tra ombreggiature e contorni non deve essere interpretata come una corrispondenza necessariamente perfetta. L’attività massima della QBWO può svilupparsi all’interno dell’anomalia convettiva della BSISO, sui suoi margini oppure nella regione posta davanti alla sua propagazione. Ciò dipende dal fatto che le perturbazioni quasi bisettimanali rispondono non soltanto alla convezione già presente, ma anche ai gradienti di vorticità, allo shear orizzontale e verticale, alla convergenza dell’umidità e alle onde tropicali o subtropicali che attraversano il dominio monsonico.
Nel pannello a, riferito alla fase 4 della BSISO, la principale anomalia positiva della potenza QBWO appare sull’Oceano Indiano settentrionale occidentale e sulle regioni prossime al Mar Arabico e all’India occidentale, approssimativamente tra 60° e 90°E e tra 10° e 25°N. In quest’area le tonalità arancioni e rosse indicano un consistente rafforzamento della variabilità convettiva 10–20 giorni. Anomalie positive più frammentarie compaiono anche a sud dell’equatore nell’Oceano Indiano e in alcuni settori dell’Asia meridionale e del Pacifico. Al contrario, una zona di ridotta potenza interessa parte del Pacifico nord-occidentale, tra il Mar Cinese Meridionale orientale e le aree poste a est delle Filippine, mentre ulteriori anomalie negative sono visibili in altri settori tropicali. La configurazione suggerisce che, durante la fase 4, l’ambiente della BSISO sia particolarmente favorevole all’amplificazione della QBWO nel settore indiano, mentre la variabilità quasi bisettimanale risulta relativamente attenuata più a est.
Questa disposizione è coerente con l’evoluzione tipica della BSISO. Intorno alla fase 4, la convezione intrastagionale più lenta ha generalmente raggiunto l’Oceano Indiano settentrionale, il Golfo del Bengala e le regioni monsoniche dell’Asia meridionale, mentre la sua influenza sul Pacifico occidentale è ancora in fase di sviluppo. Il rafforzamento dell’attività QBWO sull’Oceano Indiano settentrionale può quindi essere interpretato come la risposta delle perturbazioni 10–20 giorni a un ambiente caratterizzato da maggiore umidità troposferica, circolazione ciclonica nei bassi strati e intensificazione del flusso monsonico. Queste condizioni favoriscono la crescita di onde e vortici sinottico-substagionali, comprese le depressioni monsoniche che si formano sul Golfo del Bengala e si propagano verso l’India. La letteratura mostra che la variabilità submensile può essere particolarmente intensa sul Golfo del Bengala e, in alcune campagne osservative, le oscillazioni convettive e dei venti a periodi quasi bisettimanali sono risultate persino più marcate delle componenti tipiche della MJO.
L’anomalia positiva osservata sul Mar Arabico e sull’India non implica però che la QBWO sia generata localmente in modo esclusivo. La modalità quasi bisettimanale dell’Asia monsonica può derivare dall’interazione tra perturbazioni provenienti da diverse regioni. Una componente può propagarsi verso ovest o nord-ovest dal Pacifico occidentale e dal Mar Cinese Meridionale, mentre un’altra può essere alimentata dalla depressione monsonica dell’Oceano Indiano. La circolazione estiva di fondo devia e modifica le onde, favorendo percorsi differenti da quelli che esse seguirebbero in un’atmosfera tropicale idealizzata. Alcuni studi hanno interpretato la QBWO come una modalità collegata a onde di Rossby tropicali spostate verso nord dal flusso monsonico medio, mentre altri hanno sottolineato il contributo delle interazioni tropicali-extratropicali e delle onde provenienti dalle medie latitudini. La varietà dei meccanismi spiega perché le anomalie di potenza non formino una fascia continua, ma presentino nuclei separati e strutture regionalmente differenti.
Durante la fase 4, il rafforzamento sul settore occidentale dell’Oceano Indiano settentrionale può essere associato anche alla posizione dei gradienti di vento e vorticità lungo la depressione monsonica. Le perturbazioni quasi bisettimanali hanno maggiori possibilità di amplificarsi quando incontrano uno shear orizzontale favorevole, una vorticità ciclonica preesistente e una convergenza capace di concentrare il vapore acqueo. La convezione rilascia calore latente, modifica la pressione e rafforza la circolazione del disturbo; quest’ultima, a sua volta, converge nuova umidità e sostiene la convezione. La BSISO agisce su questa retroazione modificando lentamente il flusso di fondo. Quando l’inviluppo convettivamente attivo raggiunge una regione, la colonna atmosferica è generalmente più umida e la retroazione tra circolazione e convezione diviene più efficiente; quando prevale la fase soppressa, l’aria più secca e la subsidenza riducono la capacità della perturbazione di mantenersi.
La struttura cambia sensibilmente nel pannello b, relativo alla fase 6. In questa configurazione la maggiore attività QBWO si sposta verso est e verso nord-est, concentrandosi dal Golfo del Bengala e dall’Indocina fino al Mar Cinese Meridionale e al Pacifico nord-occidentale, approssimativamente tra 90° e 150°E e tra 5° e 25°N. Le tonalità rosse più intense compaiono soprattutto tra il Golfo del Bengala orientale, il Sud-est asiatico continentale e il Mar Cinese Meridionale, indicando un forte aumento della potenza delle oscillazioni 10–20 giorni. Contemporaneamente, una vasta anomalia negativa si sviluppa sull’Oceano Indiano equatoriale e sud-equatoriale, tra l’Africa orientale, il Mar Arabico meridionale e Sumatra. La figura descrive quindi una netta riorganizzazione: l’attività quasi bisettimanale, elevata sul settore indiano nella fase 4, si intensifica più a est durante la fase 6, mentre si indebolisce nelle regioni equatoriali occidentali precedentemente coinvolte.
Questo spostamento è coerente con la propagazione della BSISO verso il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. Nel passaggio dalla fase 4 alla fase 6, la circolazione ciclonica e la convezione a bassa frequenza avanzano verso est e nord-est, modificando la depressione monsonica del Pacifico occidentale. L’aumento della potenza QBWO nella stessa regione indica che le perturbazioni a 10–20 giorni diventano più energiche quando il flusso di fondo è reso favorevole dalla BSISO. Non si tratta necessariamente di una QBWO che si sposta fisicamente come un singolo sistema dal Mar Arabico al Pacifico; la figura composita può anche descrivere la crescita successiva di differenti perturbazioni regionali, attivate dalla migrazione della finestra ambientale favorevole.
La relazione tra BSISO e QBWO può pertanto essere descritta come una modulazione dell’ampiezza. La componente lenta non impone rigidamente la fase delle oscillazioni più rapide, ma ne condiziona la possibilità di raggiungere ampiezze elevate. Durante la fase 4, l’ambiente più favorevole si colloca soprattutto sull’Oceano Indiano settentrionale; durante la fase 6, la finestra di crescita si trasferisce verso il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. Questo comportamento è analogo, sul piano concettuale, alla modulazione della genesi dei sistemi monsonici di bassa pressione e dei cicloni tropicali illustrata nelle Figure 15 e 16: l’inviluppo della BSISO organizza la distribuzione delle perturbazioni a frequenza più alta, rendendole più numerose o più intense nelle aree convettivamente attive e generalmente meno sviluppate nelle regioni soppresse.
La QBWO presenta tuttavia caratteristiche dinamiche proprie e non può essere ridotta a un semplice insieme di LPS o cicloni tropicali. Essa costituisce una modalità coerente della circolazione atmosferica, riconoscibile nei campi di vento, precipitazione, geopotenziale e convezione. Nel dominio asiatico può assumere configurazioni differenti a seconda del periodo stagionale. Una ricerca dedicata all’Asia tropicale ha distinto due principali tipologie di QBWO tra agosto e ottobre, caratterizzate da percorsi e strutture differenti. Un tipo mostra una più forte connessione tra Oceano Indiano, Mar Cinese Meridionale e Pacifico occidentale; un altro presenta caratteristiche regionali e propagative diverse. Questa diversità implica che il composito della Figura 17 rappresenti la risposta media di eventi non necessariamente identici e che la relazione con le fasi 4 e 6 possa cambiare tra inizio, culmine e fine dell’estate boreale.
Il Mar Cinese Meridionale costituisce una regione particolarmente sensibile. Gli studi hanno mostrato che la QBWO locale assume strutture differenti durante l’inizio e la parte avanzata dell’estate. Nei mesi di maggio e giugno può prevalere una modalità maggiormente locale, rafforzata dall’estensione verso sud-ovest di anomalie provenienti dalle regioni poste a est del Giappone; tra agosto e settembre diventano più importanti i collegamenti con la convezione tropicale e con il sistema monsonico indo-pacifico. L’intensa anomalia positiva osservata nel pannello b non deve quindi essere attribuita a un unico meccanismo: essa può riflettere sia l’amplificazione tropicale associata alla fase 6 della BSISO sia l’interazione con perturbazioni subtropicali ed extratropicali.
La possibile partecipazione delle medie latitudini è importante perché la QBWO dell’Asia orientale non è sempre confinata ai tropici. Le anomalie di vorticità potenziale provenienti dalle regioni poste intorno al Plateau tibetano e all’Asia nord-orientale possono propagarsi verso sud o sud-est e interagire con la convezione monsonica. Il Plateau tibetano, attraverso il proprio riscaldamento atmosferico e l’orografia, contribuisce inoltre a modificare la circolazione nella troposfera media e superiore. Studi dedicati al ciclo 10–20 giorni hanno mostrato che le anomalie della sorgente di calore tibetana possono influenzare la propagazione verso est della QBWO e le precipitazioni estive sulla Cina orientale; l’advezione orizzontale dell’umidità opera lungo gran parte del percorso, mentre l’advezione di vorticità acquista particolare importanza quando il segnale attraversa il Plateau.
Un’altra struttura atmosferica coinvolta è l’anticiclone dell’Asia meridionale nella troposfera superiore, spesso indicato come South Asian High. La sua posizione zonale presenta una marcata oscillazione quasi bisettimanale e alterna configurazioni più occidentali, prossime all’altopiano iranico, e configurazioni più orientali, centrate sul Plateau tibetano. Questa oscillazione collega le variazioni della precipitazione del monsone indiano con quelle dell’Asia orientale: lo spostamento verso est dell’anticiclone segue di circa un giorno la diminuzione delle piogge sull’India settentrionale e precede di alcuni giorni l’aumento delle precipitazioni nella valle dello Yangtze. La distribuzione della potenza mostrata nella Figura 17 può quindi essere letta anche come manifestazione di un accoppiamento verticale e zonale dell’intero monsone asiatico, nel quale le anomalie convettive nei bassi e medi strati sono associate a spostamenti della circolazione superiore.
La vasta anomalia negativa di potenza sull’Oceano Indiano equatoriale durante la fase 6 merita un’attenzione particolare. Essa indica che, mentre le perturbazioni quasi bisettimanali si amplificano sul settore indo-pacifico settentrionale, la variabilità 10–20 giorni si indebolisce alle basse latitudini dell’Oceano Indiano. Questo contrasto può riflettere una redistribuzione meridionale dell’energia convettiva e della vorticità. La BSISO estiva possiede una marcata propagazione verso nord: quando la convezione e la circolazione ciclonica raggiungono il Golfo del Bengala, l’Indocina e il Pacifico occidentale, la regione equatoriale alle loro spalle entra progressivamente nella fase soppressa. La subsidenza e il prosciugamento troposferico riducono allora la capacità dei disturbi quasi bisettimanali di organizzare la convezione. La coppia tra anomalie positive a nord e negative a sud esprime quindi non soltanto uno spostamento longitudinale, ma anche la tipica migrazione meridionale della variabilità monsonica boreale.
L’oceano può partecipare a questa evoluzione. La QBWO modifica il vento superficiale, i flussi di calore, la precipitazione e il rimescolamento dello strato superiore, producendo variazioni della temperatura e della salinità marina. Osservazioni nel Golfo del Bengala settentrionale hanno rilevato variazioni della salinità superficiale dell’ordine di diversi practical salinity units su scale quasi bisettimanali, associate alla combinazione di piogge, correnti, rimescolamento e trasporto di acque dolci. La forte stratificazione salina del Golfo del Bengala può limitare il rimescolamento verticale e modificare la risposta della temperatura superficiale ai venti monsonici. Queste anomalie oceaniche possono a loro volta influire sui flussi di calore e umidità verso l’atmosfera, introducendo una retroazione aria-mare che contribuisce alla persistenza o alla propagazione della QBWO.
Le oscillazioni quasi bisettimanali sono state osservate anche nelle correnti e nei moti verticali dell’oceano tropicale. Misure nell’area della warm pool dell’Oceano Indiano hanno mostrato forti variazioni meridionali con periodicità quasi bisettimanale dalla superficie fino a circa 180 metri, accompagnate da alternanze di divergenza e convergenza capaci di produrre moti verticali significativi in prossimità del termoclino. Questo risultato dimostra che la QBWO non è una semplice fluttuazione delle nubi: essa coinvolge l’intero sistema accoppiato, dai venti atmosferici alla struttura dinamica dell’oceano superiore.
L’intensificazione della QBWO nelle fasi favorevoli della BSISO possiede conseguenze dirette per le precipitazioni. Un segnale 10–20 giorni più energetico implica alternanze più pronunciate tra periodi piovosi e intervalli secchi, con la possibilità di produrre rapide transizioni all’interno di una fase intrastagionale più lunga. La BSISO può mantenere una regione in un ambiente mediamente umido e convettivamente favorevole per alcune settimane, ma la QBWO determina parte dell’irregolarità interna, concentrando le piogge in impulsi successivi. In questo modo una fase attiva della BSISO non corrisponde necessariamente a precipitazioni continue: può essere composta da più episodi quasi bisettimanali, separati da brevi riduzioni dell’attività convettiva. Al contrario, una fase BSISO generalmente soppressa può contenere temporanei impulsi piovosi associati alla componente più rapida.
Questa sovrapposizione è rilevante per l’interpretazione dei cicli attivi e di pausa del monsone. L’alternanza osservata sull’India e sul Mar Cinese Meridionale non dipende da una singola periodicità. Le oscillazioni di 30–60 giorni associate alla BSISO e quelle di circa 10–20 giorni possono rafforzarsi quando le rispettive fasi convettive coincidono, producendo precipitazioni particolarmente intense e persistenti; possono invece compensarsi quando una componente è attiva e l’altra soppressa. La Figura 17 mostra uno dei meccanismi attraverso i quali questa interazione diventa possibile: la BSISO non controlla soltanto il valore medio della convezione, ma modifica anche l’ampiezza della variabilità quasi bisettimanale che si sviluppa al suo interno.
La QBWO può influenzare anche gli eventi estremi. Le modalità intrastagionali di periodo 12–20 giorni sono state collegate a episodi persistenti di precipitazione intensa sulla Cina meridionale, attraverso configurazioni di circolazione e trasporto di umidità differenti da quelle associate alle oscillazioni più lente di 25–50 giorni. Ricerche recenti mostrano che le due bande temporali possono produrre fenomeni pluviometrici apparentemente simili, ma mediante meccanismi dinamici distinti. Questa distinzione è fondamentale per la previsione: conoscere soltanto lo stato della BSISO non è sufficiente per determinare l’evoluzione di un episodio estremo se la componente quasi bisettimanale viene simulata in maniera errata.
La relazione con i sistemi sinottici e i cicloni tropicali è altrettanto importante. Le oscillazioni 10–20 giorni possono organizzare vortici e onde che fungono da precursori degli LPS e dei cicloni tropicali. Nel Pacifico nord-occidentale, la forte potenza QBWO durante la fase 6 può contribuire alla formazione di una sequenza di perturbazioni lungo la depressione monsonica, aumentando la probabilità che uno o più disturbi si sviluppino ulteriormente. Questo aiuta a comprendere perché l’attività ciclonica possa concentrarsi in gruppi durante alcune fasi della BSISO: la modalità lenta crea l’ambiente favorevole, mentre la QBWO e le perturbazioni sinottiche forniscono gli impulsi più rapidi attraverso i quali la ciclogenesi viene effettivamente realizzata.
Occorre comunque evitare di dedurre dalla figura una causalità unidirezionale. L’aumento della potenza QBWO durante una fase BSISO potrebbe derivare dalla modulazione esercitata dall’inviluppo lento, ma l’aggregazione di perturbazioni quasi bisettimanali può anche contribuire alla definizione del composito della BSISO. Il filtraggio in bande temporali diverse è una tecnica diagnostica utile, ma l’atmosfera reale non separa rigidamente le proprie scale. La convezione associata a un vortice di 10–20 giorni rilascia calore latente e modifica i venti su scale molto più ampie; una serie di tali vortici può rafforzare o spostare l’anomalia convettiva a 30–60 giorni. La relazione è pertanto interattiva: la BSISO organizza la QBWO e la QBWO contribuisce alla costruzione e all’evoluzione della BSISO.
Anche l’uso della potenza wavelet richiede cautela. Un’anomalia positiva identifica un aumento dell’energia nella banda scelta, ma non specifica da sola la direzione di propagazione, la fase istantanea o la natura dinamica del segnale. Due regioni con potenza simile possono essere interessate da perturbazioni che si muovono in direzioni differenti o che derivano da meccanismi diversi. Per ricostruire completamente l’evoluzione sarebbero necessari compositi ritardati di OLR, vento, precipitazione e vorticità, oppure diagrammi longitudine-tempo e latitudine-tempo. La Figura 17 risponde soprattutto a una domanda specifica: dove la variabilità quasi bisettimanale è statisticamente amplificata o soppressa quando la BSISO si trova nelle fasi 4 e 6?
La risposta fornita dalla figura è chiara. Nella fase 4, l’attività QBWO è preferenzialmente rafforzata sull’Oceano Indiano settentrionale e sull’Asia meridionale, mentre risulta relativamente attenuata in parte del Pacifico nord-occidentale. Nella fase 6, il massimo di attività si trasferisce verso il Golfo del Bengala orientale, l’Indocina, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale, contemporaneamente a una pronunciata soppressione sull’Oceano Indiano equatoriale. La BSISO agisce quindi come una modulazione spazio-temporale dell’ampiezza della QBWO, accompagnando lo spostamento verso nord-est della regione nella quale le perturbazioni 10–20 giorni possono crescere più efficacemente.
Questa relazione possiede un rilevante potenziale previsionale. La BSISO presenta una prevedibilità generalmente superiore a quella delle singole perturbazioni quasi bisettimanali. Se un sistema previsionale riesce a rappresentare correttamente il passaggio dalla fase 4 alla fase 6, può fornire indicazioni probabilistiche sul successivo trasferimento dell’attività 10–20 giorni dall’Oceano Indiano verso il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale. Ciò non permette di prevedere con settimane di anticipo ogni singolo temporale, depressione o ciclone, ma consente di individuare le regioni nelle quali la variabilità ad alta frequenza potrebbe intensificarsi. La previsione della QBWO può a sua volta migliorare la stima delle transizioni tra fasi monsoniche, delle precipitazioni persistenti e delle finestre favorevoli alla ciclogenesi.
Nel complesso, la Figura 17 dimostra che la struttura della convezione estiva boreale nasce dall’interazione tra oscillazioni con scale temporali differenti. La BSISO fornisce un inviluppo lento e geograficamente esteso, mentre la QBWO introduce impulsi più rapidi che organizzano la convezione, le precipitazioni e i vortici su periodi di circa due settimane. Nella fase 4, il massimo dell’attività quasi bisettimanale si concentra soprattutto sul settore settentrionale dell’Oceano Indiano; nella fase 6, esso si sposta verso il Sud-est asiatico e il Pacifico nord-occidentale, mentre l’attività diminuisce sull’Oceano Indiano equatoriale. Questa progressione mostra che la BSISO non influenza soltanto il segno delle anomalie convettive, ma anche l’intensità della variabilità incorporata al loro interno. Comprendere tale modulazione è essenziale per collegare le lente oscillazioni intrastagionali agli episodi meteorologici che producono concretamente piogge intense, pause monsoniche, sistemi di bassa pressione e cicloni tropicali, e rappresenta quindi uno dei passaggi fondamentali per migliorare la previsione subseasonal del monsone asiatico.
c. Oscillazione quasi-bisettimanale
L’oscillazione quasi-bisettimanale, generalmente indicata con l’acronimo QBWO dall’espressione inglese Quasi-Biweekly Oscillation, rappresenta una delle principali componenti della variabilità atmosferica intrastagionale che caratterizza il sistema monsonico asiatico durante l’estate boreale. La sua periodicità tipica è compresa approssimativamente tra 10 e 20 giorni, sebbene in letteratura siano state adottate bande leggermente differenti, come 10–25, 12–20 oppure 10–30 giorni, in funzione dell’area geografica, della variabile meteorologica analizzata e della metodologia di filtraggio utilizzata. La QBWO occupa pertanto una posizione intermedia fra la variabilità sinottica, associata a depressioni, cicloni tropicali e sistemi convettivi della durata di pochi giorni, e la variabilità intrastagionale a frequenza più bassa, rappresentata dalla Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, o BSISO, i cui cicli dominanti si sviluppano generalmente su periodi dell’ordine di 25–60 giorni. Tale distinzione temporale non implica tuttavia che i due fenomeni siano indipendenti: al contrario, la loro sovrapposizione costituisce una delle manifestazioni più significative dell’interazione multiscala all’interno del monsone estivo asiatico. La BSISO definisce infatti l’evoluzione su vasta scala delle anomalie convettive, della circolazione e dell’umidità, mentre la QBWO introduce fluttuazioni più rapide che possono rafforzare, interrompere o anticipare le transizioni fra le fasi attive e quelle di pausa del monsone.
Dal punto di vista spazio-temporale, la QBWO presenta caratteristiche nettamente differenti rispetto alla BSISO. Quest’ultima è contraddistinta soprattutto dalla propagazione verso nord della convezione dall’Oceano Indiano equatoriale verso il subcontinente indiano e il Golfo del Bengala, accompagnata da una propagazione verso nord-ovest nel Pacifico occidentale e da una componente diretta verso est lungo la fascia equatoriale. La QBWO mostra invece frequentemente una propagazione verso ovest o nord-ovest, con anomalie convettive e circolatorie che possono originarsi nel Pacifico tropicale occidentale, attraversare il Mare delle Filippine e il Mar Cinese Meridionale e successivamente raggiungere l’Indocina, il Golfo del Bengala e il settore settentrionale dell’Oceano Indiano. Kikuchi e Wang hanno interpretato una parte di questo comportamento come la manifestazione di perturbazioni assimilabili a onde di Rossby equatoriali accoppiate alla convezione, modificate dalla circolazione media monsonica. Le anomalie associate alla QBWO assumono spesso la forma di una successione di centri ciclonici e anticiclonici orientati lungo un asse nord-ovest–sud-est, con alternanza fra aree di convezione profonda e regioni caratterizzate da subsidenza e convezione soppressa. La struttura osservata non è tuttavia identica in tutte le regioni: essa dipende dalla distribuzione dei venti monsonici, dai gradienti di umidità, dalla posizione della depressione monsonica e dalla configurazione della circolazione anticiclonica dell’alta troposfera asiatica.
La relazione fra QBWO e BSISO deve quindi essere interpretata come un’interazione fra modi atmosferici distinti ma dinamicamente collegati. La BSISO modifica lentamente lo stato di fondo all’interno del quale evolvono le perturbazioni quasi-bisettimanali, alterando la convergenza nei bassi strati, la vorticità ciclonica, il contenuto di vapore acqueo, la stabilità atmosferica e il flusso monsonico sud-occidentale. Quando una fase convettivamente attiva della QBWO si sviluppa all’interno della regione già resa favorevole dalla fase attiva della BSISO, le anomalie dei due modi possono sovrapporsi costruttivamente. In simili circostanze aumentano la convergenza dell’umidità, l’ascendenza troposferica e la probabilità che la convezione si organizzi in sistemi persistenti. Quando, al contrario, la fase attiva della QBWO coincide con una fase soppressa della BSISO, oppure la fase soppressa della QBWO attraversa la regione convettivamente attiva della BSISO, l’interferenza può risultare distruttiva, riducendo temporaneamente le precipitazioni o producendo interruzioni interne a un episodio monsonico altrimenti favorevole. Ne consegue che la precipitazione osservata in un determinato luogo non è necessariamente la risposta di un’unica oscillazione, ma può derivare dalla somma, talvolta non lineare, di anomalie appartenenti a scale temporali differenti.
Questo principio è particolarmente importante per comprendere i cicli attivi e di pausa del monsone estivo indiano. Le fasi attive sono associate a precipitazioni superiori alla norma lungo la depressione monsonica e sull’India centrale, mentre durante le pause monsoniche l’attività convettiva tende a indebolirsi in queste regioni e a spostarsi verso l’Himalaya, l’India nord-orientale e i mari circostanti. Le oscillazioni intrastagionali modulano la struttura della depressione monsonica, l’intensità del getto monsonico nei bassi strati e la vorticità ciclonica necessaria allo sviluppo dei sistemi di bassa pressione. Goswami e collaboratori hanno mostrato che la frequenza dei sistemi di bassa pressione è circa 3,5 volte maggiore durante le fasi attive rispetto alle fasi di pausa e che le traiettorie di tali perturbazioni risultano maggiormente concentrate lungo l’asse della depressione monsonica quando la circolazione intrastagionale rafforza il gradiente meridionale del vento zonale e la vorticità ciclonica. La QBWO, pur operando su una scala più breve rispetto alla BSISO, può pertanto determinare il momento preciso nel quale un ambiente già predisposto dalla variabilità a bassa frequenza diviene favorevole alla ciclogenesi monsonica.
L’importanza dell’allineamento di fase emerge chiaramente anche dalle ricerche dedicate al Bangladesh e al Golfo del Bengala. Hatsuzuka e Fujinami hanno distinto gli episodi attivi della QBWO accompagnati dalla formazione di sistemi di bassa pressione da quelli nei quali non si verificava alcuna genesi ciclonica significativa. I risultati indicano che circa il 65% dei massimi attivi della QBWO associati a sistemi di bassa pressione si verificava nella fase ciclonica e convettivamente favorevole della BSISO. Nei casi privi di sistemi di bassa pressione, invece, circa il 60% dei massimi della QBWO coincideva con la fase anticiclonica o soppressa della BSISO. Ciò dimostra che un’anomalia convettiva quasi-bisettimanale, considerata isolatamente, non è sempre sufficiente a produrre una perturbazione organizzata: la sua efficacia dipende fortemente dalla circolazione di fondo imposta dalla BSISO. Quando quest’ultima intensifica la vorticità ciclonica e la convergenza nei bassi strati sul Golfo del Bengala, le perturbazioni della QBWO possono svilupparsi più facilmente in depressioni monsoniche; in una fase opposta, l’ambiente anticiclonico e la subsidenza possono invece impedire l’organizzazione della convezione nonostante la presenza di un segnale quasi-bisettimanale.
La relazione fra i due modi non deve tuttavia essere concepita esclusivamente in termini di rinforzo reciproco. Le analisi condotte sul Mar Cinese Meridionale hanno evidenziato che l’intensità della variabilità quasi-bisettimanale e quella delle oscillazioni di 30–50 o 30–60 giorni possono risultare anticorrelate sulla scala interannuale. In alcune estati domina quindi la QBWO, mentre in altre una quota maggiore della varianza convettiva è concentrata nella banda temporale più lenta. Kajikawa e Yasunari hanno mostrato che entrambe le componenti costituiscono caratteristiche fondamentali della variabilità intrastagionale del monsone del Mar Cinese Meridionale, ma che la loro rilevanza relativa cambia sensibilmente da un anno all’altro. Yang e collaboratori hanno successivamente documentato un cambiamento anticorrelato dell’intensità dei modi quasi-bisettimanale e di 30–50 giorni durante giugno e luglio, collegandolo alle variazioni della circolazione media, del vertical wind shear e della convezione tropicale. L’anticorrelazione interannuale non contraddice necessariamente il rinforzo locale riscontrato durante singoli eventi: i due risultati descrivono scale di analisi differenti. All’interno di una determinata estate, una fase attiva della BSISO può intensificare temporaneamente la QBWO; confrontando estati differenti, invece, la configurazione atmosferica e oceanica di fondo può favorire prevalentemente uno dei due intervalli di periodicità.
Per identificare quantitativamente questa modulazione, lo studio utilizza la trasformata wavelet, seguendo la metodologia sviluppata da Torrence e Compo. A differenza dell’analisi spettrale di Fourier convenzionale, che descrive la distribuzione media della varianza fra le diverse frequenze ma non localizza con precisione quando un’oscillazione diviene più o meno intensa, la trasformata wavelet conserva simultaneamente l’informazione temporale e quella relativa alla scala. Applicando la trasformata a ogni punto della griglia atmosferica è quindi possibile determinare in quali periodi e in quali regioni l’energia associata alla banda di 10–20 giorni risulti amplificata. La potenza wavelet mediata sulle scale comprese fra 10 e 20 giorni costituisce, in questo contesto, una misura dell’attività locale della QBWO: valori superiori alla climatologia indicano che le fluttuazioni quasi-bisettimanali sono particolarmente intense, mentre valori negativi segnalano una riduzione della loro varianza. Questo approccio consente di evitare una rappresentazione eccessivamente statica del fenomeno, mettendo in evidenza il carattere intermittente della QBWO, la cui ampiezza può aumentare o diminuire durante il passaggio delle diverse fasi della BSISO.
I compositi rappresentati nella Figura 17 mostrano le anomalie della potenza wavelet della QBWO durante le fasi 4 e 6 della BSISO. In entrambe le configurazioni la convezione associata alla BSISO forma una fascia inclinata che collega il settore settentrionale dell’Oceano Indiano al Pacifico nord-occidentale, riflettendo la natura non puramente zonale della propagazione estiva. Nella fase 4, il nucleo convettivo principale si trova nel settore settentrionale dell’Oceano Indiano, comprendendo il Mar Arabico, l’India meridionale e il Golfo del Bengala. Nella fase 6, il massimo convettivo si è invece spostato verso il Mar Cinese Meridionale, il Mare delle Filippine e il Pacifico tropicale occidentale. Il risultato fondamentale è che le anomalie positive della potenza wavelet di 10–20 giorni tendono a sovrapporsi alle aree nelle quali la convezione della BSISO è attiva, mentre una riduzione dell’attività quasi-bisettimanale compare generalmente nelle regioni caratterizzate da convezione soppressa. La BSISO sembra dunque esercitare una funzione di modulazione spaziale, creando finestre geografiche e temporali favorevoli allo sviluppo della QBWO.
Tale corrispondenza può essere spiegata attraverso diversi processi fisici complementari. Nella fase convettivamente attiva della BSISO, l’aumento dell’umidità troposferica riduce l’effetto stabilizzante dell’entrainment di aria secca sulle nubi profonde, mentre la convergenza nei bassi strati favorisce l’accumulo di vapore acqueo e la crescita dei sistemi convettivi. La circolazione ciclonica associata produce inoltre anomalie di vorticità che possono interagire con le perturbazioni quasi-bisettimanali provenienti da est. In presenza di un intenso flusso monsonico occidentale, l’advezione dell’umidità e della vorticità può sostenere la propagazione delle anomalie verso ovest o nord-ovest. Nelle fasi soppresse, al contrario, la divergenza nei bassi strati, la subsidenza e la riduzione dell’umidità limitano la capacità delle perturbazioni della QBWO di organizzare convezione profonda. Analisi recenti sottolineano inoltre che il ruolo relativo dell’advezione della vorticità, dell’advezione dell’umidità e dello stretching planetario cambia in funzione dello stato del flusso medio e del grado di umidità ambientale, confermando che la QBWO non può essere descritta come un’onda atmosferica invariabile e indipendente dal contesto monsonico.
La modulazione risulta particolarmente evidente nel Mar Arabico, nel Golfo del Bengala, nel Mar Cinese Meridionale e nel Mare delle Filippine, vale a dire nelle regioni nelle quali la varianza climatologica della QBWO è più elevata. In questi bacini la presenza di acque superficiali calde, elevato contenuto di umidità, forti gradienti della circolazione monsonica e frequenti perturbazioni cicloniche crea condizioni favorevoli all’amplificazione delle oscillazioni di 10–20 giorni. Kikuchi e Wang hanno mostrato che, durante l’estate boreale, le anomalie quasi-bisettimanali sono particolarmente pronunciate nelle fasce tropicali e subtropicali comprese approssimativamente fra 10° e 30° di latitudine. Nel Pacifico occidentale, la QBWO è spesso caratterizzata da una sequenza di vortici e anomalie convettive dirette verso nord-ovest; nel Golfo del Bengala può invece interagire con la depressione monsonica, con le perturbazioni provenienti dal Pacifico e con la migrazione verso nord della convezione associata alla BSISO. Questa differenziazione regionale spiega perché, nella Figura 17, la risposta della potenza wavelet non sia uniforme lungo tutta la fascia convettiva, ma presenti massimi concentrati nei principali centri climatologici della variabilità quasi-bisettimanale.
Nel Mar Cinese Meridionale la QBWO raggiunge ampiezze particolarmente elevate e può modificare sensibilmente gli scambi energetici fra oceano e atmosfera. Uno studio basato sugli eventi osservati durante l’estate 2019 ha identificato due configurazioni principali della QBWO e ha documentato anomalie molto intense della radiazione e dei flussi energetici superficiali. Il passaggio delle fasi attive e soppresse modifica infatti la copertura nuvolosa, la radiazione solare incidente, il vento superficiale, l’evaporazione e il flusso di calore latente. L’oceano non costituisce quindi soltanto una superficie passiva: le variazioni della temperatura dello strato di mescolamento e dei flussi aria-mare possono contribuire a regolare l’umidità e l’instabilità disponibili per le fasi successive dell’oscillazione. Questa componente accoppiata è potenzialmente importante soprattutto nelle condizioni di vento debole, quando il riscaldamento solare può produrre anomalie relativamente rapide della temperatura superficiale marina.
Un’analoga interazione con l’oceano è stata osservata nel Golfo del Bengala, dove la QBWO modula non soltanto i venti, la nuvolosità e le precipitazioni, ma anche la salinità superficiale. Le osservazioni ottenute mediante ormeggi oceanografici nel settore settentrionale del bacino hanno evidenziato variazioni della salinità dell’ordine di diversi practical salinity units sulle scale quasi-bisettimanali. Tali oscillazioni sono legate alla combinazione di precipitazioni intense, apporti fluviali, trasporto orizzontale e rimescolamento indotto dal vento. Poiché la salinità controlla la densità e la stratificazione dello strato oceanico superiore, le anomalie associate alla QBWO possono modificare la profondità dello strato di mescolamento e la quantità di calore disponibile per l’atmosfera. Si crea così un potenziale meccanismo di retroazione: la convezione modifica i flussi e la struttura oceanica, mentre le anomalie oceaniche influenzano la successiva evoluzione della convezione.
La QBWO possiede inoltre importanti connessioni con la circolazione dell’alta troposfera. L’anticiclone dell’Asia meridionale, spesso definito South Asian High, oscilla fra una configurazione maggiormente centrata sull’altopiano iranico e una localizzata sopra l’altopiano tibetano. Analisi dedicate alla sua variabilità intrastagionale hanno mostrato che lo spostamento zonale dell’anticiclone è dominato proprio dalla periodicità di 10–20 giorni. Tale oscillazione collega le variazioni delle precipitazioni del monsone indiano a quelle dell’Asia orientale: lo spostamento verso est dell’alta pressione in quota segue di circa un giorno una diminuzione delle precipitazioni sull’India settentrionale e precede di alcuni giorni un aumento delle precipitazioni nella valle dello Yangtze. La QBWO deve pertanto essere interpretata come una struttura tridimensionale che coinvolge la convezione tropicale, la circolazione monsonica nei bassi strati e la risposta dell’alta troposfera, con potenziali ripercussioni su regioni molto distanti dal luogo nel quale la perturbazione convettiva viene inizialmente osservata.
Anche la ciclogenesi tropicale nel Pacifico nord-occidentale risente marcatamente della QBWO. Un numero maggiore di cicloni tende a formarsi durante la fase convettivamente attiva dell’oscillazione, quando prevalgono anomalie cicloniche nei bassi strati, maggiore umidità nella media troposfera e condizioni più favorevoli all’organizzazione della convezione. Durante la fase soppressa, la circolazione anticiclonica e l’aria più secca riducono invece la probabilità di genesi. L’influenza della QBWO sulla ciclogenesi non è indipendente dalla BSISO: quando le fasi attive dei due modi coincidono sul Pacifico occidentale, il segnale favorevole può risultare particolarmente intenso, mentre una loro opposizione di fase può attenuare la risposta. Questa sovrapposizione contribuisce a spiegare perché i cicloni tropicali possano concentrarsi in determinati intervalli temporali, anziché distribuirsi uniformemente nel corso della stagione.
Nel complesso, la Figura 17 fornisce una prova osservativa del fatto che la BSISO non controlla soltanto la distribuzione diretta della convezione e delle precipitazioni, ma modula anche l’ampiezza di una componente intrastagionale più rapida. La relazione assume pertanto una struttura gerarchica: la BSISO modifica lentamente l’ambiente dinamico e termodinamico su scala planetaria e regionale; la QBWO evolve all’interno di tale ambiente, concentrando o riducendo l’attività convettiva su intervalli di 10–20 giorni; i sistemi di bassa pressione, le depressioni monsoniche, i cicloni tropicali e i complessi convettivi si sviluppano infine su scale sinottiche ancora più brevi. L’evoluzione delle precipitazioni monsoniche deriva dall’interazione fra questi livelli, piuttosto che dall’azione isolata di un singolo modo atmosferico.
Questa interpretazione possiede conseguenze rilevanti per la previsione subseasonal-to-seasonal. Una corretta rappresentazione della fase e della propagazione della BSISO potrebbe fornire informazioni preliminari sulle regioni nelle quali l’attività della QBWO ha maggiori probabilità di intensificarsi nelle settimane successive. A sua volta, il monitoraggio della QBWO può aiutare a precisare il momento di insorgenza di una fase attiva o di pausa, la formazione di sistemi di bassa pressione e il rischio di precipitazioni persistenti. Tuttavia, la capacità dei modelli numerici di riprodurre contemporaneamente la BSISO, la QBWO, i sistemi sinottici e le retroazioni con l’oceano rimane limitata. Errori nella distribuzione dell’umidità, nella convezione parametrizzata, nella circolazione monsonica media o nella temperatura superficiale marina possono alterare la propagazione e l’ampiezza di entrambe le oscillazioni. La comprensione della loro interazione costituisce pertanto un passaggio essenziale non soltanto per descrivere la variabilità monsonica, ma anche per migliorare la previsione di piogge estreme, siccità intrastagionali, depressioni monsoniche e cicloni tropicali su scale temporali comprese fra alcuni giorni e diverse settimane.
4.3 Influenza della BSISO sulle regioni extratropicali
L’influenza esercitata dalla Boreal Summer Intraseasonal Oscillation sulle regioni extratropicali costituisce uno degli aspetti più complessi e ancora meno esplorati della variabilità climatica subseasonal durante l’estate boreale. Mentre le teleconnessioni associate alla Madden–Julian Oscillation sono state oggetto di un numero molto elevato di studi, soprattutto in relazione alla circolazione invernale dell’emisfero settentrionale, alla Pacific–North American pattern e alla North Atlantic Oscillation, la risposta extratropicale alla BSISO è rimasta a lungo relativamente poco documentata. Questa differenza deriva in parte dalla maggiore complessità spazio-temporale della BSISO, la cui convezione non si limita a propagarsi verso est lungo l’equatore, ma migra anche verso nord sull’Oceano Indiano settentrionale e sul Pacifico nord-occidentale, interagendo con il monsone asiatico, con il getto subtropicale e con una molteplicità di sistemi atmosferici regionali. Di conseguenza, la localizzazione della sorgente di riscaldamento tropicale cambia sensibilmente nel corso del ciclo della BSISO e produce risposte extratropicali differenti a seconda della fase dell’oscillazione. La revisione di Kikuchi sottolinea proprio questa forte dipendenza dalla fase e propone di interpretare le teleconnessioni della BSISO attraverso due configurazioni principali: una associata alla convezione sull’Oceano Indiano settentrionale e sul subcontinente indiano, l’altra legata alla convezione sul Pacifico nord-occidentale.
Il concetto di teleconnessione atmosferica indica una relazione statisticamente e dinamicamente coerente fra anomalie della circolazione localizzate in regioni geograficamente lontane. Nel caso della BSISO, la convezione tropicale profonda agisce come una sorgente di riscaldamento diabatico: la condensazione del vapore acqueo all’interno dei sistemi nuvolosi libera calore latente, altera la distribuzione della temperatura nella colonna atmosferica e genera divergenza nella troposfera superiore. Questa divergenza interagisce con il gradiente meridionale della vorticità planetaria e con la vorticità assoluta del flusso medio, producendo una sorgente di onde di Rossby. Le onde così generate possono propagarsi dalle regioni tropicali e subtropicali verso le medie e alte latitudini, dando origine a sequenze di anomalie cicloniche e anticicloniche riconoscibili nei campi dell’altezza geopotenziale. La risposta non dipende soltanto dall’intensità della convezione, ma anche dalla sua posizione rispetto ai venti occidentali subtropicali, dalla struttura verticale del riscaldamento, dal gradiente di vorticità potenziale e dalla configurazione del flusso atmosferico di fondo. La teoria classica sviluppata da Hoskins e Karoly e successivamente estesa negli studi sulle guide d’onda mostra infatti che una medesima sorgente tropicale può produrre risposte molto diverse quando cambia la posizione o l’intensità delle correnti a getto.
La Figura 18 rappresenta queste teleconnessioni mediante compositi delle anomalie dell’altezza geopotenziale a 200 hPa, un livello atmosferico situato nella troposfera superiore e particolarmente adatto a identificare la risposta ondulatoria associata alla convezione tropicale. Le anomalie positive dell’altezza geopotenziale corrispondono generalmente a una circolazione anticiclonica in quota, mentre le anomalie negative sono associate a una circolazione ciclonica. La successione spaziale di centri positivi e negativi costituisce un treno di onde di Rossby e permette di seguire il percorso lungo il quale l’energia della perturbazione viene trasferita. È importante precisare che tali mappe composite non rappresentano il movimento materiale di una singola massa d’aria dai tropici alle alte latitudini. Esse descrivono piuttosto la propagazione dell’energia e della fase ondulatoria attraverso il flusso atmosferico medio, analogamente a quanto avviene quando una perturbazione genera una risposta a distanza lungo una guida d’onda. La significatività e la geometria dei compositi dipendono quindi dall’allineamento degli eventi rispetto alla fase della BSISO, dalla stagione considerata e dalla persistenza della circolazione media.
Durante la fase 4 della BSISO, il principale centro della convezione si trova sopra l’Oceano Indiano settentrionale e nelle vicinanze del subcontinente indiano. In questa configurazione, la Figura 18a mostra un treno d’onda che si estende dall’Asia meridionale verso l’Asia orientale e il Pacifico settentrionale. Strutture analoghe erano già state individuate negli studi sulla variabilità intrastagionale del monsone indiano, nei quali le anomalie convettive sull’India nord-occidentale e sul settore settentrionale dell’Oceano Indiano risultavano accoppiate a una sequenza di anomalie geopotenziali distribuite lungo l’Eurasia. Ding e Wang hanno mostrato l’esistenza di una variazione intrastagionale congiunta fra la convezione monsonica dell’India nord-occidentale e un treno di onde di Rossby eurasiatico. Il flusso ondulatorio, una volta generato o rinforzato nella regione monsonica, può proseguire verso est lungo il getto occidentale asiatico e influenzare la circolazione sull’Asia orientale.
Il getto asiatico svolge in questo processo la funzione di guida d’onda. Durante l’estate, i forti venti occidentali della troposfera superiore si estendono dal Mediterraneo orientale e dall’Asia centrale fino alla Cina e al Pacifico nord-occidentale. I marcati gradienti meridionali di vorticità potenziale presenti sui fianchi del getto tendono a confinare e orientare le onde di Rossby, favorendone la propagazione prevalentemente zonale. Le perturbazioni possono quindi mantenere una struttura coerente mentre attraversano l’Eurasia, producendo centri alternati di alta e bassa pressione in quota. La posizione del getto non è però fissa: migrazioni latitudinali, variazioni di intensità o interruzioni della corrente possono deviare, attenuare o amplificare il treno d’onda. È per questo motivo che la teleconnessione associata a una determinata fase della BSISO non si ripete in modo identico in ogni evento. La letteratura sulle guide d’onda troposferiche evidenzia inoltre che i getti estivi sono generalmente più deboli e meno continui rispetto a quelli invernali; pertanto, le teleconnessioni estive possono risultare più regionali, intermittenti e sensibili alle condizioni atmosferiche iniziali.
La configurazione osservata durante la fase 4 presenta affinità con il cosiddetto Silk Road Pattern e con la componente asiatica della teleconnessione circumglobale estiva. Questi schemi sono caratterizzati da anomalie di circolazione quasi stazionarie distribuite lungo il getto subtropicale eurasiatico e possono influenzare temperature, precipitazioni, persistenza degli anticicloni e posizione delle saccature dalle regioni euro-mediterranee fino all’Estremo Oriente. Non è tuttavia corretto identificare automaticamente ogni treno d’onda prodotto dalla BSISO con il Silk Road Pattern completo: il grado di somiglianza dipende dalla lunghezza del treno d’onda, dalla posizione dei suoi centri e dal contributo della dinamica extratropicale interna. La convezione monsonica può agire da forzante iniziale o da elemento di rinforzo, mentre l’amplificazione successiva può dipendere dall’instabilità barotropica e baroclina del getto. La relazione può inoltre essere bidirezionale, poiché le perturbazioni extratropicali che raggiungono l’Asia meridionale possono modificare la divergenza in quota, la stabilità atmosferica e la stessa convezione monsonica. Lo studio di Ding e Wang descrive infatti un accoppiamento nel quale il treno d’onda rafforza l’anomalia anticiclonica superiore e la convezione sull’India nord-occidentale, mentre la sorgente termica monsonica contribuisce contemporaneamente al mantenimento dell’onda.
Quando la BSISO avanza verso la fase 6 e il centro convettivo principale raggiunge il Pacifico nord-occidentale, la struttura della risposta extratropicale cambia sostanzialmente. La Figura 18b mostra una configurazione caratterizzata da anomalie anticicloniche sopra la Cina orientale e il Giappone e da anomalie cicloniche più a nord, in direzione del Mare di Okhotsk. Tale distribuzione ricorda il Pacific–Japan pattern, definito originariamente da Nitta, e l’analogo schema East Asia/Pacific descritto da Huang. Il PJ pattern costituisce una delle più importanti modalità di teleconnessione estiva dell’Asia orientale e collega le variazioni della convezione tropicale presso le Filippine e il Pacifico occidentale con le anomalie della circolazione sulle medie latitudini dell’Estremo Oriente. Nella sua configurazione canonica, le anomalie tendono a disporsi lungo una direttrice meridionale o nord-orientale, collegando il settore tropicale del Pacifico occidentale, il Giappone e le regioni subartiche del Pacifico settentrionale.
La convezione attiva sul Pacifico nord-occidentale produce divergenza nella troposfera superiore e anomalie di vorticità che possono eccitare una risposta ondulatoria diretta verso nord. A seconda del segno dell’anomalia convettiva, della posizione rispetto al getto e della struttura del flusso medio, si sviluppano anomalie anticicloniche o cicloniche sull’Asia orientale. Nel composito della fase 6 descritto da Kikuchi, l’anomalia anticiclonica sopra la Cina orientale e il Giappone può favorire subsidenza, riduzione della nuvolosità e maggiore radiazione solare incidente, creando condizioni favorevoli a temperature superficiali elevate. Contemporaneamente, l’anomalia ciclonica sul Mare di Okhotsk può modificare il trasporto di aria fresca, la posizione del fronte di Baiu-Meiyu e il gradiente barico sull’Estremo Oriente. La risposta concreta al suolo dipende tuttavia dalla collocazione esatta dei centri di circolazione e dalla sovrapposizione con le anomalie del monsone dell’Asia orientale.
Il Pacific–Japan pattern non è prodotto esclusivamente dalla BSISO. Può essere eccitato anche dalla QBWO, da anomalie convettive tropicali più brevi, da cicloni tropicali e da variazioni della temperatura superficiale marina. Fukutomi e Yasunari hanno associato alcune configurazioni PJ alla variabilità quasi-bisettimanale, mentre studi successivi hanno mostrato che persino uno o due tifoni sufficientemente intensi possono comportarsi come sorgenti localizzate di riscaldamento diabatico e generare una risposta ondulatoria capace di influenzare il tempo sul Giappone. Ciò evidenzia una relazione multiscala: la BSISO predispone l’ambiente tropicale su periodi di alcune settimane, modula la convezione e la ciclogenesi, mentre i sistemi sinottici sviluppatisi al suo interno possono contribuire ulteriormente alla forzante del PJ pattern. Non sempre è quindi possibile separare nettamente la teleconnessione direttamente prodotta dalla convezione della BSISO da quella mediata dai cicloni tropicali o dalle perturbazioni di scala sinottica.
La struttura verticale delle onde costituisce un altro elemento fondamentale. Una perturbazione barotropica mantiene approssimativamente lo stesso segno e la stessa posizione orizzontale lungo gran parte della troposfera, mentre una struttura baroclina presenta variazioni di ampiezza o inclinazioni di fase con la quota. Le teleconnessioni extratropicali di grande scala vengono spesso interpretate soprattutto come risposte barotropiche, perché le componenti barocline direttamente associate alla convezione tropicale tendono a essere maggiormente confinate alle basse latitudini. Tuttavia, il PJ pattern estivo può presentare una struttura baroclina o una trasformazione progressiva da baroclina a barotropica durante la propagazione. Kosaka e Nakamura hanno mostrato che la configurazione PJ può possedere un’inclinazione verticale nord-occidentale, collegata al contrasto termico fra il continente eurasiatico riscaldato e il Pacifico relativamente più freddo. Gli studi sui tifoni indicano inoltre che una risposta inizialmente baroclina vicino alla sorgente convettiva può assumere caratteristiche più barotropiche procedendo verso le medie latitudini.
La capacità della BSISO di eccitare contemporaneamente componenti barotropiche e barocline è favorita dal forte vertical wind shear che caratterizza il monsone estivo asiatico. Nei bassi strati prevalgono generalmente venti occidentali monsonici, mentre nella troposfera superiore sono presenti venti orientali tropicali e, più a nord, il getto occidentale subtropicale. Questo assetto verticale modifica la risposta dinamica al riscaldamento convettivo e consente alle anomalie di vorticità e divergenza di interagire con più tipi di onde. La componente baroclina è importante per la struttura locale della circolazione tropicale e subtropicale; quella barotropica è più efficace nel trasmettere il segnale a grande distanza. La distinzione non è comunque assoluta, poiché conversioni energetiche, interazioni con il flusso medio e instabilità del getto possono trasformare la struttura verticale della perturbazione durante il suo sviluppo.
Le teleconnessioni associate alla BSISO hanno conseguenze dirette sulla probabilità di precipitazioni estreme nella Cina meridionale. Hsu, Lee e Ha hanno dimostrato che i due principali modi della BSISO modulano in maniera distinta la frequenza e la distribuzione spaziale degli estremi pluviometrici. Questa modulazione avviene attraverso variazioni della convergenza dell’umidità, della circolazione monsonica, dell’anticiclone subtropicale del Pacifico occidentale e della posizione delle fasce convettive. Nelle fasi favorevoli, anomalie cicloniche nei bassi strati e intensi flussi meridionali o sud-occidentali trasportano aria calda e umida verso la Cina meridionale, mentre la divergenza in quota sostiene l’ascendenza. La persistenza della configurazione intrastagionale può produrre episodi di precipitazione prolungati, particolarmente pericolosi nei bacini fluviali densamente popolati.
Le successive analisi dedicate alla Cina sud-orientale hanno confermato che la BSISO rappresenta una fonte rilevante di prevedibilità per le precipitazioni estreme su intervalli compresi approssimativamente fra dieci e trenta giorni. Ren e collaboratori hanno esaminato sia l’impatto osservato sia la capacità previsionale del modello CFSv2, mostrando che le fasi della BSISO possono essere utilizzate per individuare finestre temporali nelle quali la probabilità di piogge estreme aumenta sensibilmente. Studi più recenti sulle oscillazioni intrastagionali meridionali dell’Asia orientale hanno inoltre collegato alcune fasi a incrementi superiori al normale della probabilità di precipitazioni intense lungo la costa della Cina meridionale e nella valle dello Yangtze, attraverso spostamenti del getto occidentale dell’Asia orientale e modificazioni della circolazione subtropicale.
Una ricerca pubblicata nel 2026 ha ulteriormente distinto i modi intrastagionali responsabili degli episodi persistenti di precipitazione estrema sulla Cina meridionale, mostrando che tali eventi si concentrano in particolari fasi della BSISO1 e della BSISO2. Il risultato conferma che non è sufficiente considerare genericamente la presenza della BSISO: occorre conoscere il modo dominante, la fase e la traiettoria di propagazione. Le anomalie convettive che avanzano verso nord dall’area equatoriale modificano infatti il campo di pressione, il trasporto di umidità e la posizione dei sistemi monsonici in maniera differente a seconda della loro scala temporale. Questa distinzione possiede importanti implicazioni operative, perché permette di collegare un indice intrastagionale tropicale alla probabilità regionale di eventi pluviometrici persistenti.
L’influenza della BSISO non riguarda soltanto le precipitazioni, ma anche le ondate di calore dell’Asia monsonica. Hsu e collaboratori hanno analizzato il periodo 1981–2007, rilevando una marcata variabilità intrastagionale della temperatura superficiale e della frequenza delle ondate di calore sull’India centrale, nella valle dello Yangtze, in Giappone e nella Penisola coreana. I due modi principali, BSISO1 con periodicità di circa 30–60 giorni e BSISO2 con periodicità di circa 10–30 giorni, contribuiscono in maniera differente alla formazione delle anomalie termiche. Nelle fasi caratterizzate da circolazione anticiclonica e moto discendente, la soppressione delle nubi aumenta la radiazione solare assorbita dalla superficie; contemporaneamente, la subsidenza produce riscaldamento adiabatico e può ridurre l’umidità del suolo attraverso una maggiore evaporazione. Questi processi favoriscono l’accumulo di calore e, quando persistono per diversi giorni, aumentano la probabilità di un’ondata di calore.
Sul Giappone e sulla Corea, la relazione con le ondate di calore è strettamente collegata alla risposta PJ/EAP. Un’anomalia anticiclonica in quota e nei livelli medio-bassi può intensificare la subsidenza, deviare verso nord le perturbazioni e ridurre le precipitazioni. Il trasporto orizzontale di aria calda da sud o da ovest può sommarsi al riscaldamento radiativo locale, mentre la persistenza dell’alta pressione limita il raffreddamento prodotto dal passaggio dei sistemi frontali. Le anomalie termiche non sono quindi una semplice conseguenza locale della riduzione delle nubi, ma il risultato dell’interazione fra dinamica tropicale, onde di Rossby, circolazione monsonica e bilancio energetico della superficie. La distribuzione delle temperature dipende inoltre dall’orografia, dalla vicinanza dell’oceano e dallo stato precedente del suolo, fattori che possono amplificare o attenuare la risposta alla medesima fase della BSISO.
Uno studio pubblicato nel 2025 sulla Corea del Sud ha confermato che i due intervalli temporali della BSISO influenzano in modo differente temperatura e precipitazioni, evidenziando come gli effetti regionali dipendano dalla combinazione delle fasi dei due modi. Ciò rafforza l’idea che gli impatti extratropicali non possano essere descritti mediante una semplice alternanza fra fase attiva e fase soppressa. In alcuni casi le componenti lenta e veloce si rinforzano reciprocamente, generando anomalie particolarmente intense; in altri casi agiscono in opposizione, riducendo il segnale complessivo.
Gli impatti della BSISO possono estendersi anche oltre l’Asia orientale. Moon e collaboratori hanno studiato le teleconnessioni associate all’oscillazione intrastagionale dei monsoni estivi dell’emisfero settentrionale, distinguendo centri convettivi sull’Oceano Indiano, sul Pacifico nord-occidentale e nel dominio monsonico nordamericano. I risultati indicano che diverse localizzazioni della convezione producono treni d’onda e risposte extratropicali differenti. La propagazione può interessare il Pacifico settentrionale, il Nord America e, in determinate configurazioni, altri settori dell’emisfero. La risposta remota dipende tuttavia fortemente dalla struttura del flusso medio e può essere meno robusta rispetto alle teleconnessioni invernali della MJO.
L’eventuale influenza sulle regioni polari richiede particolare cautela interpretativa. La letteratura più consolidata riguarda soprattutto la capacità delle oscillazioni tropicali di generare onde di Rossby che raggiungono le alte latitudini, ma l’attribuzione diretta alla BSISO è più difficile rispetto alla MJO invernale. Ricerche recenti hanno iniziato a esplorare il collegamento fra la BSISO e la stratosfera polare dell’emisfero meridionale, indicando che differenti fasi dell’oscillazione possono essere associate a configurazioni distinte delle onde planetarie e della circolazione stratosferica. Altri studi hanno esaminato la relazione opposta, cioè il possibile effetto della concentrazione del ghiaccio marino artico invernale sulla frequenza delle successive fasi estive della BSISO. Questi risultati mostrano che l’interazione tropici–poli può essere bidirezionale e coinvolgere sia la troposfera sia la stratosfera, ma il numero limitato di eventi osservati e la forte variabilità interna impongono prudenza nell’interpretazione causale.
La forte dipendenza dalla fase costituisce il messaggio centrale della Figura 18. Quando la convezione è concentrata sull’Oceano Indiano settentrionale, la sorgente di onde di Rossby è collocata in prossimità del settore occidentale del getto asiatico e tende a generare una risposta prevalentemente zonale estesa dall’Asia meridionale verso il Pacifico settentrionale. Quando la convezione raggiunge il Pacifico nord-occidentale, la risposta assume una struttura maggiormente meridionale, simile al PJ/EAP, collegando le Filippine, la Cina orientale, il Giappone e il Mare di Okhotsk. Non si tratta soltanto di una traslazione verso est dello stesso treno d’onda: cambiano l’orientamento della teleconnessione, la struttura verticale, il rapporto con il getto e gli effetti meteorologici regionali. La fase della BSISO determina quindi non soltanto dove si verifica la convezione tropicale, ma anche quali regioni extratropicali possono risentirne e attraverso quale percorso dinamico.
La risposta extratropicale può essere ulteriormente modificata dall’ENSO, dalle anomalie della temperatura superficiale marina, dalla posizione dell’anticiclone subtropicale del Pacifico occidentale e dallo stato del getto asiatico. Durante differenti fasi di El Niño o La Niña, la convezione della BSISO sul Pacifico occidentale può propagarsi lungo percorsi diversi e raggiungere longitudini differenti, alterando la posizione della sorgente di onde di Rossby. Anche la modalità di propagazione della BSISO non è unica: studi recenti hanno distinto eventi canonici diretti verso nord-est, eventi con dipolo meridionale ed episodi caratterizzati da espansione verso est. Queste diversità producono risposte differenti dei cicloni tropicali, delle precipitazioni dell’Asia orientale e presumibilmente delle teleconnessioni extratropicali.
Un altro limite deriva dalla sovrapposizione fra forzante tropicale e variabilità extratropicale interna. I treni d’onda lungo il getto asiatico possono svilupparsi spontaneamente per instabilità del flusso medio o essere innescati da perturbazioni provenienti dall’Atlantico settentrionale, dall’Europa o dall’Asia centrale. Se una simile onda raggiunge l’Asia meridionale contemporaneamente a una fase della BSISO, essa può intensificare o sopprimere la convezione, creando un’apparente relazione nella quale la direzione causale non è univoca. Per distinguere le due componenti sono necessari diagnostici del flusso di attività ondulatoria, analisi della sorgente di onde di Rossby, esperimenti numerici nei quali il riscaldamento tropicale viene imposto e confronti fra grandi insiemi di simulazioni. Le semplici correlazioni o i compositi, pur essendo utili per riconoscere le configurazioni ricorrenti, non dimostrano da soli che la BSISO sia l’unica causa della risposta extratropicale.
La prevedibilità della BSISO rende comunque queste teleconnessioni particolarmente importanti per le previsioni subseasonal-to-seasonal. Se un modello riesce a rappresentare correttamente la fase, l’ampiezza e la propagazione della convezione tropicale, può fornire indicazioni anticipate sulla probabilità di anomalie della circolazione in Asia orientale con una o più settimane di anticipo. Ciò potrebbe tradursi in una maggiore capacità di prevedere periodi favorevoli a precipitazioni persistenti nella Cina meridionale, ondate di calore in Giappone e Corea, variazioni del fronte monsonico e modificazioni dell’attività ciclonica nel Pacifico nord-occidentale. La BSISO è infatti considerata una delle principali sorgenti tropicali di prevedibilità estiva sulla scala subseasonal, sebbene la qualità delle previsioni dipenda dalla capacità dei modelli di simulare la convezione, l’interazione atmosfera–oceano e il collegamento con i getti extratropicali.
Gli errori modellistici possono accumularsi lungo l’intera catena causale. Una rappresentazione imprecisa dell’umidità tropicale o dei flussi aria–mare può alterare la propagazione della BSISO; una posizione errata della convezione modifica la sorgente di onde di Rossby; un getto asiatico troppo debole, troppo forte o spostato in latitudine cambia il percorso della teleconnessione; infine, errori nella copertura nuvolosa, nell’umidità del suolo e nei flussi superficiali possono deformare la risposta delle temperature e delle precipitazioni. Non è pertanto sufficiente che un modello riproduca un indice generale della BSISO: deve simulare correttamente la struttura tridimensionale della convezione e della circolazione, nonché lo stato extratropicale nel quale le onde si propagano.
Nel complesso, l’influenza della BSISO sulle regioni extratropicali dimostra che la variabilità monsonica tropicale non costituisce un fenomeno geograficamente confinato. Le anomalie convettive dell’Oceano Indiano e del Pacifico nord-occidentale possono modificare la circolazione atmosferica a migliaia di chilometri di distanza mediante l’eccitazione e la propagazione delle onde di Rossby. La Figura 18 sintetizza due percorsi dinamici fondamentali: il primo collega la convezione sull’India e sull’Oceano Indiano settentrionale a un treno d’onda che segue il getto asiatico verso l’Asia orientale e il Pacifico settentrionale; il secondo collega la convezione sul Pacifico nord-occidentale al pattern Pacific–Japan/East Asia–Pacific, con anomalie anticicloniche sulla Cina orientale e sul Giappone e anomalie cicloniche verso il Mare di Okhotsk. Questi schemi contribuiscono a modulare precipitazioni estreme, ondate di calore, posizione delle fasce monsoniche e attività dei sistemi sinottici.
La comprensione delle teleconnessioni della BSISO richiede tuttavia di superare una rappresentazione eccessivamente lineare. La risposta varia con la fase e l’intensità dell’oscillazione, con la localizzazione della convezione, con il tipo di evento, con lo stato dell’ENSO, con la configurazione dei getti e con l’attività extratropicale preesistente. Le componenti barotropiche e barocline possono contribuire simultaneamente e la risposta può essere mediata dalla QBWO, dai cicloni tropicali e dalle perturbazioni monsoniche. Proprio questa interazione multiscala spiega perché eventi tropicali apparentemente simili possano produrre conseguenze extratropicali molto differenti. La BSISO deve quindi essere considerata non come una semplice oscillazione delle precipitazioni tropicali, ma come una componente dinamica del sistema atmosferico globale, capace di riorganizzare temporaneamente la circolazione dall’Oceano Indiano fino alle medie e, in determinate circostanze, alle alte latitudini.
Figura 18 – Teleconnessioni extratropicali associate alle fasi 4 e 7 della BSISO
La Figura 18 offre una rappresentazione particolarmente efficace del modo in cui la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, pur avendo origine nella variabilità convettiva delle regioni tropicali, possa influenzare la circolazione atmosferica delle medie e alte latitudini dell’emisfero settentrionale. I due pannelli mostrano i compositi delle anomalie dell’altezza geopotenziale a 200 hPa durante due momenti distinti del ciclo della BSISO: la fase 4, riportata nel pannello a, e la fase 7, rappresentata nel pannello b. Il confronto fra queste configurazioni evidenzia che la risposta extratropicale non è costante durante l’evoluzione dell’oscillazione, ma cambia profondamente quando il principale centro convettivo si trasferisce dall’Oceano Indiano settentrionale verso il Pacifico nord-occidentale. La BSISO deve quindi essere interpretata non soltanto come una migrazione intrastagionale delle precipitazioni monsoniche, ma come una sorgente mobile di riscaldamento atmosferico capace di eccitare onde planetarie e produrre teleconnessioni su scala emisferica. La maggiore complessità della BSISO rispetto alla sua controparte invernale, la Madden–Julian Oscillation, deriva proprio dalla combinazione fra propagazione verso est lungo la fascia equatoriale e propagazione verso nord sull’Oceano Indiano e sul Pacifico occidentale.
Nella figura, le linee nere spesse descrivono le anomalie della radiazione infrarossa uscente, o OLR, utilizzata come indicatore indiretto dell’attività convettiva. Le linee continue corrispondono ad anomalie negative di OLR, con valore di riferimento pari a −5 W m⁻², e delimitano le regioni nelle quali sono presenti sommità nuvolose più fredde, nubi convettive profonde e precipitazioni mediamente più intense. Le linee tratteggiate indicano invece anomalie positive di OLR, pari a circa +5 W m⁻², associate a una riduzione della nuvolosità profonda, a moto discendente e a convezione soppressa. Le linee sottili rappresentano le anomalie dell’altezza geopotenziale a 200 hPa, mentre le colorazioni mettono in evidenza soltanto i valori statisticamente significativi al livello del 99%. Le tonalità rosse identificano anomalie geopotenziali positive e quindi, nell’emisfero settentrionale, una prevalente circolazione anticiclonica nella troposfera superiore; le tonalità blu indicano anomalie negative e una corrispondente circolazione ciclonica. Le lettere H e L facilitano il riconoscimento dei principali centri di alta e bassa geopotenziale, ma non sostituiscono la struttura continua dei campi atmosferici, che deve essere interpretata attraverso l’intera successione delle anomalie.
L’altezza geopotenziale a 200 hPa è particolarmente utile per analizzare le teleconnessioni tropicali-extratropicali perché, in prossimità della tropopausa tropicale e subtropicale, la convezione profonda produce una forte divergenza del vento. Il riscaldamento latente associato alla condensazione del vapore acqueo modifica lo spessore della colonna atmosferica e determina una risposta dinamica che comprende divergenza nella troposfera superiore, convergenza nei bassi strati e anomalie di vorticità. Quando questa divergenza superiore interagisce con la vorticità assoluta e con i gradienti del flusso medio, può formarsi una sorgente di onde di Rossby. L’energia ondulatoria viene quindi trasmessa verso le regioni extratropicali, dove si manifesta attraverso una successione di creste e saccature, ovvero di anomalie positive e negative dell’altezza geopotenziale. Il segnale non rappresenta il semplice movimento della stessa massa d’aria dai tropici verso le alte latitudini, ma la propagazione dell’energia e della fase di una perturbazione atmosferica lungo percorsi preferenziali determinati dalla circolazione media.
Nel pannello a, corrispondente alla fase 4, la convezione attiva della BSISO occupa prevalentemente il settore settentrionale dell’Oceano Indiano, interessando il Mar Arabico, il subcontinente indiano, il Golfo del Bengala e parte del Sud-est asiatico. La fascia convettiva presenta una disposizione obliqua, orientata indicativamente da sud-ovest verso nord-est, coerente con la struttura caratteristica della BSISO durante la sua propagazione verso nord. In questa fase il riscaldamento convettivo è collocato in prossimità del settore meridionale del grande sistema di venti occidentali che attraversa l’Eurasia. La risposta atmosferica superiore assume la forma di un pronunciato treno d’onda che si estende dall’Asia meridionale verso l’Asia orientale e il Pacifico settentrionale. Si osservano infatti centri geopotenziali di segno alternato: un’anomalia positiva sull’Asia meridionale e sud-occidentale, una vasta area negativa fra la Cina, il Pacifico occidentale e le latitudini subtropicali, seguita da nuove anomalie positive più a est e a nord. Tale alternanza rappresenta la firma spaziale di una propagazione delle onde di Rossby lungo il flusso occidentale dell’alta troposfera.
La configurazione della fase 4 è coerente con gli studi classici che hanno collegato la variabilità intrastagionale del monsone indiano alla circolazione delle medie latitudini eurasiatiche. Yasunari riconobbe precocemente che le fasi attive e di pausa del monsone non dipendono esclusivamente da processi tropicali locali, ma possono essere accompagnate da variazioni organizzate della circolazione extratropicale. Ding e Wang individuarono successivamente un modo accoppiato nel quale la convezione monsonica sull’India nord-occidentale e sul Pakistan varia insieme a un treno di onde di Rossby esteso attraverso il continente eurasiatico. La relazione può essere bidirezionale: il riscaldamento monsonico contribuisce a eccitare o rinforzare il treno d’onda, mentre le anomalie della circolazione extratropicale possono modificare la divergenza superiore, la stabilità e l’ascendenza sull’Asia meridionale. La Figura 18 rappresenta pertanto una manifestazione intrastagionale dell’accoppiamento dinamico fra monsone tropicale e circolazione delle medie latitudini, piuttosto che una risposta atmosferica esclusivamente unidirezionale.
Un ruolo essenziale è svolto dal getto asiatico, che durante l’estate boreale si estende dall’area mediterranea e dall’Asia occidentale verso l’Asia orientale e il Pacifico. In prossimità del getto sono presenti forti gradienti meridionali di vorticità potenziale, capaci di confinare parzialmente le perturbazioni e di favorire la loro propagazione longitudinale. Il getto agisce quindi come una guida d’onda atmosferica, indirizzando l’energia delle onde di Rossby verso valle. Gli esperimenti teorici e numerici di Ambrizzi, Hoskins e Hsu mostrarono che le correnti a getto possono concentrare l’attività ondulatoria e determinare percorsi preferenziali per le teleconnessioni; studi successivi hanno applicato questo concetto al getto asiatico e ai treni d’onda estivi che attraversano l’Eurasia. La propagazione osservata nella fase 4 non dipende dunque soltanto dalla presenza della convezione indiana, ma anche dalla posizione, dalla continuità e dall’intensità del getto che riceve la perturbazione tropicale.
La vasta anomalia negativa estesa dall’Asia orientale verso il Pacifico occidentale nel pannello a indica la presenza di una saccatura o di una circolazione ciclonica anomala nella troposfera superiore. Questa struttura è compresa fra anomalie anticicloniche collocate a ovest e più a est, formando un sistema ondulatorio coerente. La distribuzione delle anomalie può modificare la posizione delle fasce frontali, l’andamento delle correnti occidentali e il percorso delle perturbazioni extratropicali. Un’anomalia ciclonica superiore favorisce generalmente un’altezza geopotenziale inferiore alla norma e può essere accompagnata da una maggiore curvatura ciclonica del flusso, mentre le anomalie anticicloniche possono sostenere condizioni più stabili e persistenti. Gli effetti meteorologici al suolo non possono tuttavia essere dedotti unicamente dal segno dell’anomalia a 200 hPa, poiché dipendono anche dalla struttura verticale, dall’umidità disponibile e dalla posizione delle anomalie nei livelli inferiori.
Il treno d’onda della fase 4 presenta alcune somiglianze con le configurazioni estive note come Circumglobal Teleconnection e Silk Road Pattern, caratterizzate da centri geopotenziali alternati disposti lungo il getto subtropicale eurasiatico. Ding e Wang hanno mostrato che il treno d’onda circumglobale estivo è strettamente legato alla posizione climatologica del getto e che la sua energia tende a propagarsi lungo questa guida atmosferica. Non sarebbe tuttavia corretto identificare automaticamente il composito della Figura 18 con l’intero schema circumglobale, poiché la teleconnessione raffigurata è calcolata specificamente rispetto alla fase della BSISO e presenta una struttura intrastagionale. È più prudente affermare che la convezione della fase 4 può proiettarsi su treni d’onda già favoriti dalla dinamica del getto eurasiatico, amplificando configurazioni simili a quelle osservate nella variabilità atmosferica estiva delle medie latitudini.
Il pannello b mostra una risposta sensibilmente differente. Durante la fase 7, la convezione attiva della BSISO si è trasferita verso il Pacifico nord-occidentale, il Mare delle Filippine e i settori tropicali situati a est del continente asiatico, mentre parte dell’Oceano Indiano e del Continente Marittimo presenta condizioni relativamente meno favorevoli alla convezione. Lo spostamento longitudinale e meridionale del centro di riscaldamento modifica la posizione della sorgente di onde di Rossby e determina una riorganizzazione completa del campo geopotenziale extratropicale. Al posto del treno prevalentemente zonale osservato nella fase 4, emerge una struttura con una forte anomalia positiva sulla Cina orientale, sul Giappone e sul Pacifico nord-occidentale, accompagnata da anomalie di segno opposto alle latitudini più settentrionali e da un’ulteriore successione di centri attraverso il Pacifico settentrionale.
La configurazione della fase 7 presenta una chiara affinità con il Pacific–Japan pattern, indicato anche come East Asia–Pacific pattern. Nitta identificò questo schema studiando la relazione fra l’attività convettiva nel Pacifico tropicale occidentale e la circolazione estiva dell’emisfero settentrionale. Il pattern collega le anomalie convettive in prossimità delle Filippine a centri di circolazione alternati che si estendono verso il Giappone e le latitudini più elevate dell’Asia nord-orientale. Nella Figura 18, il forte centro positivo sopra la Cina orientale e il Giappone rappresenta una circolazione anticiclonica superiore coerente con una delle principali manifestazioni del PJ pattern. Più a nord e verso est compaiono anomalie cicloniche e anticicloniche successive, che indicano la prosecuzione della risposta lungo il Pacifico settentrionale.
Il Pacific–Japan pattern non è semplicemente una risposta passiva e lineare alla convezione tropicale. Kosaka e Nakamura hanno mostrato che esso possiede una struttura verticale complessa, con anomalie inclinate verso il polo con l’altezza e una rilevante interazione con i getti estivi dell’Asia orientale. Il sistema può ricavare energia cinetica dal flusso medio e energia potenziale disponibile dalla struttura baroclina della circolazione monsonica. Inoltre, le anomalie nei bassi strati possono intensificare il trasporto di umidità verso la regione convettiva tropicale e contribuire al mantenimento della stessa sorgente che ha inizialmente eccitato la teleconnessione. Il PJ pattern può dunque funzionare come un modo dinamico parzialmente autosostenuto, nel quale la convezione tropicale, la circolazione extratropicale e i processi umidi si rafforzano reciprocamente.
La marcata anomalia anticiclonica presente nella fase 7 sopra la Cina orientale, la Corea e il Giappone possiede importanti implicazioni climatiche. Una circolazione anticiclonica persistente nella media e alta troposfera può favorire subsidenza, compressione adiabatica, riduzione della copertura nuvolosa e aumento della radiazione solare incidente. Questi processi contribuiscono alla formazione e al mantenimento delle ondate di calore, soprattutto quando sono accompagnati da scarsa umidità del suolo e da un trasporto orizzontale di aria calda. Hsu, Lee e Ha hanno mostrato che le due principali componenti della BSISO, quella di 30–60 giorni e quella più rapida di 10–30 giorni, modulano in modo distinto la probabilità delle ondate di calore sull’India centrale, nella valle dello Yangtze, in Giappone e nella Penisola coreana. L’effetto deriva dalla sovrapposizione fra anomalie della circolazione, variazioni della nuvolosità e modificazioni dei flussi energetici superficiali.
La risposta anticiclonica non implica necessariamente condizioni secche in ogni area sottostante, poiché i suoi margini possono intensificare il trasporto di umidità e la convergenza. Sul bordo occidentale o nord-occidentale di un’anomalia anticiclonica subtropicale, per esempio, i venti meridionali possono convogliare grandi quantità di vapore acqueo verso la Cina orientale, la valle dello Yangtze o la Penisola coreana. Di conseguenza, la stessa configurazione di grande scala può favorire caldo e stabilità in una regione e precipitazioni intense in un’altra, situata lungo il margine della circolazione. Hsu e collaboratori hanno riscontrato che determinate fasi della BSISO aumentano sensibilmente la probabilità di precipitazioni estreme nella Cina meridionale: durante le fasi favorevoli, la probabilità di superare soglie elevate cresce rispetto ai periodi nei quali la BSISO è debole, grazie soprattutto alla convergenza del flusso umido sud-occidentale.
La differenza fra i due pannelli dimostra che la localizzazione della convezione tropicale è decisiva per determinare il percorso delle teleconnessioni. Nella fase 4, la sorgente termica è situata sull’Oceano Indiano settentrionale e interagisce soprattutto con il settore occidentale e centrale del getto asiatico, favorendo una risposta orientata lungo l’Eurasia e il Pacifico occidentale. Nella fase 7, il riscaldamento è spostato verso il Pacifico nord-occidentale, dove può eccitare più direttamente una sequenza di anomalie diretta verso l’Asia orientale, il Mare di Okhotsk e il Pacifico settentrionale. Non si tratta quindi dello stesso treno d’onda semplicemente traslato verso est: cambiano la geometria della sorgente, l’orientamento della propagazione, la struttura verticale e il rapporto con il flusso medio.
La letteratura distingue a questo proposito fra risposte barocline e barotropiche. Una risposta baroclina presenta una struttura che cambia con la quota ed è tipica della circolazione tropicale direttamente forzata dal riscaldamento convettivo. Una risposta barotropica, o equivalente-barotropica, mantiene invece un segno e una posizione relativamente coerenti lungo una parte considerevole della troposfera ed è maggiormente adatta a propagarsi nelle regioni extratropicali. La convezione della BSISO può inizialmente generare entrambe le componenti, anche grazie al forte gradiente verticale del vento caratteristico del monsone asiatico. Tuttavia, le teleconnessioni a grande distanza osservate a 200 hPa sono generalmente attribuite soprattutto alla componente barotropica, poiché le onde barocline equatoriali tendono a rimanere maggiormente confinate alle basse latitudini. Gli esperimenti modellistici sulle teleconnessioni del monsone asiatico mostrano che il vertical wind shear del flusso medio può contribuire alla conversione della risposta convettiva in un modo barotropico capace di raggiungere entrambi gli emisferi.
Il contributo baroclino non deve comunque essere trascurato. L’analisi di Kosaka e Nakamura ha evidenziato che il PJ pattern non può essere descritto adeguatamente come una semplice combinazione fra un primo modo baroclino tropicale e una risposta barotropica extratropicale. Le anomalie presentano infatti inclinazioni verticali e scambi energetici con i getti dei bassi e alti livelli, mentre i processi di evaporazione, trasporto di umidità e riscaldamento latente contribuiscono alla persistenza della configurazione. La Figura 18, limitandosi al campo di 200 hPa, mostra soltanto la parte superiore di una struttura tridimensionale molto più complessa. Per comprendere pienamente la teleconnessione sarebbe necessario analizzare anche il vento, la vorticità, il geopotenziale e il flusso di attività ondulatoria nei livelli inferiori e intermedi della troposfera.
Le anomalie colorate sono significative al 99%, ma questo non significa che la BSISO determini necessariamente la medesima configurazione in ogni singolo evento. Un composito rappresenta la media di numerosi episodi allineati rispetto alla fase dell’oscillazione; le caratteristiche comuni vengono rafforzate, mentre quelle non coerenti tendono a cancellarsi. La significatività statistica indica che i principali centri ricorrono con una regolarità difficilmente attribuibile al caso, ma non dimostra da sola una causalità esclusiva. La risposta effettiva può essere modificata dalla posizione del getto asiatico, dallo stato dell’ENSO, dalle anomalie della temperatura superficiale marina, dall’attività dei cicloni tropicali e dalla presenza di perturbazioni extratropicali preesistenti.
L’ENSO, in particolare, può modificare la distribuzione climatologica della convezione tropicale e la posizione dell’anticiclone subtropicale del Pacifico occidentale, alterando il punto nel quale la BSISO interagisce con la circolazione extratropicale. Anche la propagazione della stessa BSISO non segue sempre il percorso canonico: sono stati identificati eventi con avanzamento verso nord-est, episodi nei quali la propagazione verso est viene bloccata e configurazioni quasi stazionarie. Queste differenze influenzano la posizione del riscaldamento diabatico e possono produrre teleconnessioni sensibilmente diverse da quelle medie rappresentate nella Figura 18. La variabilità della temperatura superficiale del Pacifico contribuisce inoltre a selezionare i diversi tipi di propagazione della BSISO, modificando le circolazioni zonali e meridionali e la componente ondulatoria equatoriale.
Un’ulteriore complessità è rappresentata dai cicloni tropicali. Durante le fasi attive della BSISO sul Pacifico nord-occidentale aumentano generalmente l’umidità troposferica, la vorticità ciclonica nei bassi strati e la probabilità di ciclogenesi. I cicloni che si sviluppano all’interno di questo ambiente liberano a loro volta grandi quantità di calore latente e possono agire come sorgenti localizzate di onde di Rossby. Parte della configurazione extratropicale associata alla fase 7 potrebbe quindi essere generata direttamente dalla convezione estesa della BSISO, mentre un’altra parte potrebbe essere mediata o amplificata dai tifoni presenti nel composito. La separazione fra questi contributi richiede esperimenti modellistici nei quali la convezione di grande scala e i sistemi tropicali sinottici vengano trattati distintamente.
Le teleconnessioni mostrate nella Figura 18 possiedono un notevole valore per la previsione subseasonal-to-seasonal. La BSISO evolve su scale temporali di alcune settimane e può essere monitorata attraverso indici in tempo reale basati su OLR e circolazione atmosferica. Una previsione affidabile della sua fase e della sua propagazione può quindi fornire informazioni anticipate sulla probabilità di determinate configurazioni geopotenziali nell’Asia orientale e nel Pacifico settentrionale. In termini probabilistici, il riconoscimento di una transizione verso la fase 4 può segnalare una maggiore possibilità di sviluppo di un treno d’onda lungo il getto asiatico, mentre il passaggio verso la fase 7 può indicare condizioni favorevoli a una risposta simile al PJ/EAP pattern. Ciò può contribuire alla previsione anticipata di ondate di calore, precipitazioni persistenti, spostamenti della fascia monsonica e anomalie dell’attività ciclonica.
Questa fonte di prevedibilità è tuttavia condizionata dalla capacità dei modelli di simulare correttamente l’intera catena dinamica. Un errore nella rappresentazione della convezione tropicale può collocare la sorgente di riscaldamento nella regione sbagliata; un errore nella posizione del getto può deviare il treno d’onda; una rappresentazione inadeguata dell’umidità del suolo, della copertura nuvolosa o dei flussi superficiali può alterare gli effetti meteorologici finali. I modelli devono pertanto riprodurre non soltanto l’ampiezza dell’indice BSISO, ma anche la struttura spaziale della convezione, il gradiente verticale del vento e lo stato della circolazione extratropicale. La revisione di Kikuchi sottolinea che, nonostante i progressi compiuti, la simulazione e la previsione della BSISO rimangono meno soddisfacenti rispetto alla sua rilevanza climatica.
È infine opportuno osservare che il pannello b della Figura 18 è esplicitamente indicato come fase 7, sebbene nel testo della sezione originale il massimo convettivo sul Pacifico nord-occidentale venga talvolta richiamato facendo riferimento alla fase 6. Questa apparente discrepanza non modifica l’interpretazione fisica fondamentale: nelle fasi avanzate della BSISO, quando la convezione raggiunge il Pacifico occidentale e il Mare delle Filippine, la risposta extratropicale tende ad assumere una configurazione simile al Pacific–Japan pattern. Nell’analisi della figura è tuttavia scientificamente corretto attenersi alla classificazione riportata direttamente nel titolo del pannello, confrontando quindi la fase 4 con la fase 7.
Nel complesso, la Figura 18 dimostra che la BSISO costituisce un ponte dinamico fra la variabilità convettiva tropicale e il tempo meteorologico delle medie latitudini. Durante la fase 4, la convezione sull’Oceano Indiano settentrionale interagisce con il getto asiatico e favorisce un treno di onde di Rossby esteso dall’Asia meridionale al Pacifico settentrionale. Durante la fase 7, lo spostamento della convezione verso il Pacifico nord-occidentale produce una teleconnessione differente, affine al Pacific–Japan/East Asia–Pacific pattern, con una marcata anomalia anticiclonica sull’Asia orientale e una successione di centri geopotenziali attraverso il Pacifico. Tali risposte possono modificare la probabilità di ondate di calore, precipitazioni estreme, siccità intrastagionali e persistenza dei sistemi di alta e bassa pressione. La BSISO non rappresenta pertanto soltanto un’oscillazione interna al monsone tropicale, ma un elemento fondamentale della dinamica atmosferica globale su scala subseasonal, capace di trasferire il segnale del riscaldamento convettivo verso regioni poste a migliaia di chilometri di distanza.
Teorie: propagazione verso nord della BSISO
La propagazione verso nord della convezione rappresenta una delle caratteristiche dinamiche più peculiari della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO) e costituisce, insieme alla presenza di una vasta circolazione ciclonica nei bassi strati atmosferici sull’Oceano Indiano settentrionale e sul Pacifico nord-occidentale, uno degli elementi fondamentali che distinguono la BSISO dalla Madden–Julian Oscillation (MJO) tipica dell’inverno boreale. Come sottolineato nella revisione di Kikuchi (2021), durante l’estate boreale la convezione intrastagionale non si limita infatti a propagarsi verso est lungo la fascia equatoriale, ma sviluppa una marcata componente meridionale, avanzando progressivamente dalle regioni equatoriali dell’Oceano Indiano verso il Mar Arabico, il Golfo del Bengala, il subcontinente indiano e, più a est, verso il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale. La velocità caratteristica di questa migrazione verso nord è dell’ordine di circa 1 m s⁻¹, molto inferiore rispetto alla velocità di propagazione verso est di numerosi disturbi equatoriali, e riflette quindi un processo nel quale interagiscono lentamente circolazione, umidità, convezione e superficie oceanica.
Comprendere tale propagazione ha rappresentato per diversi decenni uno dei problemi centrali della dinamica del monsone estivo asiatico. Non sembra infatti esistere una singola causa capace di spiegare l’intero fenomeno. Le ricerche hanno progressivamente evidenziato una combinazione di meccanismi dinamici e termodinamici che dipendono fortemente dallo stato medio estivo dell’atmosfera tropicale. Durante il monsone asiatico sono presenti un intenso shear verticale dei venti zonali e meridionali, temperature superficiali del mare elevate, enormi quantità di vapore acqueo nella troposfera inferiore e un forte gradiente meridionale di umidità. Questo ambiente modifica profondamente la risposta atmosferica al riscaldamento convettivo e permette alla convezione associata alla BSISO di rigenerarsi sistematicamente a nord dell’area convettiva precedente. È proprio questa continua formazione di condizioni favorevoli alla convezione sul lato settentrionale dell’anomalia esistente che, più che uno spostamento fisico di un’unica struttura temporalesca, produce l’apparente migrazione verso nord della BSISO.
Uno dei primi tentativi teorici organici di spiegare questo comportamento fu proposto da Wang e Xie (1997), che interpretarono la propagazione della BSISO nel quadro della risposta delle onde tropicali alla circolazione media del monsone estivo. Utilizzando un modello linearizzato rispetto allo stato climatologico di luglio, gli autori mostrarono che la struttura media del monsone può rendere instabile una risposta di tipo Rossby associata alla convezione tropicale. Durante l’estate boreale, infatti, il sistema monsonico presenta forti venti occidentali nei bassi livelli e orientali nell’alta troposfera, determinando uno shear verticale zonale di tipo orientale particolarmente pronunciato sull’Oceano Indiano settentrionale. In queste condizioni, l’interazione tra le componenti barocline e barotropiche della risposta atmosferica alla convezione favorisce lo sviluppo di anomalie cicloniche a nord del massimo convettivo. Il risultato è la comparsa di una nuova regione di convergenza nei bassi strati che anticipa spazialmente la convezione e ne favorisce quindi la successiva intensificazione più a nord. Questa interpretazione risultò particolarmente importante perché mostrava come la direzione di propagazione della BSISO potesse emergere direttamente dall’interazione tra una perturbazione intrastagionale e la climatologia del monsone asiatico.
Il cosiddetto vertical shear mechanism fu successivamente formalizzato con maggiore dettaglio da Jiang et al. (2004) e Drbohlav e Wang (2005). Secondo questa teoria, la convezione profonda associata alla BSISO produce una circolazione prevalentemente baroclina, caratterizzata da convergenza nei bassi strati e divergenza nell’alta troposfera. Quando tale circolazione interagisce con l’intenso shear verticale del vento monsonico, una parte dell’energia e della vorticità della componente baroclina viene trasferita alla componente barotropica. Questa interazione genera un’anomalia positiva di vorticità barotropica immediatamente a nord del centro convettivo. A sua volta, tale anomalia favorisce una convergenza nello strato limite planetario, aumentando l’accumulo di umidità e predisponendo la regione settentrionale allo sviluppo di nuova convezione. La sequenza può quindi essere schematizzata concettualmente come convezione → anomalia di vorticità a nord → convergenza nello strato limite → accumulo di umidità → nuova convezione più a nord. Ripetendosi su scale temporali di diversi giorni, questo processo determina una migrazione organizzata dell’intero sistema intrastagionale. Jiang et al. (2004) mostrarono inoltre che un secondo processo, legato direttamente al trasporto di umidità, agisce contemporaneamente allo shear verticale, suggerendo fin dall’inizio che la propagazione della BSISO fosse probabilmente il risultato della cooperazione tra dinamica e termodinamica piuttosto che di un unico meccanismo.
Lo shear verticale del vento non deve tuttavia essere considerato esclusivamente nella sua componente zonale. Bellon e Sobel (2008) evidenziarono l’importanza anche dello shear verticale meridionale, mostrando come l’advezione della vorticità baroclina da parte della circolazione media possa generare vorticità barotropica ciclonica a nord della convezione. In altre parole, sia la struttura verticale dei venti occidentali-orientali sia quella dei venti meridionali contribuiscono a determinare dove si forma la nuova circolazione ciclonica. Analisi successive, tra cui quella di Dixit e Srinivasan (2011), hanno indicato che lo shear zonale orientale sembra svolgere un ruolo particolarmente importante nella determinazione della direzione della propagazione, mentre la componente meridionale contribuisce alla velocità di fase e alla crescita dell’instabilità. Questa distinzione è importante perché il campo medio del monsone è fortemente eterogeneo: lo shear zonale orientale è particolarmente intenso sull’Oceano Indiano settentrionale, mentre lo shear meridionale assume maggiore rilevanza sul Golfo del Bengala e sul Pacifico nord-occidentale. Non è quindi sorprendente che il peso relativo dei differenti processi cambi considerevolmente da una regione all’altra.
Un supporto particolarmente interessante all’importanza dello shear verticale è giunto dagli esperimenti numerici di Yang et al. (2019). In questo lavoro l’altitudine dell’Altopiano Tibetano venne artificialmente ridotta all’interno di un modello climatico accoppiato, modificando così profondamente la circolazione monsonica media. L’abbassamento dell’altopiano indeboliva lo shear verticale del vento sull’Oceano Indiano settentrionale e, contemporaneamente, riduceva in modo significativo la propagazione verso nord della variabilità intrastagionale. La diminuzione dello shear comportava una minore produzione di vorticità positiva e una più debole convergenza di umidità nello strato limite a nord del centro precipitativo. È significativo che altri processi, quali l’advezione di umidità nello strato limite e l’interazione atmosfera–oceano, risultassero molto meno modificati. Tale esperimento fornisce quindi un’importante evidenza dinamica a favore del ruolo causale dello stato medio monsonico e, in particolare, dello shear verticale.
Un secondo grande gruppo di teorie interpreta invece la BSISO principalmente attraverso la distribuzione e il trasporto dell’umidità atmosferica. Jiang et al. (2004) evidenziarono che la circolazione media meridionale del monsone e i venti anomali associati alla BSISO possono produrre un’anomalia positiva di umidità a nord della convezione esistente. Nello strato limite, il flusso medio meridionale trasporta verso nord l’anomalia umida prodotta dalla convezione, mentre i venti della BSISO interagiscono con il forte gradiente climatologico meridionale dell’umidità. Poiché su vaste regioni del Golfo del Bengala e del Pacifico occidentale l’umidità aumenta procedendo verso nord fino a circa 20°N, questa interazione può predisporre sistematicamente il lato settentrionale dell’anomalia convettiva alla saturazione. La convezione tende pertanto a svilupparsi nella direzione nella quale aumenta più rapidamente l’umidità o, in termini energetici, l’energia statica umida.
Questa interpretazione è strettamente collegata alla moderna teoria dei moisture modes, inizialmente sviluppata per comprendere la lenta propagazione della MJO. Secondo questo quadro teorico, la convezione tropicale profonda è fortemente controllata dall’evoluzione dell’umidità integrata nella colonna atmosferica e dell’energia statica umida, o moist static energy (MSE). Prima che inizi una fase convettiva intensa, la colonna atmosferica tende progressivamente a umidificarsi; dopo il passaggio della convezione, precipitazione, subsidenza e trasporto atmosferico contribuiscono invece a ridurne l’umidità. Perché una perturbazione convettiva possa propagarsi, la tendenza positiva dell’umidità deve quindi svilupparsi sistematicamente davanti al centro convettivo. Nel caso della BSISO questa condizione si realizza spesso proprio a nord della convezione. Analisi del bilancio dell’MSE effettuate da Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020) hanno indicato nell’advezione orizzontale dei bassi strati una componente cruciale di tale precondizionamento, anche se permane un dibattito sull’importanza relativa delle componenti zonale e meridionale.
Queste apparenti divergenze tra gli studi non rappresentano necessariamente una contraddizione, ma riflettono la struttura geografica estremamente complessa del monsone. Sull’Oceano Indiano settentrionale, dove dominano forti occidentali monsonici, l’advezione zonale dell’umidità e dell’MSE può diventare particolarmente importante. Sul Pacifico nord-occidentale, dove la struttura dei venti e dei gradienti di umidità è differente, l’advezione meridionale può invece assumere un peso maggiore. DeMott et al. (2013), confrontando ERA-Interim con un modello climatico super-parametrizzato, esaminarono simultaneamente diversi meccanismi: destabilizzazione della troposfera inferiore attraverso anomalie della SST, advezione dell’umidità nello strato limite, convergenza associata ai gradienti di SST e convergenza collegata alle anomalie di vorticità barotropica. I risultati indicarono che l’advezione dell’umidità nello strato limite e l’effetto della vorticità barotropica costituivano generalmente i contributi dominanti, mentre i processi direttamente legati alle anomalie della temperatura superficiale marina risultavano secondari ma comunque non trascurabili. Soprattutto, lo studio mostrava che la combinazione dei meccanismi varia tra Oceano Indiano e Pacifico occidentale.
Accanto allo shear verticale e al trasporto di umidità è stato proposto anche un ruolo dell’effetto beta, cioè della variazione della forza di Coriolis con la latitudine. In particolare, Boos e Kuang (2010) hanno richiamato il concetto di beta drift, già noto nella dinamica dei vortici tropicali. Un vortice ciclonico posto in un ambiente nel quale la vorticità planetaria aumenta verso nord tende a produrre, attraverso la propria circolazione, anomalie di vorticità opposte sui suoi lati orientale e occidentale. La risultante circolazione secondaria favorisce una componente di spostamento verso nord-ovest. Applicato alla BSISO, questo meccanismo potrebbe contribuire alla migrazione della grande anomalia ciclonica associata alla convezione. Il ruolo quantitativo dell’effetto beta rimane tuttavia discusso: nei modelli basati sullo shear verticale la propagazione verso nord può svilupparsi anche senza che esso rappresenti il processo fondamentale, sebbene possa essere importante per selezionare la scala spaziale e modificare la velocità della perturbazione.
Un ulteriore elemento riguarda l’interazione tra atmosfera e oceano. Le osservazioni mostrano che le anomalie della temperatura superficiale del mare tendono a evolvere in maniera coerente con il ciclo della BSISO: anomalie positive di SST si sviluppano frequentemente davanti, cioè a nord, della convezione attiva e possono precederla di circa un quarto di ciclo. Durante una fase soppressa della BSISO, la riduzione della copertura nuvolosa aumenta la radiazione solare incidente sull’oceano e i venti relativamente deboli riducono il raffreddamento evaporativo, permettendo alla superficie marina di riscaldarsi. Una SST più elevata aumenta successivamente i flussi di calore latente e sensibile e può rendere lo strato limite più caldo, umido e instabile. Quando la convezione raggiunge tale regione, l’intensificazione dei venti, l’aumento dell’evaporazione, la copertura nuvolosa e le precipitazioni tendono invece a raffreddare nuovamente la superficie oceanica. Si crea così un ciclo accoppiato oceano–atmosfera che può contribuire a predisporre la regione situata davanti alla convezione. Kemball-Cook e Wang (2001) mostrarono già all’inizio degli anni Duemila come le onde equatoriali e l’interazione atmosfera–oceano partecipassero congiuntamente all’evoluzione della BSISO, mentre numerosi esperimenti numerici successivi hanno indicato che l’accoppiamento oceanico tende generalmente a migliorare la rappresentazione dell’ampiezza e della struttura della variabilità intrastagionale.
Tuttavia, l’interazione con l’oceano sembra agire più probabilmente come amplificatore e modulatore che come causa fondamentale della propagazione. La sintesi di Kikuchi (2021) sottolinea infatti come la maggior parte delle evidenze suggerisca che la BSISO sia sostenuta principalmente dalla dinamica atmosferica e dai processi legati all’umidità, mentre la superficie marina ne modifica intensità, organizzazione e velocità di evoluzione. Alcune analisi mostrano che le anomalie positive di SST davanti alla convezione favoriscono una tendenza positiva dell’umidità attraverso evaporazione e convergenza, ma studi basati sul bilancio dell’energia statica umida hanno stimato che i flussi superficiali associati alla variabilità della SST rappresentino una frazione relativamente limitata dell’MSE intrastagionale. Ciò significa che l’oceano può facilitare la propagazione senza necessariamente determinarne la direzione.
Un altro meccanismo proposto riguarda il convective momentum transport (CMT), ovvero il trasporto verticale di quantità di moto operato dalla convezione profonda. I sistemi convettivi organizzati non trasportano soltanto calore e umidità, ma trasferiscono anche momento tra differenti livelli della troposfera. In presenza del forte shear verticale del monsone estivo, questo trasferimento può alterare la distribuzione della vorticità intorno al centro convettivo. Kang et al. (2010) mostrarono con un modello idealizzato che il CMT può generare una circolazione meridionale secondaria responsabile di convergenza nei bassi strati a nord della convezione. Tale convergenza favorisce, ancora una volta, l’accumulo di umidità e la successiva formazione di precipitazioni più a nord. Studi successivi hanno esteso questa interpretazione evidenziando sia una componente baroclina sia una componente barotropica del processo. Il CMT potrebbe quindi rappresentare uno dei collegamenti attraverso i quali la convezione su scala mesoscala modifica la circolazione su scala planetaria e intrastagionale.
La propagazione verso nord deve inoltre essere considerata nel contesto della natura multiscala della BSISO. La vasta anomalia convettiva osservata nei compositi non costituisce infatti una struttura monolitica, ma comprende numerosi sistemi convettivi a mesoscala, depressioni monsoniche, onde tropicali e vortici sinottici che si sviluppano all’interno di una circolazione intrastagionale molto più ampia. Gli scambi di calore, umidità e momento tra queste scale possono retroagire sulla circolazione BSISO e contribuire alla sua evoluzione. La risposta di tipo Rossby associata al riscaldamento convettivo, per esempio, produce vaste anomalie cicloniche a ovest e a nord della convezione equatoriale, mentre la componente di tipo Kelvin contribuisce alla propagazione verso est. La caratteristica traiettoria inclinata da nord-ovest a sud-est frequentemente osservata nella BSISO può pertanto essere interpretata come il risultato dell’interazione tra propagazione equatoriale verso est e sviluppo della risposta Rossby nell’emisfero settentrionale. Questo legame aiuta anche a spiegare perché la propagazione verso nord non sia completamente indipendente dall’evoluzione equatoriale della perturbazione.
Alcuni dei primi modelli teorici avevano attribuito una funzione importante anche ai processi della superficie continentale. Webster (1983), per esempio, evidenziò il ruolo del riscaldamento sensibile dello strato limite sopra il continente, mentre Goswami e Shukla (1984) considerarono l’importanza dei flussi di calore latente. L’ipotesi era che il progressivo riscaldamento delle superfici continentali a nord della zona convettiva potesse produrre una destabilizzazione termodinamica e attirare la circolazione monsonica verso nord. Questa spiegazione, pur mantenendo una certa rilevanza per la transizione della convezione verso il subcontinente indiano, appare tuttavia insufficiente come teoria generale, poiché una parte sostanziale della propagazione della BSISO avviene sopra l’oceano, dove tali meccanismi terrestri non possono essere direttamente applicati. Per questo motivo la letteratura più recente tende a considerarli come processi complementari piuttosto che dominanti.
Un importante progresso concettuale è rappresentato dalla crescente tendenza a non contrapporre le teorie dello shear verticale e quelle dell’umidità. Le due interpretazioni possono infatti descrivere parti differenti dello stesso meccanismo fisico. Lo shear verticale può creare vorticità ciclonica e convergenza a nord della convezione; la convergenza trasporta e accumula umidità; l’aumento dell’umidità riduce la stabilità convettiva e favorisce la formazione di nuova convezione; la nuova convezione modifica nuovamente la distribuzione della vorticità e del momento. In questo senso la BSISO può essere considerata un sistema accoppiato nel quale dinamica della vorticità, trasporto di umidità e convezione si sostengono reciprocamente. L’esperimento di DeMott et al. (2013), così come quelli di Yang et al. (2019), rafforza questa visione mostrando che i processi di vorticità barotropica e advezione dell’umidità sono entrambi fortemente coinvolti nella propagazione osservata.
Una conferma particolarmente interessante di questa interpretazione integrata è arrivata molto più recentemente dallo studio di Ghatak e Sukhatme (2025), pubblicato nel Journal of Geophysical Research: Atmospheres. Gli autori hanno confrontato eventi BSISO che riescono a propagarsi verso nord con eventi che, pur sviluppandosi sull’Oceano Indiano equatoriale, successivamente si arrestano. La propagazione è risultata essere un processo in più stadi. In una prima fase, i venti anomali della BSISO agiscono sulla distribuzione climatologica dell’umidità e producono un’umidificazione della troposfera libera sul Mar Arabico meridionale; la convezione assume quindi la caratteristica configurazione inclinata da nord-ovest a sud-est. Successivamente, lo shear verticale orientale del monsone, interagendo con la struttura verticale della perturbazione, produce un’inclinazione della vorticità che genera un vortice a nord della convezione esistente. I venti associati a tale vortice trasportano ulteriore umidità verso il subcontinente indiano, permettendo alla convezione di avanzare. Negli eventi non propaganti, invece, l’umidificazione iniziale è insufficiente, il vortice Rossby risulta più debole e il sistema tende ad arrestarsi intorno a 15°N. Questo risultato suggerisce in maniera particolarmente chiara che shear verticale e advezione dell’umidità non rappresentano meccanismi alternativi, ma componenti complementari della stessa propagazione.
La forte dipendenza dal campo medio estivo consente inoltre di comprendere perché una propagazione meridionale così evidente non sia generalmente osservata nella MJO invernale. Durante l’inverno boreale, la posizione dell’ITCZ, la distribuzione delle SST, il gradiente di umidità e soprattutto la struttura verticale dei venti sono profondamente differenti. I meccanismi che durante JJASO generano vorticità e accumulo di umidità a nord della convezione non operano quindi con la stessa efficacia durante DJFMA. La MJO rimane pertanto maggiormente confinata a una propagazione zonale lungo l’equatore e il warm pool tropicale, mentre durante l’estate la presenza della circolazione monsonica introduce una marcata asimmetria emisferica e permette alla componente Rossby settentrionale di svilupparsi molto più intensamente. Kikuchi (2021) sottolinea proprio questa differenza stagionale come uno degli indizi fondamentali che collegano la propagazione della BSISO allo stato medio del monsone asiatico.
Nel complesso, la letteratura scientifica suggerisce quindi che la propagazione verso nord della BSISO non debba essere interpretata come il risultato di un singolo processo universale. Il quadro più coerente è quello di una perturbazione convettiva intrastagionale che interagisce con l’ambiente monsonico estivo attraverso una catena di feedback. Lo shear verticale del vento converte parte della risposta convettiva baroclina in anomalie barotropiche di vorticità; queste favoriscono convergenza nei bassi strati sul lato settentrionale della convezione; i venti medi e anomali trasportano umidità e MSE nella stessa regione; le SST relativamente elevate e i flussi aria–mare possono amplificare la precondizione termodinamica; la convezione così generata trasferisce a sua volta calore, umidità e momento, modificando ulteriormente la circolazione. Effetto beta, risposta Rossby, trasporto convettivo del momento e processi terrestri possono contribuire in misura variabile, mentre la loro importanza relativa cambia tra Oceano Indiano, Golfo del Bengala, Mar Cinese Meridionale e Pacifico nord-occidentale.
È proprio questa dipendenza regionale a rappresentare uno dei punti ancora aperti nella teoria della BSISO. Sull’Oceano Indiano settentrionale lo shear zonale orientale e l’advezione zonale dell’umidità sembrano avere un ruolo particolarmente pronunciato; sul Golfo del Bengala acquistano importanza anche lo shear meridionale e i forti gradienti di umidità; sul Pacifico nord-occidentale l’advezione meridionale, l’interazione oceano–atmosfera e la circolazione ciclonica associata alla risposta Rossby possono diventare relativamente più importanti. Per questa ragione, come osservava Kikuchi (2021), rimane difficile stabilire se esista un’unica teoria capace di descrivere tutta la propagazione della BSISO oppure se essa rappresenti una manifestazione macroscopica comune prodotta da combinazioni differenti di processi fisici nelle varie regioni. Le evidenze più recenti, compreso il lavoro di Ghatak e Sukhatme (2025), sembrano favorire quest’ultima interpretazione: la propagazione verso nord emerge dall’interazione organizzata tra dinamica della vorticità, shear verticale, trasporto di umidità e risposta convettiva, con un contributo modulatore dell’oceano e dei processi multiscala.
La propagazione verso nord della BSISO può quindi essere considerata una manifestazione particolarmente efficace dell’accoppiamento tra la variabilità intrastagionale tropicale e la circolazione stagionale del monsone asiatico. La BSISO non costituisce semplicemente una MJO estiva che viene deviata verso nord, ma un regime dinamico specifico prodotto dall’interazione della variabilità tropicale con un ambiente caratterizzato da forti shear verticali, elevata umidità, SST molto calde e pronunciati gradienti termodinamici meridionali. È questa interazione con lo stato medio del monsone a trasformare una perturbazione convettiva equatoriale in una struttura capace di migrare progressivamente verso le regioni monsoniche dell’Asia meridionale e orientale. La moderna visione teorica della BSISO è pertanto sempre più quella di un sistema dinamico-termodinamico accoppiato, nel quale la propagazione della convezione è inseparabile dall’evoluzione dell’umidità, della vorticità, della circolazione nello strato limite e delle condizioni della superficie oceanica. Proprio la capacità di rappresentare correttamente queste interazioni rimane uno dei requisiti fondamentali per migliorare la simulazione e la previsione subseasonal-to-seasonal della BSISO e, di conseguenza, dei cicli attivi e di pausa del monsone asiatico, delle precipitazioni estreme e della ciclogenesi tropicale associate alle diverse fasi dell’oscillazione.
5.1 Shear del vento
Lo shear verticale del vento costituisce uno dei cardini teorici più importanti per comprendere la propagazione verso nord della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation (BSISO). Nel contesto del monsone estivo asiatico, la struttura verticale della circolazione atmosferica presenta infatti una configurazione molto diversa da quella tipica della Madden–Julian Oscillation invernale: nei bassi strati dominano spesso venti occidentali monsonici, mentre nell’alta troposfera prevalgono correnti orientali, generando un intenso shear verticale orientale della componente zonale del vento. A questa struttura si aggiunge una componente meridionale altrettanto rilevante, legata alla circolazione monsonica tra oceano e continente. Tale ambiente dinamico fornisce le condizioni affinché la convezione tropicale non rimanga confinata alla fascia equatoriale, ma possa rigenerarsi progressivamente più a nord, seguendo la traiettoria inclinata che caratterizza molte fasi mature della BSISO sull’Oceano Indiano settentrionale, sul Golfo del Bengala e sul Pacifico nord-occidentale. La revisione di Kikuchi sottolinea proprio che la propagazione verso nord della convezione, insieme alla propagazione verso est lungo l’equatore, è una delle caratteristiche che rendono la BSISO più complessa della MJO boreale invernale.
L’idea che lo shear verticale del vento possa controllare la propagazione della BSISO affonda le sue radici nei lavori pionieristici di Wang e Xie, i quali mostrarono che un modello intermedio, linearizzato rispetto allo stato medio climatologico di luglio, era in grado di riprodurre numerosi tratti fondamentali della BSISO osservata, compresa la formazione di una banda convettiva inclinata. Il punto centrale della loro interpretazione era che la circolazione media del monsone estivo asiatico non agisce come un semplice sfondo passivo, ma modifica attivamente la risposta atmosferica al riscaldamento convettivo. In presenza di forte shear verticale orientale, le onde di Rossby emesse dalla regione convettiva possono essere destabilizzate e riorganizzate attraverso l’accoppiamento tra la componente baroclina, legata alla struttura verticale della convezione profonda, e la componente barotropica, più coerente lungo la colonna atmosferica. Questa interazione permette la formazione di anomalie cicloniche nei bassi strati a nord del centro convettivo, predisponendo la regione settentrionale allo sviluppo di nuova convergenza, maggiore umidità e successiva precipitazione. In tal modo la propagazione verso nord non deve essere intesa come lo spostamento meccanico di un unico nucleo temporalesco, ma come una rigenerazione organizzata della convezione sul lato settentrionale del sistema intrastagionale.
Nel corso degli anni Duemila questa spiegazione fu approfondita da studi teorici più idealizzati, in particolare da Jiang et al. e da Drbohlav e Wang, che misero in evidenza il ruolo dello shear verticale della componente zonale del vento. Questi studi mostrarono che, anche in modelli semplificati nel piano latitudine–altezza, la presenza di uno shear orientale del vento zonale era sufficiente a favorire la comparsa di una vorticità barotropica positiva a nord della convezione. La convezione profonda, riscaldando la colonna atmosferica, genera una struttura baroclina caratterizzata da moto ascendente, divergenza in quota e convergenza nei bassi strati. Quando questa struttura interagisce con il profilo verticale del vento monsonico, parte dell’anomalia baroclina viene trasformata in una risposta barotropica capace di indurre circolazione ciclonica nei bassi livelli. Il risultato dinamico è particolarmente importante: la nuova anomalia ciclonica posta a nord del massimo convettivo intensifica la convergenza nello strato limite, favorisce l’accumulo di umidità e rende più probabile la formazione di nuova convezione in quella stessa regione. Questo meccanismo offre quindi una spiegazione fisica elegante della propagazione verso nord: lo shear verticale orientale crea davanti alla convezione un ambiente dinamicamente favorevole alla sua successiva ricostruzione.
Il ruolo dello shear zonale risulta particolarmente convincente perché si accorda con la struttura climatologica del monsone estivo asiatico. Durante la stagione boreale calda, il contrasto termico tra continente asiatico e oceano favorisce la formazione di una profonda circolazione monsonica, con forti venti occidentali nei bassi livelli sull’Oceano Indiano e correnti orientali in quota. Questa configurazione non è soltanto un dettaglio descrittivo, ma rappresenta un ingrediente essenziale della dinamica intrastagionale: la convezione associata alla BSISO si sviluppa all’interno di un ambiente già predisposto a convertire anomalie verticalmente inclinate in circolazioni orizzontali più ampie. In questo senso, la BSISO non è semplicemente una MJO estiva deviata verso nord, ma una modalità intrastagionale profondamente modellata dallo stato medio monsonico. La presenza dello shear verticale spiega anche perché la propagazione meridionale sia molto più pronunciata in estate rispetto all’inverno boreale, quando la distribuzione dei venti, dell’umidità e della convezione tropicale è più simmetrica rispetto all’equatore e meno condizionata dalla circolazione monsonica asiatica.
Accanto alla componente zonale, una parte della letteratura ha attribuito un ruolo importante anche allo shear verticale della componente meridionale del vento. Bellon e Sobel, attraverso un modello monsonico assialsimmetrico di complessità intermedia, sostennero che la propagazione verso nord della zona di convergenza tropicale poteva emergere come instabilità del flusso monsonico medio e che la componente meridionale baroclina del vento contribuiva in modo sostanziale alla direzione della propagazione. In questa prospettiva, il monsone estivo non viene interpretato soltanto come un flusso zonale con forte shear verticale, ma come una circolazione tridimensionale nella quale anche i movimenti meridionali medi modificano la distribuzione della vorticità e della convergenza. Il loro lavoro mostrò inoltre che la dinamica dello strato limite e l’umidità prognostica erano elementi necessari per ottenere una variabilità intrastagionale instabile e propagante, indicando che lo shear del vento deve essere letto insieme ai processi di umidificazione e destabilizzazione della colonna atmosferica.
Il confronto tra le interpretazioni fondate sullo shear zonale e quelle fondate sullo shear meridionale non implica necessariamente una contraddizione. Dixit e Srinivasan hanno infatti proposto una visione più integrata, secondo cui la direzione principale della propagazione verso nord sarebbe controllata soprattutto dallo shear verticale orientale dei venti zonali, mentre lo shear verticale del vento meridionale contribuirebbe alla velocità di fase osservata e alla crescita dell’instabilità. Questa distinzione è molto utile dal punto di vista fisico: lo shear zonale appare determinante nel selezionare il lato settentrionale come regione preferenziale per la rigenerazione convettiva, mentre lo shear meridionale può modulare l’intensità, il ritmo e l’efficienza della propagazione. In altri termini, la componente zonale può essere vista come il meccanismo che orienta la migrazione, mentre la componente meridionale partecipa alla definizione della sua rapidità e della sua capacità di autosostenersi. La sintesi proposta da Kikuchi riprende proprio questo punto, mostrando come la teoria moderna tenda a considerare le due componenti del vento non come ipotesi alternative, ma come processi complementari all’interno di una stessa dinamica monsonica.
Dal punto di vista fisico, il processo può essere descritto senza ricorrere alle equazioni come una sequenza di interazioni tra convezione, vorticità e strato limite. Quando un nucleo convettivo profondo si sviluppa nell’emisfero boreale, esso produce una circolazione verticale organizzata: l’aria converge nei bassi livelli, sale all’interno della colonna convettiva e diverge in quota. Questa struttura genera anomalie di vorticità e divergenza che variano con la latitudine. In presenza dello shear verticale tipico del monsone, tali anomalie non rimangono simmetriche rispetto al centro convettivo, ma tendono a produrre una nuova anomalia ciclonica a nord della convezione. L’anomalia ciclonica, a sua volta, favorisce convergenza nello strato limite e richiama umidità verso la regione settentrionale. Poiché la convezione tropicale profonda è estremamente sensibile all’umidità disponibile nella bassa e media troposfera, questo accumulo di vapore acqueo crea le condizioni per la nascita di nuovi sistemi precipitativi più a nord. La BSISO avanza dunque attraverso una catena di precondizionamento: la convezione esistente modifica la circolazione, la circolazione modifica la distribuzione dell’umidità, e l’umidità prepara la convezione successiva.
Questa interpretazione mette in luce il motivo per cui lo shear verticale del vento non debba essere considerato isolatamente. Da solo, lo shear fornisce una struttura dinamica favorevole, ma la propagazione effettiva richiede anche una risposta termodinamica, cioè l’accumulo di umidità e la riduzione della stabilità convettiva nella regione posta a nord del centro precipitativo. Per questo motivo Jiang et al. collegarono il meccanismo dello shear verticale al feedback umidità–convezione, suggerendo che la propagazione meridionale della banda convettiva derivi dalla combinazione tra produzione dinamica di vorticità e precondizionamento umido dello strato limite. In tale quadro, la circolazione ciclonica generata a nord della convezione non è importante soltanto perché altera il campo dei venti, ma perché organizza l’afflusso di umidità, aumenta la convergenza e rende più favorevole lo sviluppo di precipitazioni. La teoria dello shear verticale e la teoria dei modi umidi non sono quindi due spiegazioni separate, ma due aspetti dello stesso processo accoppiato.
L’importanza dello shear verticale è stata confermata anche da studi che hanno analizzato la capacità dei modelli di rappresentare la BSISO. Molti modelli climatici faticano a riprodurre correttamente la propagazione verso nord proprio perché rappresentano in modo imperfetto la struttura verticale del vento monsonico, la convergenza nello strato limite e l’interazione tra circolazione e umidità. Se lo shear orientale risulta troppo debole, mal posizionato o non correttamente accoppiato con la convezione, il modello tende a produrre una BSISO troppo stazionaria, eccessivamente equatoriale o priva della tipica inclinazione nord-ovest/sud-est. Al contrario, quando la struttura del vento medio e della risposta convettiva è meglio rappresentata, la propagazione verso nord emerge in modo più realistico. Questo aspetto ha implicazioni rilevanti per la previsione subseasonal-to-seasonal, perché la BSISO influenza i cicli attivi e di pausa del monsone, le precipitazioni estreme sull’Asia meridionale, la modulazione della ciclogenesi tropicale e la distribuzione delle anomalie convettive sul Pacifico occidentale.
Un ulteriore elemento di interesse è che il meccanismo dello shear consente di comprendere la natura regionale della propagazione della BSISO. Sull’Oceano Indiano settentrionale, dove lo shear zonale orientale è particolarmente pronunciato durante l’estate boreale, la componente zonale del vento appare determinante per innescare la circolazione ciclonica a nord della convezione. Sul Golfo del Bengala e sul settore indo-pacifico occidentale, invece, la componente meridionale del vento, i gradienti latitudinali di umidità e la circolazione associata alla risposta di tipo Rossby possono assumere un peso relativamente maggiore. Ciò significa che il medesimo fenomeno macroscopico, cioè la migrazione verso nord della convezione intrastagionale, può essere sostenuto da combinazioni leggermente diverse di processi dinamici nelle varie regioni del dominio monsonico. La BSISO, quindi, non si propaga in un ambiente omogeneo, ma attraversa settori oceanici e continentali nei quali lo shear, l’umidità, la temperatura superficiale del mare e la circolazione media presentano caratteristiche differenti.
Le ricerche più recenti hanno ulteriormente rafforzato questa visione integrata. Ghatak e Sukhatme, confrontando eventi BSISO propaganti e non propaganti sull’Asia meridionale, hanno mostrato che la propagazione verso nord richiede la cooperazione tra l’advezione orizzontale dell’umidità e la deformazione della vorticità indotta dallo shear verticale di fondo. Negli eventi propaganti, i venti anomali della BSISO favoriscono l’umidificazione della troposfera libera sul Mar Arabico meridionale; successivamente, lo shear verticale orientale del monsone contribuisce alla formazione di un vortice inclinato a nord della convezione esistente, il quale intensifica il trasporto di umidità verso il subcontinente indiano. Negli eventi non propaganti, invece, l’umidificazione iniziale è più debole, il vortice risulta meno sviluppato e la convezione tende ad arrestarsi prima di raggiungere latitudini più settentrionali. Questo risultato è particolarmente significativo perché dimostra che lo shear verticale non agisce soltanto come una condizione di sfondo, ma come un elemento attivo che permette alla risposta convettiva di organizzarsi e di avanzare verso nord.
Nel complesso, la sezione dedicata allo shear del vento mostra come la propagazione verso nord della BSISO sia una manifestazione dinamica della struttura verticale del monsone estivo asiatico. La convezione profonda genera anomalie barocline; lo shear verticale del vento trasforma e riorganizza tali anomalie in circolazioni barotropiche; queste circolazioni producono convergenza nello strato limite a nord del centro convettivo; la convergenza favorisce l’accumulo di umidità; l’umidità prepara la nascita di nuova convezione. La componente zonale dello shear appare fondamentale per determinare la direzione della propagazione, mentre la componente meridionale contribuisce a modulare la velocità, l’instabilità e l’efficienza del processo. La BSISO emerge così come un fenomeno nel quale la dinamica del vento, la vorticità, la convezione e l’umidità atmosferica sono strettamente intrecciate. La sua propagazione verso nord non è quindi un semplice spostamento geografico della pioggia, ma il risultato di una complessa retroazione tra il riscaldamento convettivo e lo stato medio del monsone, una retroazione che continua a rappresentare uno dei nodi teorici più importanti per migliorare la simulazione e la previsione della variabilità intrastagionale estiva sull’Asia monsonica.
Figura 19 – Il contesto dinamico e termo-igrometrico della propagazione verso nord della BSISO
La figura 19 rappresenta una sintesi climatologica molto importante per comprendere perché la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation riesca a propagarsi verso nord durante la stagione monsonica estiva. Essa non descrive direttamente un singolo evento BSISO, ma mostra lo stato medio atmosferico di JJASO, cioè del periodo giugno–ottobre, calcolato su 39 anni di dati JRA-55 tra il 1979 e il 2017. Questo è un punto fondamentale: la BSISO non evolve in un ambiente neutro, ma all’interno di una circolazione monsonica già fortemente strutturata, caratterizzata da intenso shear verticale del vento, marcato trasporto di umidità, forte disponibilità di vapore acqueo nei bassi strati e una circolazione tropicale favorevole alla rigenerazione della convezione a nord dell’area convettiva preesistente. Nella revisione di Kikuchi, la figura 19 viene infatti collocata all’interno della discussione teorica sulla propagazione verso nord della BSISO, proprio perché visualizza gli ingredienti medi che rendono fisicamente plausibili i meccanismi proposti da Wang e Xie, Jiang et al., Drbohlav e Wang, Bellon e Sobel, DeMott et al. e dagli studi più recenti sui modi umidi in ambiente verticalmente sheared.
Il pannello superiore, indicato come Fig. 19a, mostra lo shear verticale della componente zonale del vento tra 200 e 850 hPa. Le vaste aree blu, con valori negativi molto pronunciati sull’Oceano Indiano settentrionale, sul Mar Arabico, sull’India, sul Golfo del Bengala e fino al Sud-Est asiatico, indicano una configurazione nella quale i venti in quota sono molto più orientali rispetto ai venti dei bassi livelli. Questa struttura è una delle firme più caratteristiche del monsone estivo asiatico: nei bassi strati prevalgono forti correnti occidentali monsoniche, mentre nell’alta troposfera dominano correnti orientali associate alla circolazione tropicale superiore. La presenza di questo shear verticale orientale è centrale nelle teorie dinamiche della BSISO, perché permette alla risposta baroclina prodotta dalla convezione profonda di interagire con il flusso medio e di generare anomalie barotropiche di vorticità a nord del centro convettivo. In termini fisici, la convezione non produce soltanto pioggia e riscaldamento latente, ma modifica la circolazione della colonna atmosferica; quando tale risposta viene immersa nello shear monsonico, essa tende a creare una circolazione ciclonica nei bassi strati sul lato settentrionale della convezione, favorendo convergenza, accumulo di umidità e successiva rigenerazione convettiva più a nord. Questo è il nucleo concettuale del meccanismo proposto da Wang e Xie e poi approfondito da Jiang et al. e Drbohlav e Wang.
Il pannello Fig. 19b mostra invece lo shear verticale della componente meridionale del vento tra 200 e 850 hPa. Rispetto al campo zonale, la distribuzione è più frammentata e meno uniforme, ma presenta comunque anomalie negative estese tra l’Oceano Indiano equatoriale, il Golfo del Bengala, l’Indocina e il Pacifico occidentale. Questo campo è importante perché una parte della letteratura ha sottolineato che anche la componente nord-sud del vento contribuisce alla propagazione meridionale della convezione. Bellon e Sobel, richiamati nella revisione di Kikuchi, attribuirono particolare rilevanza alla componente meridionale baroclina del flusso medio, mostrando che la propagazione verso nord può emergere come instabilità della circolazione monsonica quando lo strato limite, l’umidità e la struttura verticale del vento vengono rappresentati in modo coerente. In questa prospettiva, lo shear zonale tende a selezionare la direzione preferenziale della propagazione, mentre lo shear meridionale può contribuire alla velocità di fase, alla crescita dell’instabilità e alla modulazione regionale della risposta convettiva. La figura 19b, quindi, non contraddice il ruolo dominante dello shear zonale, ma ricorda che la BSISO si sviluppa in una circolazione tridimensionale, nella quale anche i movimenti meridionali medi partecipano alla produzione di vorticità e convergenza.
Il pannello Fig. 19c rappresenta il vento meridionale medio nello strato limite, tra 900 e 1000 hPa. Le aree rosse indicano venti diretti verso nord, particolarmente evidenti sull’Oceano Indiano occidentale e centrale, dal settore prospiciente l’Africa orientale verso il Mar Arabico e l’India. Questo campo mostra il cuore dinamico del monsone nei bassi livelli: una vasta corrente che trasporta aria calda e umida dall’oceano verso il continente asiatico. La sua importanza per la BSISO è enorme, perché la propagazione verso nord della convezione richiede non solo un innesco dinamico, ma anche un continuo rifornimento di vapore acqueo davanti alla regione convettiva. Jiang et al. proposero, accanto al meccanismo dello shear verticale, anche un meccanismo legato all’advezione dell’umidità da parte dei venti associati alla BSISO e dal flusso medio monsonico. In sostanza, se il vento medio nello strato limite spinge umidità verso nord, e se le anomalie convettive della BSISO generano una circolazione capace di rafforzare localmente questa convergenza, la regione a nord della convezione viene progressivamente precondizionata alla saturazione e alla successiva precipitazione.
I pannelli Fig. 19d e Fig. 19e mostrano l’umidità specifica nello strato limite e nella bassa troposfera. Nel pannello d, relativo ai 900–1000 hPa, i valori elevati di umidità dominano gran parte dell’Oceano Indiano settentrionale, del Golfo del Bengala, del Sud-Est asiatico marittimo e del Pacifico occidentale, con valori spesso intorno o superiori a 15–16 g kg⁻¹. Nel pannello e, relativo allo strato 600–900 hPa, l’umidità rimane elevata su un dominio molto ampio, indicando che non è solo la superficie a essere umida, ma l’intera bassa troposfera monsonica. Questo aspetto è essenziale perché la convezione profonda tropicale dipende fortemente dall’umidificazione della colonna atmosferica: un ambiente secco nella bassa o media troposfera favorisce evaporazione delle precipitazioni, raffreddamento downdraft e soppressione convettiva, mentre una colonna più umida permette ai sistemi temporaleschi di crescere, organizzarsi e persistere. La figura 19 mostra quindi il “serbatoio igrometrico” nel quale si inserisce la BSISO: una vasta fascia tropicale e monsonica nella quale l’umidità disponibile rende possibile la rigenerazione convettiva a nord del centro attivo. Questa interpretazione è coerente con la moderna visione dei moisture modes, secondo cui l’evoluzione dell’umidità integrata nella colonna atmosferica è una variabile chiave per comprendere la propagazione lenta delle oscillazioni intrastagionali tropicali.
Il pannello Fig. 19f completa il quadro mostrando i venti orizzontali medi nella bassa troposfera, tra 600 e 900 hPa. Le frecce indicano la grande organizzazione della circolazione monsonica, con flussi occidentali sull’Oceano Indiano settentrionale, trasporto verso l’India e il Sud-Est asiatico, e una progressiva connessione dinamica tra Oceano Indiano, Golfo del Bengala, Indocina e Pacifico occidentale. Questo campo è fondamentale perché permette di collegare i pannelli precedenti in una visione unitaria: lo shear verticale fornisce il meccanismo dinamico, l’umidità fornisce il combustibile termodinamico, mentre i venti medi della bassa troposfera organizzano il trasporto di vapore acqueo e la comunicazione tra le diverse regioni monsoniche. DeMott et al., analizzando i meccanismi di propagazione verso nord della BSISO in ERA-Interim e in un modello climatico super-parametrizzato, mostrarono che la propagazione è sostenuta da più processi concomitanti: destabilizzazione della bassa troposfera tramite anomalie di SST, advezione dell’umidità nello strato limite, convergenza associata ai gradienti di SST e convergenza legata alle anomalie di vorticità barotropica. La figura 19 offre proprio il contesto medio entro cui questi processi possono agire.
La lettura integrata della figura suggerisce che la propagazione verso nord della BSISO non possa essere attribuita a un solo fattore. Il forte shear zonale orientale nel pannello a consente alla convezione di generare anomalie cicloniche a nord; lo shear meridionale nel pannello b contribuisce a modulare la struttura della risposta; il vento meridionale nello strato limite nel pannello c favorisce il trasporto di umidità verso latitudini più settentrionali; l’abbondante umidità nei pannelli d ed e rende possibile la crescita convettiva; i venti orizzontali nel pannello f collegano dinamicamente le regioni sorgente dell’umidità con le aree monsoniche dove la convezione si rigenera. In questo senso, la figura 19 costituisce una rappresentazione climatologica del concetto di “precondizionamento” della BSISO: prima che la convezione si sposti verso nord, l’ambiente settentrionale deve essere reso favorevole attraverso convergenza, vorticità ciclonica, umidificazione e riduzione della stabilità convettiva. La propagazione osservata non è dunque il semplice movimento di una banda temporalesca, ma la ripetuta ricostruzione della convezione in una regione che viene preparata dinamicamente e termodinamicamente dal sistema stesso.
Questo quadro è stato ulteriormente rafforzato dagli studi più recenti, in particolare dal lavoro di Ghatak e Sukhatme sui casi BSISO propaganti e non propaganti sull’Asia meridionale. Gli autori hanno mostrato che la propagazione verso nord richiede la cooperazione tra advezione orizzontale dell’umidità nella libera troposfera e tilting della vorticità prodotto dallo shear verticale di fondo. Negli eventi propaganti, l’umidificazione della troposfera libera sul Mar Arabico meridionale consente alla convezione di assumere una struttura inclinata nord-ovest/sud-est; successivamente, lo shear verticale orientale del monsone favorisce la formazione di un vortice a nord della convezione preesistente, il quale contribuisce a trasportare ulteriore umidità verso il subcontinente indiano. Negli eventi non propaganti, invece, l’umidificazione iniziale è più debole, il vortice è meno sviluppato e la convezione tende ad arrestarsi prima di avanzare verso latitudini più settentrionali. Questo risultato moderno si accorda molto bene con la figura 19: senza uno stato medio caratterizzato da shear verticale, venti monsonici e abbondante umidità, la propagazione della BSISO risulta molto meno efficiente.
La figura 19 permette anche di comprendere perché la BSISO sia così diversa dalla MJO invernale. Durante l’estate boreale, l’ambiente monsonico dell’Oceano Indiano e dell’Asia meridionale presenta una marcata asimmetria emisferica: i venti, l’umidità e lo shear verticale sono organizzati in modo da favorire la migrazione della convezione verso nord. Durante l’inverno boreale, invece, la MJO tende a propagarsi più chiaramente verso est lungo l’equatore, perché il campo medio dei venti e dell’umidità è differente e non fornisce lo stesso supporto alla rigenerazione convettiva meridionale. In questo senso, la BSISO non è semplicemente una MJO “spostata” nella stagione estiva, ma un modo intrastagionale profondamente trasformato dalla circolazione monsonica asiatica. La climatologia mostrata nella figura 19 chiarisce proprio questo punto: l’estate boreale costruisce un ambiente nel quale la convezione tropicale può interagire con lo shear verticale, con il trasporto di umidità e con la circolazione dello strato limite in modo da produrre una propagazione settentrionale organizzata.
Dal punto di vista della previsione, il messaggio della figura è altrettanto rilevante. Se i modelli numerici non rappresentano correttamente la distribuzione climatologica dello shear verticale, dei venti nei bassi strati e dell’umidità specifica, tenderanno a simulare una BSISO troppo debole, troppo stazionaria o incapace di propagarsi realisticamente verso nord. DeMott et al. sottolineano infatti che una simulazione credibile della propagazione richiede la rappresentazione combinata del campo medio, delle anomalie di vorticità, della risposta convettiva allo strato limite e dei feedback dell’umidità. Questo spiega perché la BSISO rimanga ancora una delle sfide principali della previsione subseasonal-to-seasonal: essa dipende da processi che avvengono simultaneamente su scale diverse, dal trasporto regionale dell’umidità alla convezione organizzata, dalla circolazione monsonica media alle anomalie intrastagionali. La figura 19, pur essendo una climatologia, diventa quindi una chiave interpretativa per capire quali ingredienti devono essere correttamente rappresentati affinché un modello riesca a prevedere i cicli attivi e di pausa del monsone asiatico.
In conclusione, la figura 19 mostra che la propagazione verso nord della BSISO nasce dall’interazione fra due grandi famiglie di processi: da un lato la dinamica dello shear verticale, che organizza vorticità, convergenza e circolazione ciclonica a nord della convezione; dall’altro la termodinamica dell’umidità, che fornisce il contenuto di vapore necessario affinché quella convergenza possa trasformarsi in nuova precipitazione. Lo shear zonale orientale tra 200 e 850 hPa appare come il principale elemento dinamico capace di orientare la propagazione; lo shear meridionale contribuisce alla modulazione della struttura; il vento meridionale nello strato limite trasporta umidità verso nord; l’elevata umidità nei bassi e medi strati prepara la colonna alla convezione profonda; i venti orizzontali della bassa troposfera collegano tra loro Oceano Indiano, subcontinente indiano, Sud-Est asiatico e Pacifico occidentale. La figura, quindi, non è soltanto una descrizione dello stato medio JJASO, ma una rappresentazione fisica dell’ambiente che rende possibile la BSISO stessa: un sistema nel quale monsone, shear, umidità e convezione si organizzano in una sequenza dinamico-termodinamica capace di trasferire la convezione dall’oceano equatoriale verso le regioni monsoniche dell’Asia meridionale e orientale.
5.2 Effetto beta
L’effetto beta rappresenta uno dei nodi dinamici più delicati nell’interpretazione della propagazione verso nord della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation. Con questa espressione si indica la variazione meridionale del parametro di Coriolis, cioè il fatto che la vorticità planetaria aumenta spostandosi dall’equatore verso le latitudini più alte. Nella dinamica tropicale e monsonica, tale gradiente non è un semplice dettaglio geometrico della rotazione terrestre, ma può diventare un meccanismo capace di organizzare la circolazione a grande scala, modulare la risposta vorticosa alla convezione e contribuire allo spostamento delle anomalie convettive. Tuttavia, nel caso specifico della BSISO, la sua importanza rimane oggetto di discussione: alcune interpretazioni attribuiscono la propagazione verso nord principalmente al wind shear verticale monsonico, all’interazione tra convezione, umidità e circolazione barotropica; altre, invece, vedono nell’effetto beta un ingrediente essenziale per spiegare la deriva meridionale dei vortici e la selezione spaziale delle strutture intraseasonali.
Il punto centrale è che la BSISO non si comporta come una semplice oscillazione equatoriale simmetrica, ma presenta una struttura fortemente stagionale e monsonica: durante l’estate boreale, le anomalie convettive tendono a muoversi dall’Oceano Indiano equatoriale verso il Golfo del Bengala, l’India, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico occidentale, combinando propagazione verso est lungo la fascia equatoriale e propagazione verso nord nelle regioni monsoniche. Kikuchi descrive proprio questa complessità come una delle differenze fondamentali rispetto alla MJO invernale, poiché la BSISO è vincolata da un ambiente medio estivo caratterizzato da forte shear verticale, gradienti meridionali di umidità, circolazioni monsoniche e distribuzione asimmetrica delle temperature superficiali oceaniche. In tale contesto, l’effetto beta può agire non necessariamente come unico motore della propagazione, ma come fattore che modifica la circolazione indotta dalla convezione e contribuisce alla formazione di anomalie di vorticità capaci di favorire lo spostamento poleward dell’inviluppo convettivo.
Nel meccanismo classico dello shear verticale, sviluppato in modo influente da Jiang, Li e Wang, la propagazione verso nord può essere spiegata anche senza invocare in modo esplicito l’effetto beta. In quel quadro, la convezione intraseasonale genera una struttura baroclina della circolazione; quando questa struttura interagisce con lo shear verticale orientale tipico del monsone estivo, si produce un’anomalia di vorticità barotropica a nord della convezione principale. Tale anomalia favorisce convergenza nei bassi strati, accumulo di umidità e successiva riattivazione convettiva più a nord. Per questo motivo, lo shear verticale medio non è solo un elemento di contesto, ma diventa un agente dinamico capace di trasferire l’attività convettiva verso latitudini superiori. Il fatto che Jiang et al. abbiano usato anche una configurazione su piano f, cioè senza gradiente beta, mostra perché molti autori abbiano considerato l’effetto beta non indispensabile per produrre la propagazione settentrionale della BSISO.
Questa interpretazione, tuttavia, non elimina del tutto il problema. Bellon e Srinivasan hanno osservato che, pur non essendo necessariamente il motore primario del meccanismo di shear verticale, l’effetto beta può diventare rilevante quando si considera la selezione della scala delle perturbazioni intraseasonali. In altre parole, anche se una teoria riesce a produrre la propagazione verso nord senza beta, resta da spiegare perché le strutture convettive e vorticose assumano determinate dimensioni spaziali e temporali, e perché alcune configurazioni risultino più realistiche di altre. Questo aspetto è cruciale, perché la BSISO non è un vortice isolato né una singola cella convettiva, ma un sistema accoppiato atmosfera–convezione–umidità che si estende su migliaia di chilometri e interagisce con il campo medio monsonico. La questione, quindi, non è soltanto se l’effetto beta sia “necessario” o “non necessario”, ma in quale misura esso contribuisca a rendere realistica la struttura spaziale della propagazione.
Una visione più favorevole al ruolo dell’effetto beta è stata proposta da Boos e Kuang, che hanno enfatizzato il concetto di beta drift. La beta drift è un meccanismo ben noto nella dinamica dei vortici atmosferici e tropicali: un vortice inserito in un ambiente in cui la vorticità planetaria aumenta con la latitudine tende a sviluppare una coppia asimmetrica di anomalie di vorticità, spesso chiamata struttura beta-gyre. Nel caso di un vortice ciclonico nell’emisfero nord, il flusso meridionale associato al vortice trasporta aria con diversa vorticità planetaria: sul lato occidentale, il moto verso sud induce un incremento della vorticità relativa, mentre sul lato orientale il moto verso nord tende a ridurla. Questa distribuzione genera una componente di moto verso ovest e, al tempo stesso, un flusso secondario che attraversa il centro del vortice verso nord. Il risultato complessivo è una deriva verso nord-ovest, concetto già radicato nella tradizione dinamica che risale agli studi di Rossby, Adem e Holland sulla dinamica dei vortici e dei cicloni tropicali. Boos e Kuang trasferiscono questa logica al problema della BSISO, suggerendo che la propagazione poleward delle anomalie convettive possa emergere dalla beta drift convettivamente accoppiata delle anomalie di vorticità nei bassi strati.
Questa prospettiva è importante perché collega la BSISO alla dinamica più generale dei vortici tropicali, senza però ridurla a un semplice ciclone. Nella BSISO, infatti, le anomalie di vorticità sono strettamente legate alla convezione profonda, alla convergenza nei bassi strati, al riscaldamento latente e alla distribuzione dell’umidità. La beta drift, in questo caso, non agisce su un vortice secco e isolato, ma su una circolazione convettivamente attiva, capace di rigenerare precipitazione e moti verticali là dove il campo di vento e l’umidità precondizionano l’atmosfera. La propagazione verso nord può quindi essere vista come il risultato di una retroazione: la convezione produce anomalie di vorticità; l’effetto beta ne modifica la struttura e induce una deriva; la deriva altera il campo di convergenza e umidità; queste anomalie favoriscono nuova convezione più a nord. In questa lettura, l’effetto beta diventa un meccanismo di organizzazione spaziale della convezione intraseasonale, soprattutto quando la circolazione monsonica fornisce un ambiente favorevole alla persistenza delle anomalie.
Un ulteriore elemento di complessità deriva dal confronto tra l’Oceano Indiano settentrionale e il Pacifico occidentale. Studi osservativi e modellistici hanno mostrato che la propagazione intraseasonale verso nord non è identica in tutte le aree monsoniche: sull’Oceano Indiano il ruolo dello shear verticale e dei gradienti di umidità appare particolarmente marcato, mentre nel Pacifico occidentale la struttura della circolazione, la distribuzione della convezione e l’interazione con i vortici tropicali possono enfatizzare maggiormente il contributo della vorticità nei bassi strati. DeMott, Stan e Randall, ad esempio, hanno messo in evidenza che diversi dataset e configurazioni modellistiche possono privilegiare meccanismi differenti, indicando che non esiste una singola spiegazione universale valida per ogni fase, bacino e stagione della BSISO. Anche Kikuchi, nella sua rassegna, presenta l’effetto beta come uno dei meccanismi possibili, ma non come una spiegazione esclusiva e definitiva.
Le ricerche più recenti tendono infatti a interpretare la propagazione della BSISO come il prodotto di più processi accoppiati. Alcuni lavori hanno sottolineato il ruolo dell’advezione orizzontale dell’umidità, della struttura inclinata dei gyre monsonici e dell’interazione tra shear verticale e gradienti ambientali di umidità. Ghatak e Sukhatme, ad esempio, distinguono eventi BSISO propaganti e non propaganti sul Sud Asia, mostrando che la propagazione robusta verso nord richiede non solo una risposta vorticosa alla convezione equatoriale, ma anche un’efficace advezione di umidità e una struttura dinamica capace di sostenere la convezione oltre i 15°N. Questo risultato è coerente con una lettura integrata: l’effetto beta può contribuire alla formazione e alla deriva delle anomalie di vorticità, ma la propagazione effettiva della convezione dipende dalla disponibilità di umidità, dal campo medio monsonico e dalla capacità dell’atmosfera di trasformare una perturbazione dinamica in nuova precipitazione organizzata.
In sintesi, l’effetto beta nella BSISO va interpretato come un meccanismo dinamico potenzialmente importante, ma non autosufficiente. Esso spiega in modo elegante perché una circolazione vorticosa immersa in un gradiente meridionale di vorticità planetaria possa sviluppare una deriva verso nord-ovest e contribuire alla migrazione delle anomalie convettive. Tuttavia, la BSISO è un fenomeno più complesso di una semplice beta drift: la sua propagazione dipende anche dallo shear verticale del monsone, dalla distribuzione dell’umidità nei bassi e medi livelli, dall’interazione aria–mare, dalla posizione della convezione equatoriale e dalla risposta barotropica e baroclina della circolazione tropicale. Per questo motivo, la letteratura scientifica non considera ancora risolto il problema del ruolo del beta effect: esso può non essere indispensabile in alcuni modelli idealizzati, ma diventa difficilmente trascurabile quando si cerca di spiegare la scala, l’asimmetria e la traiettoria nord-occidentale delle anomalie vorticose associate alla BSISO. La sua importanza risiede proprio in questa funzione di ponte tra la dinamica planetaria della rotazione terrestre e l’organizzazione regionale della convezione monsonica estiva.
5.3 Feedback umidità–convezione
Il feedback tra umidità e convezione costituisce uno dei meccanismi più importanti per comprendere la propagazione verso nord della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, soprattutto perché consente di collegare la dinamica della circolazione monsonica con la progressiva riorganizzazione termodinamica dell’atmosfera tropicale. Se i processi discussi nelle sezioni precedenti, come lo shear verticale del vento e l’effetto beta, descrivono il ruolo della circolazione e della vorticità, il feedback umidità–convezione introduce un elemento altrettanto fondamentale: la capacità dell’atmosfera di preparare in anticipo, a nord del nucleo convettivo principale, un ambiente più umido e più favorevole allo sviluppo di nuova convezione profonda. In questo senso, la propagazione settentrionale della BSISO non deve essere interpretata come un semplice spostamento meccanico di un’area temporalesca, ma come una rigenerazione progressiva della convezione in regioni dove l’umidità, la convergenza nei bassi strati e l’energia statica umida vengono predisposte in modo coerente dalla circolazione anomala e dal flusso medio monsonico.
Il lavoro di Jiang et al. (2004) ha rappresentato un riferimento essenziale per questa interpretazione, mostrando che le perturbazioni di umidità nello strato limite possono contribuire in modo diretto alla migrazione verso nord della convezione intraseasonale. Il punto fisico centrale è relativamente intuitivo: se il massimo dell’anomalia di umidità coincide inizialmente con il centro della convezione, la presenza di un flusso meridionale medio diretto verso nord nei bassi strati può trasportare parte di questa umidità verso latitudini superiori. Tale trasporto produce una tendenza positiva dell’umidità a nord della convezione attiva, creando una regione precondizionata nella quale la saturazione, la convergenza e l’instabilità convettiva possono aumentare nei giorni successivi. Questo processo è particolarmente rilevante nel dominio monsonico asiatico, dove il flusso nei bassi strati presenta spesso una componente meridionale favorevole e dove l’accumulo di umidità nello strato limite può precedere l’attivazione della convezione profonda. La BSISO, dunque, non propaga soltanto attraverso onde dinamiche o anomalie di vorticità, ma anche attraverso una sorta di “memoria umida” dell’atmosfera tropicale, nella quale le perturbazioni di umidità anticipano e sostengono la successiva fase convettiva.
Un secondo aspetto riguarda l’interazione tra la circolazione anomala associata alla BSISO e il profilo medio di umidità dell’ambiente monsonico. Nelle regioni del Golfo del Bengala e del Pacifico nord-occidentale, il campo climatologico dell’umidità presenta spesso un gradiente meridionale positivo fino a circa 20°N, cioè l’umidità media tende ad aumentare procedendo dall’equatore verso le regioni monsoniche più settentrionali. Quando la convezione BSISO produce una risposta del vento meridionale nei bassi strati, questa circolazione può trasportare il profilo medio di umidità in modo tale da generare nuove anomalie positive a nord del centro convettivo. Anche in questo caso, il risultato è una precondizione favorevole alla propagazione poleward: l’atmosfera a nord della convezione non resta passiva, ma viene gradualmente arricchita di umidità e resa più predisposta alla formazione di moti ascendenti profondi. Questo meccanismo aiuta a spiegare perché la propagazione verso nord sia particolarmente robusta durante l’estate boreale, quando la circolazione monsonica fornisce sia un flusso medio favorevole sia una distribuzione dell’umidità capace di amplificare le anomalie convettive.
Negli ultimi anni, questa interpretazione è stata ulteriormente sviluppata attraverso la teoria dei cosiddetti moisture modes, originariamente formulata per comprendere la lenta propagazione verso est della Madden-Julian Oscillation. Gli studi di Raymond (2001) e Sobel et al. (2001) hanno introdotto l’idea che alcune oscillazioni tropicali intraseasonali possano essere interpretate come modi atmosferici nei quali la variabilità della convezione è strettamente controllata dalla distribuzione dell’umidità integrata nella colonna atmosferica e dell’energia statica umida. In questa prospettiva, la convezione profonda non dipende soltanto dall’instabilità istantanea, ma anche dall’evoluzione graduale del contenuto di umidità e dell’energia disponibile nella colonna. Applicata alla BSISO, tale teoria suggerisce che la propagazione verso nord sia determinata dai processi che aumentano l’umidità e l’energia statica umida a nord della convezione attiva, consentendo alla nuova fase convettiva di svilupparsi in posizione più settentrionale rispetto alla precedente. La BSISO può quindi essere descritta come un sistema accoppiato in cui la convezione modifica il campo di umidità, il campo di umidità controlla la successiva convezione, e la circolazione monsonica organizza spazialmente questo accoppiamento.
L’energia statica umida, spesso indicata con l’acronimo MSE, è particolarmente utile in questo contesto perché combina in un’unica grandezza il contributo del calore sensibile, del contenuto di umidità e dell’energia potenziale gravitazionale. Nelle regioni tropicali, dove la convezione profonda è fortemente sensibile alla disponibilità di vapore acqueo, la variabilità della MSE rappresenta un indicatore efficace dello stato termodinamico della colonna atmosferica. Gli studi di Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020) hanno mostrato che la propagazione verso nord della BSISO può essere analizzata attraverso il bilancio della MSE integrata nella colonna, mettendo in evidenza il ruolo dell’avvezione orizzontale nei bassi livelli. In termini fisici, ciò significa che il trasporto orizzontale di umidità ed energia da parte dei venti medi e anomali può creare un’anomalia positiva di MSE a nord della convezione principale; questa anomalia, a sua volta, favorisce l’innesco di nuova convezione e sostiene la migrazione settentrionale del sistema.
La letteratura, tuttavia, non è completamente concorde su quale componente dell’avvezione sia dominante. Adames et al. (2016) hanno attribuito grande importanza sia al trasporto della MSE media da parte del flusso anomalo sia al trasporto della MSE anomala da parte del flusso zonale medio. Jiang et al. (2018), pur muovendosi nello stesso quadro teorico, hanno assegnato un ruolo più rilevante al primo di questi processi, sottolineando come la circolazione anomala associata alla BSISO possa agire direttamente sul campo medio dell’energia statica umida e produrre anomalie favorevoli alla propagazione. Altri studi, invece, hanno evidenziato la componente meridionale dell’avvezione. Pillai e Sahai (2016) hanno suggerito che sul Pacifico nord-occidentale il trasporto meridionale della MSE sia particolarmente importante, mentre sull’Oceano Indiano settentrionale sarebbe più rilevante l’avvezione zonale. Wang e Li (2020) hanno ulteriormente raffinato questa interpretazione, sostenendo che l’avvezione meridionale della MSE anomala da parte del flusso meridionale medio svolga un ruolo cruciale sia nel Golfo del Bengala sia nel Pacifico nord-occidentale, pur riconoscendo che sul Golfo del Bengala anche il trasporto della MSE media da parte del flusso anomalo può assumere un ruolo dominante.
Queste differenze non devono essere lette come una contraddizione insanabile, ma come il segnale della forte dipendenza regionale dei meccanismi della BSISO. La propagazione verso nord non avviene in un ambiente uniforme: l’Oceano Indiano settentrionale, il Golfo del Bengala e il Pacifico nord-occidentale presentano strutture diverse del vento medio, dell’umidità, della convezione e della temperatura superficiale del mare. Nel settore dell’Oceano Indiano settentrionale, ad esempio, i forti venti occidentali monsonici nei bassi livelli favoriscono un contributo importante dell’avvezione zonale, mentre nel Pacifico nord-occidentale la circolazione media è più complessa, con venti occidentali deboli a ovest delle Filippine e condizioni differenti procedendo verso est. Questa diversità fa sì che lo stesso termine fisico possa contribuire positivamente in una regione e avere un ruolo più debole, o persino opposto, in un’altra. Il quadro più coerente è quindi quello di una BSISO la cui propagazione dipende da un equilibrio regionale tra trasporto zonale e meridionale di umidità ed energia statica umida.
La struttura inclinata della convezione associata alla BSISO offre un’ulteriore chiave interpretativa. Poiché le anomalie convettive non sono disposte semplicemente lungo una linea zonale, ma assumono spesso una configurazione obliqua tra Oceano Indiano, Golfo del Bengala, Mar Cinese Meridionale e Pacifico occidentale, i gradienti spaziali della MSE e dell’umidità possono cambiare sensibilmente a seconda della fase dell’oscillazione. Quando il centro convettivo si trova sull’Oceano Indiano settentrionale, la combinazione tra forti venti occidentali e distribuzione inclinata dell’anomalia convettiva può favorire un accumulo di energia e umidità a nord o nord-est della convezione. Quando invece il centro convettivo si colloca nel Pacifico nord-occidentale, la configurazione dei venti e dei gradienti termodinamici può rendere più importante il trasporto meridionale. In entrambi i casi, la propagazione non nasce da un singolo meccanismo isolato, ma dalla capacità della circolazione monsonica di trasferire umidità ed energia nella regione che diventerà successivamente convettivamente attiva.
In questo quadro, la BSISO appare come un fenomeno intrinsecamente accoppiato tra dinamica e termodinamica. La circolazione anomala prodotta dalla convezione genera trasporti di umidità; questi trasporti modificano l’energia statica umida della colonna atmosferica; l’aumento della MSE favorisce nuova convezione; la nuova convezione produce a sua volta nuove anomalie di vento, convergenza e vorticità. Il feedback umidità–convezione fornisce quindi un meccanismo di persistenza e propagazione, perché permette alla BSISO di rigenerarsi progressivamente anziché decadere rapidamente dopo una singola fase convettiva. Questo aspetto è coerente con l’idea più generale, sviluppata negli studi sui moisture modes, secondo cui la variabilità tropicale intraseasonale è fortemente controllata dalla ricarica e scarica dell’umidità atmosferica. La convezione intensa tende a consumare e ridistribuire l’umidità nella regione attiva, mentre i processi di avvezione e convergenza preumidificano le regioni adiacenti, preparando il terreno per la successiva fase dell’oscillazione.
Un punto particolarmente rilevante è che il feedback umidità–convezione consente di spiegare la lentezza della propagazione della BSISO. La convezione tropicale, presa singolarmente, può svilupparsi su scale temporali relativamente brevi; tuttavia, la BSISO evolve su scale intraseasonali, tipicamente dell’ordine di alcune settimane. Questa lentezza è coerente con i tempi necessari affinché l’umidità della colonna atmosferica si accumuli, venga trasportata, converga e raggiunga una soglia favorevole alla convezione profonda organizzata. In altre parole, la propagazione verso nord non è semplicemente il risultato immediato di una perturbazione dinamica, ma dipende da un processo graduale di precondizionamento umido. Tale processo spiega perché le anomalie di precipitazione della BSISO siano spesso precedute da segnali di aumento dell’umidità nei bassi e medi livelli, e perché la qualità della rappresentazione dell’umidità nei modelli climatici e meteorologici sia decisiva per simulare correttamente la propagazione intraseasonale monsonica.
Dal punto di vista modellistico, questa sezione ha implicazioni molto importanti. Molti modelli atmosferici faticano a rappresentare realisticamente la BSISO proprio perché non riescono a riprodurre in modo accurato l’accoppiamento tra convezione, umidità e circolazione nei bassi livelli. Se un modello convettivo attiva la precipitazione troppo rapidamente, senza permettere l’accumulo graduale dell’umidità, la propagazione può risultare troppo debole, troppo veloce o spazialmente errata. Se invece il modello non rappresenta correttamente i venti monsonici medi, il trasporto di MSE e umidità verso nord può essere distorto, compromettendo la sequenza delle fasi BSISO. Per questo motivo, gli studi basati sul bilancio della MSE sono diventati fondamentali non solo per comprendere la dinamica osservata, ma anche per diagnosticare gli errori dei modelli di previsione substagionale e climatica. Una simulazione realistica della BSISO richiede infatti che il modello riproduca sia la risposta dinamica della circolazione alla convezione sia il successivo precondizionamento umido nelle regioni poste a nord del centro convettivo.
Nel contesto del monsone asiatico, il feedback umidità–convezione assume inoltre un significato climatico più ampio. La propagazione verso nord della BSISO modula le fasi attive e di pausa del monsone indiano, influenza la distribuzione delle precipitazioni sul Golfo del Bengala e sul subcontinente indiano, condiziona l’attività convettiva sul Mar Cinese Meridionale e può contribuire alla formazione di ambienti favorevoli allo sviluppo dei cicloni tropicali nel Pacifico nord-occidentale. Comprendere come l’umidità venga trasportata e accumulata a nord della convezione significa quindi comprendere una parte essenziale della variabilità delle piogge monsoniche su scale temporali di grande rilevanza sociale, agricola e idrologica. La BSISO non è soltanto una struttura atmosferica astratta, ma un regolatore della distribuzione spaziale e temporale delle precipitazioni estive in alcune delle regioni più densamente popolate del pianeta.
In definitiva, il feedback umidità–convezione rappresenta uno dei meccanismi più convincenti per spiegare la propagazione verso nord della BSISO. Esso integra la dinamica della circolazione monsonica con la termodinamica dell’atmosfera tropicale, mostrando che la migrazione convettiva dipende dalla capacità dei venti medi e anomali di costruire anomalie positive di umidità e di energia statica umida a nord del centro convettivo. Gli studi di Jiang et al. (2004), Raymond (2001), Sobel et al. (2001), Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020) convergono su un punto fondamentale: la propagazione della BSISO non può essere compresa senza considerare il ruolo dell’umidità atmosferica. Restano differenze interpretative sulla relativa importanza dell’avvezione zonale e meridionale, e tali differenze dipendono in larga misura dalla regione analizzata e dalla metodologia utilizzata. Tuttavia, il messaggio fisico complessivo è chiaro: la BSISO avanza verso nord perché la convezione, attraverso la circolazione che essa stessa genera e attraverso il flusso monsonico di fondo, prepara progressivamente l’ambiente umido in cui nascerà la fase convettiva successiva. La propagazione non è dunque un semplice trasferimento spaziale della convezione, ma una sequenza organizzata di precondizionamento umido, accumulo di energia, convergenza nei bassi strati e rigenerazione convettiva.
Figura 20 — Generazione di vorticità barotropica e propagazione verso nord della BSISO
La figura 20 rappresenta uno schema concettuale fondamentale per comprendere uno dei meccanismi dinamici più discussi nella letteratura sulla Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, cioè la capacità della convezione tropicale organizzata di generare, attraverso l’interazione con lo shear verticale del vento monsonico, una nuova anomalia di vorticità barotropica positiva a nord del centro convettivo. Il punto essenziale della figura è che la propagazione verso nord della BSISO non viene interpretata come il semplice spostamento fisico di un ammasso convettivo già esistente, ma come una rigenerazione progressiva della convezione in una regione posta più a nord, dove la circolazione atmosferica ha precedentemente creato condizioni dinamiche favorevoli. Questo concetto è stato sviluppato in modo particolarmente influente da Jiang et al. (2004) e ripreso da Bellon e Sobel (2008), i quali hanno cercato di chiarire perché, durante l’estate boreale, l’attività convettiva intraseasonale tenda a migrare dall’Oceano Indiano equatoriale verso il Golfo del Bengala, il subcontinente indiano, il Mar Cinese Meridionale e il Pacifico nord-occidentale.
Nel pannello (a) della figura viene mostrata la situazione di partenza. In presenza di uno shear verticale del vento di fondo, tipico dell’ambiente monsonico asiatico, la convezione profonda produce una risposta baroclina della circolazione. Il termine “baroclino” indica che la struttura atmosferica presenta segni opposti tra bassi e alti livelli: nei bassi strati la convezione richiama aria umida verso il centro convettivo, producendo convergenza, mentre in alta troposfera l’aria ascendente defluisce lateralmente, generando divergenza. Questo tipo di risposta è una caratteristica classica della convezione tropicale profonda, già discussa negli studi sulla dinamica della MJO e delle oscillazioni intraseasonali da Madden e Julian (1971, 1972), Lau e Chan (1986) e Wang e Rui (1990). Tuttavia, nel caso della BSISO, l’elemento cruciale è che questa struttura verticale si sviluppa all’interno di un ambiente monsonico estivo fortemente asimmetrico, dove i venti nei bassi livelli e quelli in quota non sono semplicemente sovrapposti, ma interagiscono con la convezione producendo anomalie di vorticità e divergenza spazialmente organizzate.
La nube grigia rappresentata nel pannello (a) indica il nucleo convettivo principale. Attorno a essa si osserva una distribuzione di divergenza e vorticità baroclina: in alta troposfera domina il deflusso divergente, mentre nei bassi livelli domina l’afflusso convergente. La vorticità baroclina negativa associata a questa configurazione è legata alla risposta dinamica della colonna atmosferica al riscaldamento latente prodotto dalla condensazione. La convezione profonda, infatti, non è soltanto un fenomeno termodinamico, ma agisce come una sorgente di riscaldamento capace di riorganizzare il campo del vento. Gli studi di Gill (1980) sulla risposta tropicale a una sorgente di calore e quelli successivi di Wang e Xie (1997) hanno mostrato come il riscaldamento convettivo possa generare strutture di tipo Kelvin e Rossby, con anomalie di vento, pressione e vorticità che si estendono su vaste aree tropicali. La figura 20 applica questo tipo di logica al problema specifico della propagazione nordward della BSISO, mostrando come la risposta inizialmente baroclina possa trasformarsi in un segnale barotropico favorevole alla migrazione della convezione.
Il pannello (b) è particolarmente importante perché traduce la struttura del pannello precedente in termini di distribuzione latitudinale. La divergenza baroclina risulta massima in corrispondenza del centro convettivo e diminuisce spostandosi verso nord; allo stesso tempo, la vorticità baroclina, negativa presso la regione convettiva, tende a indebolirsi procedendo verso latitudini superiori. Questo significa che, a nord del centro convettivo, si creano gradienti latitudinali di divergenza e vorticità con segni ben definiti. Tali gradienti, pur potendo apparire come dettagli tecnici, sono in realtà il cuore del meccanismo. Quando essi interagiscono con lo shear verticale del vento medio, possono generare una nuova anomalia di vorticità barotropica, cioè una struttura vorticosa che tende ad avere lo stesso segno lungo gran parte della colonna atmosferica. In termini fisici, la convezione produce prima una risposta verticale differenziata; poi lo shear ambientale converte parte di questa risposta in una circolazione più coerente lungo la colonna, capace di influenzare la successiva posizione della convezione.
Nel pannello (c) viene mostrato il risultato finale: a nord del nucleo convettivo originario compare una colonna di vorticità barotropica positiva, rappresentata in rosso. Nell’emisfero nord, una vorticità positiva corrisponde a una circolazione ciclonica. Questa anomalia ciclonica è fondamentale perché favorisce convergenza nei bassi strati, sollevamento dell’aria e accumulo di umidità, cioè tre condizioni essenziali per la formazione di nuova convezione profonda. Di conseguenza, il nucleo convettivo successivo tende a svilupparsi non esattamente nella stessa posizione del precedente, ma leggermente più a nord. Ripetuto nel tempo, questo processo produce una propagazione apparente della BSISO verso latitudini superiori. È proprio questo il messaggio centrale della figura: la BSISO non “scivola” verso nord come una nube compatta, ma si ricostruisce progressivamente più a nord grazie alla formazione anticipata di anomalie dinamiche favorevoli.
Questo meccanismo è strettamente collegato alla teoria proposta da Jiang et al. (2004), secondo cui lo shear verticale monsonico svolge un ruolo decisivo nella propagazione nordward della convezione intraseasonale. Nel loro schema, la convezione genera una struttura baroclina; l’interazione tra questa struttura e lo shear verticale produce vorticità barotropica positiva a nord della convezione; tale vorticità favorisce convergenza nei bassi livelli e predispone la regione settentrionale allo sviluppo della fase convettiva successiva. Il valore di questa teoria sta nel fatto che essa riesce a spiegare la propagazione verso nord anche senza invocare necessariamente l’effetto beta come ingrediente essenziale. Infatti, come discusso nella letteratura successiva, il meccanismo di shear verticale può produrre una migrazione meridionale della convezione su un piano ideale anche quando il gradiente planetario di vorticità non è il fattore dominante. Questo non significa che l’effetto beta sia irrilevante, ma indica che la BSISO possiede un motore interno legato alla struttura verticale del monsone estivo.
La figura 20 chiarisce anche perché la propagazione verso nord sia una caratteristica più marcata della BSISO rispetto alla MJO invernale. Durante l’inverno boreale, la MJO tende a propagarsi prevalentemente verso est lungo la fascia equatoriale, seguendo la struttura della warm pool indo-pacifica e l’accoppiamento tra onde equatoriali, convezione e umidità. Durante l’estate boreale, invece, il monsone asiatico introduce una forte asimmetria emisferica: la zona di massima umidità, i venti monsonici, la temperatura superficiale dell’oceano e la convezione climatologica si spostano verso nord. In questo ambiente, lo shear verticale diventa particolarmente efficace nel convertire la risposta convettiva baroclina in un’anomalia barotropica settentrionale. Gli studi di Kemball-Cook e Wang (2001) e di Annamalai e Slingo (2001) hanno mostrato che la propagazione verso nord dell’oscillazione intraseasonale è una componente essenziale della variabilità monsonica asiatica, mentre lavori successivi, tra cui quelli di Jiang et al. (2004), Bellon e Sobel (2008) e Kikuchi (2021), hanno cercato di spiegare quali processi fisici permettano a tale propagazione di mantenersi nel tempo.
Un elemento centrale dello schema è il passaggio dalla struttura baroclina alla struttura barotropica. La convezione tropicale profonda, presa isolatamente, tende a produrre una risposta baroclina perché il riscaldamento latente è concentrato nella media troposfera e induce convergenza sotto la regione di massimo riscaldamento e divergenza sopra di essa. Tuttavia, per favorire la propagazione verso nord della BSISO, questa risposta deve produrre un’anomalia capace di influenzare la circolazione nei bassi livelli a nord della convezione. La vorticità barotropica positiva rappresenta proprio questa struttura: una circolazione ciclonica verticalmente coerente, in grado di organizzare l’afflusso di aria umida e di creare una regione preferenziale per il successivo sviluppo convettivo. In altre parole, la figura mostra come la convezione produca non soltanto precipitazione, ma anche una vera e propria “impronta dinamica” nell’atmosfera circostante.
Questo meccanismo si integra molto bene con il feedback umidità–convezione discusso negli studi più recenti. La vorticità barotropica positiva a nord del centro convettivo non agisce in un ambiente secco, ma in una regione monsonica ricca di umidità nei bassi strati. La circolazione ciclonica favorisce convergenza e trasporto di vapore acqueo, aumentando l’umidità della colonna e l’energia statica umida. Gli studi di Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020) hanno sottolineato che la propagazione della BSISO dipende in modo cruciale dalla capacità dell’atmosfera di accumulare umidità e MSE a nord della convezione attiva. La figura 20, quindi, rappresenta la parte dinamica di un processo più ampio: lo shear verticale genera l’anomalia ciclonica settentrionale, mentre il feedback umido consente a tale anomalia di trasformarsi in nuova convezione profonda. Senza un adeguato precondizionamento dell’umidità, la vorticità positiva potrebbe non essere sufficiente a produrre una nuova fase convettiva; senza la vorticità e la convergenza dinamica, l’umidità potrebbe non organizzarsi in modo coerente nello spazio e nel tempo.
La figura aiuta anche a comprendere perché la BSISO sia così difficile da simulare nei modelli climatici e di previsione substagionale. Un modello deve rappresentare correttamente almeno tre elementi: la struttura verticale della convezione, lo shear medio monsonico e la risposta della vorticità nei bassi e medi livelli. Se la convezione parametrizzata è troppo debole, troppo superficiale o troppo rapidamente dissipata, la risposta baroclina può risultare irrealistica. Se lo shear verticale del monsone è mal rappresentato, la conversione in vorticità barotropica a nord del centro convettivo può essere insufficiente. Se infine il modello non riproduce bene il trasporto di umidità nei bassi strati, l’anomalia ciclonica settentrionale non riesce a innescare una nuova fase convettiva. Questo spiega perché molti modelli tendano a sottostimare la propagazione verso nord della BSISO o a rappresentarla con una fase errata, un problema evidenziato in numerosi studi sulla predicibilità substagionale del monsone asiatico.
Dal punto di vista fisico, la figura 20 mostra una sequenza molto elegante: la convezione produce riscaldamento e divergenza; la risposta baroclina genera una distribuzione latitudinale di vorticità e divergenza; lo shear verticale del vento monsonico trasforma questi gradienti in una nuova anomalia barotropica; la vorticità positiva a nord favorisce convergenza, sollevamento e accumulo di umidità; la convezione successiva nasce più a nord. Questo schema fornisce una spiegazione coerente del carattere “a passi successivi” della BSISO. La propagazione non è continua nel senso cinematico del termine, ma avviene attraverso una sequenza di riorganizzazioni dinamiche e termodinamiche. Ogni fase convettiva prepara la successiva, e la regione posta a nord del centro attivo diventa gradualmente più favorevole all’innesco di nuova convezione.
In conclusione, la figura 20 sintetizza uno dei meccanismi più importanti per spiegare la propagazione verso nord della BSISO nell’emisfero boreale. Essa mostra che la convezione profonda, inserita in un ambiente monsonico caratterizzato da shear verticale, può generare una risposta baroclina che, attraverso i gradienti latitudinali di divergenza e vorticità, produce una nuova anomalia di vorticità barotropica positiva a nord del centro convettivo. Questa anomalia ciclonica costituisce un precursore dinamico della fase convettiva successiva, perché favorisce convergenza nei bassi livelli, accumulo di umidità e sollevamento. Il contributo degli studi di Jiang et al. (2004) e Bellon e Sobel (2008) è stato decisivo nel formalizzare questo processo, mentre la letteratura successiva ha mostrato che esso deve essere considerato insieme ai feedback di umidità, all’energia statica umida e alla struttura regionale del monsone. La figura, dunque, non descrive soltanto un dettaglio tecnico della dinamica atmosferica, ma offre una chiave interpretativa profonda: la BSISO si propaga verso nord perché la convezione attiva modifica l’ambiente circostante e costruisce, davanti a sé, le condizioni dinamiche e termodinamiche necessarie alla propria rigenerazione.
Il ruolo dell’avvezione orizzontale della MSE nella propagazione verso nord della BSISO secondo la Tabella 2
La Tabella 2 sintetizza un punto essenziale della dinamica della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation: la propagazione verso nord della convezione non dipende da un unico processo uniforme su tutto il dominio monsonico, ma dal modo in cui i diversi termini di avvezione orizzontale dell’energia statica umida, o MSE, agiscono nelle varie regioni attraversate dalla BSISO. La tabella mette a confronto due settori fondamentali, l’Oceano Indiano settentrionale e il Pacifico nord-occidentale, mostrando che i contributi associati all’avvezione zonale e meridionale possono cambiare segno a seconda della struttura dei venti medi, delle anomalie convettive e dei gradienti spaziali di umidità ed energia. Questo è un aspetto decisivo, perché nella teoria dei moisture modes, sviluppata inizialmente per interpretare la propagazione lenta della MJO da Raymond e da Sobel e collaboratori, la variabilità della convezione tropicale è fortemente controllata dall’accumulo, dal trasporto e dalla redistribuzione dell’umidità nella colonna atmosferica. Applicata alla BSISO, questa teoria suggerisce che la convezione riesca a propagarsi verso nord quando l’ambiente posto a nord del centro convettivo viene progressivamente arricchito di umidità e MSE, diventando favorevole alla rigenerazione della convezione profonda.
Il primo dato importante della tabella riguarda l’Oceano Indiano settentrionale, dove il termine i presenta segno positivo. Questo indica che l’avvezione della MSE media da parte del flusso anomalo associato alla BSISO tende ad aumentare l’energia statica umida nella regione posta a nord della convezione. In termini fisici, la circolazione anomala generata dalla convezione intraseasonale agisce sul campo medio dell’ambiente monsonico e trasporta aria più favorevole, ricca di umidità ed energia, verso latitudini più settentrionali. Tale processo è coerente con quanto discusso da Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020), i quali hanno sottolineato il ruolo fondamentale di questo contributo soprattutto sul settore dell’Oceano Indiano e del Golfo del Bengala. La positività del termine i suggerisce quindi che, in questa regione, la BSISO possiede un meccanismo dinamico-termodinamico molto efficace: la convezione attiva modifica la circolazione, la circolazione anomala riorganizza il campo della MSE e la regione settentrionale viene precondizionata per ospitare la fase convettiva successiva.
Sempre nell’Oceano Indiano settentrionale, il termine ii assume invece segno negativo. Questo significa che l’avvezione della MSE anomala da parte del flusso zonale medio tende, almeno teoricamente, a ridurre la MSE nella zona posta a nord del centro convettivo, agendo quindi in senso sfavorevole rispetto alla propagazione verso nord. Tale risultato è particolarmente interessante perché mostra che non tutto il trasporto orizzontale dell’energia statica umida contribuisce automaticamente alla crescita della convezione. In un ambiente caratterizzato da forti venti occidentali monsonici, il trasporto zonale delle anomalie può spostare o redistribuire la MSE in modo tale da non favorire direttamente l’accumulo a nord del nucleo convettivo. Questo aiuta a comprendere perché alcuni studi abbiano attribuito un ruolo dominante all’avvezione zonale solo in determinate regioni o utilizzando tecniche composite che trattano insieme Oceano Indiano e Pacifico occidentale. Adames et al. (2016), ad esempio, hanno evidenziato l’importanza di più contributi zonali nel bilancio della MSE, ma la tabella mostra che tale contributo non ha necessariamente lo stesso segno e la stessa efficacia in tutte le regioni della BSISO.
Il termine iii è positivo sia nell’Oceano Indiano settentrionale sia nel Pacifico nord-occidentale, e questo rappresenta probabilmente uno dei messaggi più robusti della tabella. Esso indica che l’avvezione della MSE anomala da parte del flusso meridionale medio tende a favorire l’accumulo di energia statica umida a nord della convezione in entrambi i settori. Questo risultato è di grande valore interpretativo perché collega direttamente la propagazione verso nord della BSISO alla struttura media del monsone estivo boreale. Il flusso meridionale nei bassi livelli, presente in molte aree del dominio monsonico asiatico, non agisce soltanto come trasporto di aria umida, ma come meccanismo di spostamento e riorganizzazione delle anomalie termodinamiche associate alla BSISO. Wang e Li (2020) hanno attribuito a questo processo un ruolo centrale sia nel Golfo del Bengala sia nel Pacifico nord-occidentale, sostenendo che l’avvezione meridionale delle anomalie di MSE da parte del flusso medio rappresenti uno dei canali più efficaci attraverso cui la convezione può rigenerarsi progressivamente verso nord.
Al contrario, il termine iv è negativo in entrambe le regioni considerate. Questo indica che l’avvezione della MSE media da parte del flusso meridionale anomalo tende a produrre un contributo sfavorevole alla crescita della MSE a nord della convezione. Il dato non deve essere interpretato come una negazione del ruolo della circolazione meridionale, ma come una distinzione più sottile tra i diversi modi in cui vento medio, vento anomalo, MSE media e MSE anomala interagiscono tra loro. La propagazione della BSISO non dipende semplicemente dalla presenza di un vento verso nord o verso sud, ma dal prodotto tra quel vento e il gradiente spaziale dell’umidità e dell’energia disponibile. Per questo motivo, due processi entrambi “meridionali” possono avere effetti opposti: il termine iii favorisce la propagazione perché il flusso medio trasporta l’anomalia di MSE in modo favorevole, mentre il termine iv risulta negativo perché il flusso anomalo agisce sul profilo medio della MSE in modo meno favorevole alla costruzione dell’anomalia settentrionale.
Nel Pacifico nord-occidentale, la tabella mostra una configurazione diversa e più articolata. Il termine i non ha un segno univoco, ma viene indicato come positivo o negativo. Questo significa che l’avvezione della MSE media da parte del flusso anomalo può contribuire in modo favorevole o sfavorevole a seconda della posizione specifica della convezione e della struttura dei venti locali. Tale ambiguità riflette la complessità dinamica del Pacifico nord-occidentale, dove la circolazione media nei bassi livelli non è dominata in modo uniforme da forti venti occidentali come sull’Oceano Indiano settentrionale. A ovest delle Filippine possono prevalere deboli venti occidentali, mentre più a est possono comparire condizioni differenti, talvolta più orientali. Di conseguenza, lo stesso meccanismo che sull’Oceano Indiano agisce in modo chiaramente positivo può diventare più dipendente dalla fase della BSISO e dalla collocazione geografica dell’anomalia convettiva.
Nel Pacifico nord-occidentale, invece, il termine ii diventa positivo. Questo è un dato molto significativo perché mostra che l’avvezione zonale della MSE anomala da parte del flusso medio può favorire l’accumulo di energia statica umida a nord della convezione in questa regione, a differenza di quanto avviene sull’Oceano Indiano settentrionale. Tale contrasto regionale permette di comprendere meglio le apparenti discrepanze presenti nella letteratura scientifica. Pillai e Sahai (2016), ad esempio, hanno distinto il comportamento del Pacifico nord-occidentale da quello dell’Oceano Indiano settentrionale, suggerendo che i processi dominanti nel bilancio della MSE cambino in modo sensibile da un settore all’altro. La tabella conferma proprio questa idea: nel Pacifico nord-occidentale, il trasporto zonale delle anomalie può diventare favorevole alla propagazione, mentre nell’Oceano Indiano settentrionale lo stesso tipo di contributo tende ad assumere segno negativo.
La combinazione dei segni nella tabella permette quindi di costruire una lettura regionale della propagazione BSISO. Nell’Oceano Indiano settentrionale, i contributi favorevoli principali sono il termine i e il termine iii, mentre i termini ii e iv risultano sfavorevoli. In questo settore, la propagazione verso nord sembra quindi dipendere soprattutto dall’interazione tra la circolazione anomala della BSISO e il campo medio della MSE, insieme al trasporto meridionale delle anomalie da parte del flusso monsonico medio. Nel Pacifico nord-occidentale, invece, il quadro è diverso: il termine iii resta favorevole, il termine ii diventa positivo, il termine iv rimane negativo e il termine i dipende dalla posizione. Questo suggerisce che nel Pacifico nord-occidentale la propagazione della convezione possa essere sostenuta da una combinazione più forte tra avvezione meridionale e avvezione zonale delle anomalie, mentre il ruolo della circolazione anomala sul campo medio risulta meno stabile.
Questo schema è molto utile perché mostra che la BSISO non può essere descritta con un modello fisico eccessivamente uniforme. La sua propagazione verso nord emerge dall’interazione tra convezione, umidità, MSE e circolazione monsonica, ma il peso relativo di questi processi cambia lungo il percorso dell’oscillazione. Quando la convezione si trova sull’Oceano Indiano settentrionale, la presenza di forti venti occidentali monsonici e di un marcato gradiente ambientale di umidità rende dominante un certo tipo di avvezione. Quando invece il centro convettivo si sposta verso il Pacifico nord-occidentale, la diversa struttura del vento medio e la disposizione inclinata delle anomalie convettive modificano il segno e l’efficacia dei singoli contributi. Questa dipendenza regionale è coerente con la natura stessa della BSISO, che non è una semplice onda equatoriale, ma un modo intraseasonale estivo fortemente influenzato dalla distribuzione stagionale del monsone asiatico.
La tabella aiuta anche a collegare il bilancio della MSE con il concetto di precondizionamento umido. I termini positivi indicano processi che tendono ad aumentare la MSE a nord del centro convettivo, preparando l’atmosfera alla successiva fase di convezione profonda. I termini negativi indicano invece processi che sottraggono MSE o la redistribuiscono in modo meno favorevole. La propagazione osservata della BSISO dipende quindi dal bilancio complessivo tra contributi favorevoli e contrari. Questo aspetto è coerente con gli studi di Jiang et al. (2004), che avevano già evidenziato il ruolo delle perturbazioni di umidità nello strato limite, e con le analisi più recenti basate sulla MSE, nelle quali la convezione viene vista come parte di un ciclo di ricarica e scarica dell’umidità atmosferica. La convezione attiva consuma e redistribuisce umidità, ma allo stesso tempo induce circolazioni che accumulano nuova energia e vapore acqueo davanti alla regione convettiva, rendendo possibile la successiva propagazione.
Dal punto di vista modellistico, i dati della tabella hanno implicazioni importanti. Per simulare correttamente la BSISO, un modello deve rappresentare non solo la convezione profonda, ma anche il segno corretto dei trasporti orizzontali della MSE nelle diverse regioni. Un errore nei venti medi sull’Oceano Indiano settentrionale può alterare il contributo positivo del termine i o del termine iii; un errore nella circolazione del Pacifico nord-occidentale può trasformare un contributo teoricamente positivo in un effetto debole o persino sfavorevole. Questo spiega perché molti modelli climatici e di previsione substagionale faticano a riprodurre la propagazione nordward della BSISO: non basta generare precipitazione tropicale, ma occorre simulare con precisione il trasporto regionale dell’umidità e della MSE. La tabella, pur essendo semplice, mette in evidenza una difficoltà centrale della modellistica monsonica: la corretta rappresentazione dei processi fisici che precedono la convezione è importante quanto la rappresentazione della convezione stessa.
In conclusione, la Tabella 2 mostra che la propagazione verso nord della BSISO è sostenuta da una combinazione regionale di processi favorevoli e sfavorevoli legati all’avvezione orizzontale della MSE. Nell’Oceano Indiano settentrionale risultano positivi il termine i e il termine iii, mentre il termine ii e il termine iv hanno segno negativo. Nel Pacifico nord-occidentale, il termine iii rimane positivo, il termine ii diventa positivo, il termine iv resta negativo e il termine i assume un comportamento variabile. Questo quadro sintetizza in modo efficace perché gli studi di Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020) abbiano talvolta enfatizzato processi diversi: non necessariamente perché siano in contraddizione, ma perché analizzano regioni, fasi e metodi differenti. Il messaggio scientifico più solido è che la BSISO si propaga verso nord quando i processi di avvezione riescono a costruire un’anomalia positiva di umidità ed energia statica umida a nord della convezione attiva. La tabella dimostra quindi che la propagazione non è un fenomeno puramente dinamico né puramente termodinamico, ma il risultato di un accoppiamento complesso tra circolazione monsonica, struttura inclinata della convezione, trasporto orizzontale dell’umidità e rigenerazione progressiva della convezione profonda.
5.4 Interazione aria–mare
L’interazione aria–mare rappresenta uno dei processi più rilevanti, ma anche più complessi, per comprendere la variabilità della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation e la sua propagazione verso nord durante la stagione monsonica asiatica. La BSISO è essenzialmente un fenomeno atmosferico, perché nasce dalla dinamica della convezione tropicale, dalla circolazione monsonica, dallo shear verticale del vento, dai processi di vorticità e dal feedback umidità–convezione; tuttavia, essa evolve sopra oceani tropicali caldi, nei quali la temperatura superficiale del mare può variare su scale temporali intraseasonali e interagire in modo coerente con la convezione. Per questo motivo, anche se l’oceano non viene generalmente considerato il motore primario della BSISO, esso può modularne l’intensità, la fase, la persistenza e, in alcuni casi, la capacità di propagarsi verso nord.
Le osservazioni mostrano che le anomalie di temperatura superficiale del mare, o SST, tendono a organizzarsi in rapporto stretto con le fasi convettive della BSISO. Numerosi studi, tra cui quelli di Sengupta et al. (2001), Sengupta e Ravichandran (2001), Vecchi e Harrison (2002), Duvel e Vialard (2007), Vialard et al. (2012) e Roxy et al. (2013), hanno evidenziato che le anomalie positive di SST spesso precedono la convezione intraseasonale di circa un quarto di ciclo. Questo significa che, prima dell’arrivo della fase convettiva più intensa, la superficie oceanica tende a riscaldarsi; successivamente, quando la convezione profonda si sviluppa, l’aumento della copertura nuvolosa, dei venti superficiali e dei flussi turbolenti contribuisce a raffreddare l’oceano superficiale. La sequenza osservata suggerisce quindi un ciclo accoppiato: la fase più soleggiata e meno convettiva favorisce l’accumulo di calore nello strato superficiale oceanico, mentre la fase convettiva successiva scarica parte di questo calore attraverso maggiore evaporazione, raffreddamento superficiale e rimescolamento verticale.
Il ruolo potenziale delle anomalie di SST nella BSISO può essere interpretato attraverso due canali principali. Il primo riguarda la capacità della temperatura superficiale del mare di modificare la temperatura dello strato limite atmosferico e, di conseguenza, i campi di convergenza e divergenza nei bassi livelli. Secondo il quadro proposto da Lindzen e Nigam (1987), i gradienti orizzontali di SST possono generare gradienti di pressione nello strato limite tropicale, inducendo convergenza sopra le acque più calde e divergenza sopra le acque relativamente più fredde. Applicato alla BSISO, questo meccanismo suggerisce che anomalie positive di SST poste a nord del centro convettivo possano favorire un richiamo di aria umida nei bassi strati, contribuendo a predisporre la regione settentrionale alla successiva attivazione convettiva. In questo senso, l’oceano agisce come un elemento di precondizionamento, capace di rendere più favorevole l’ambiente in cui la convezione si rigenererà.
Il secondo canale riguarda gli scambi di calore sensibile e soprattutto di calore latente all’interfaccia aria–mare. Quando la superficie oceanica è più calda, l’evaporazione può aumentare, trasferendo più umidità dall’oceano all’atmosfera. Questo processo accresce il contenuto di vapore acqueo nello strato limite e può contribuire ad aumentare l’energia disponibile per la convezione profonda. Tuttavia, la relazione non è sempre lineare: venti più intensi possono aumentare i flussi turbolenti anche in presenza di SST non particolarmente elevate, mentre una forte copertura nuvolosa può ridurre la radiazione solare in ingresso e raffreddare rapidamente lo strato oceanico superficiale. La BSISO, quindi, non risponde soltanto al valore della SST, ma all’intero bilancio energetico della superficie marina, che include radiazione solare, evaporazione, vento, rimescolamento e profondità dello strato misto oceanico.
Gli studi modellistici condotti negli ultimi due decenni hanno cercato di chiarire quanto l’accoppiamento aria–mare migliori la rappresentazione della BSISO. Molti lavori, tra cui Kemball-Cook et al. (2002), Fu et al. (2003), Fu e Wang (2004), Seo et al. (2007) e Sharmila et al. (2013), hanno suggerito che l’uso di modelli accoppiati oceano–atmosfera permetta di simulare una BSISO più realistica in termini di intensità, organizzazione spaziale e propagazione. In particolare, l’accoppiamento consente alla convezione di interagire con uno strato oceanico che non resta statico, ma risponde alle anomalie atmosferiche attraverso raffreddamenti e riscaldamenti intraseasonali. Questo rende più credibile il ciclo fisico della BSISO, perché nella realtà la convezione non si sviluppa sopra una superficie oceanica prescritta e immobile, ma sopra un oceano che accumula e rilascia calore in modo continuo.
Tuttavia, la letteratura non è completamente concorde. Neena et al. (2017) hanno mostrato che l’accoppiamento aria–mare non garantisce sempre un miglioramento automatico della simulazione della BSISO. Questo punto è molto importante, perché indica che l’oceano può migliorare la rappresentazione del fenomeno solo se il modello descrive correttamente anche la convezione atmosferica, la circolazione monsonica, i flussi superficiali e lo stato medio tropicale. Se un modello presenta errori sistematici nella posizione della convezione climatologica, nella distribuzione dei venti monsonici o nella temperatura superficiale oceanica media, l’accoppiamento può addirittura amplificare tali errori anziché correggerli. Per questo motivo, il ruolo dell’interazione aria–mare nella BSISO non può essere valutato separatamente dalla qualità dello stato medio simulato.
Questo problema è stato discusso in modo chiaro da Klingaman e Woolnough (2014), i quali hanno evidenziato che l’accoppiamento aria–mare non modifica soltanto la variabilità intraseasonale, ma anche lo stato medio attraverso cui la BSISO stessa si sviluppa. Questa distinzione è cruciale: un modello accoppiato può migliorare la BSISO non solo perché rappresenta meglio le anomalie intraseasonali di SST, ma anche perché modifica la distribuzione media della precipitazione, dei venti, dell’umidità e delle temperature superficiali. Di conseguenza, diventa difficile stabilire se il miglioramento della BSISO derivi direttamente dal feedback intraseasonale aria–mare oppure indirettamente da una correzione dello stato climatico medio. La questione resta quindi aperta e richiede diagnosi molto accurate per separare i due effetti.
Un ulteriore aspetto riguarda la frequenza dell’accoppiamento tra oceano e atmosfera nei modelli. Studi come quelli di Klingaman et al. (2011) e Hu et al. (2015) hanno suggerito che un accoppiamento ad alta frequenza possa migliorare significativamente la simulazione della BSISO. Questo perché i processi aria–mare tropicali possono evolvere rapidamente: le variazioni giornaliere della radiazione solare, del vento superficiale, dell’evaporazione e del rimescolamento oceanico influenzano lo strato misto marino e possono modulare la convezione nei giorni successivi. Se il modello aggiorna troppo raramente lo scambio tra oceano e atmosfera, rischia di perdere proprio quella sequenza fine di riscaldamento e raffreddamento che accompagna la BSISO. In altri termini, la scala intraseasonale della BSISO non esclude l’importanza di processi giornalieri o sub-giornalieri nel controllo del bilancio energetico superficiale.
Le diagnosi osservative più recenti hanno ulteriormente raffinato il quadro. DeMott et al. (2013), Wang T. et al. (2018) e Gao et al. (2019) hanno suggerito che le anomalie positive di SST poste davanti alla convezione BSISO possano favorire la propagazione verso nord, ma il grado della loro importanza resta ambiguo. Il punto centrale è che l’oceano sembra contribuire al precondizionamento dell’atmosfera a nord della convezione, ma non è ancora chiaro se questo contributo sia essenziale, secondario o dipendente dalla regione. La risposta può cambiare tra Oceano Indiano settentrionale, Golfo del Bengala e Pacifico nord-occidentale, perché ciascuna area presenta differenti condizioni di vento, stratificazione oceanica, profondità dello strato misto, nuvolosità e umidità atmosferica.
Lo studio di Wang T. et al. (2018) ha fornito un risultato particolarmente interessante per il Pacifico nord-occidentale. Analizzando il bilancio dell’umidità nella bassa troposfera, gli autori hanno mostrato che le tendenze positive dell’umidità a nord del centro convettivo sarebbero create interamente dalle anomalie di SST attraverso i flussi di calore latente e la convergenza di umidità, mentre i processi atmosferici tenderebbero addirittura a produrre tendenze negative. Questa interpretazione attribuisce all’oceano un ruolo molto attivo nel favorire la propagazione verso nord: la SST positiva davanti alla convezione aumenterebbe l’evaporazione, intensificherebbe il contenuto di vapore acqueo nei bassi strati e aiuterebbe la regione settentrionale a diventare convettivamente più favorevole.
Una lettura più prudente emerge però dal lavoro di Gao et al. (2019), che ha analizzato il bilancio dell’energia statica umida integrata nella colonna atmosferica. Secondo questo studio, i flussi superficiali legati alla variabilità della SST contribuirebbero solo a una frazione relativamente piccola della variabilità intraseasonale della MSE, fino a circa il 20%, sia nell’Oceano Indiano settentrionale sia nel Pacifico nord-occidentale. Questo risultato non nega l’importanza dell’interazione aria–mare, ma ne ridimensiona il ruolo rispetto ai processi atmosferici interni, come l’avvezione orizzontale della MSE, la convergenza di umidità e la circolazione monsonica. In sostanza, mentre il bilancio dell’umidità nei bassi livelli può suggerire un forte contributo oceanico, il bilancio energetico dell’intera colonna atmosferica indica che la dinamica atmosferica resta probabilmente dominante.
La differenza tra questi risultati mostra quanto sia complesso valutare il ruolo dell’oceano nella BSISO. Se si considera solo la bassa troposfera, le anomalie di SST possono apparire decisive perché agiscono direttamente sull’evaporazione, sull’umidità dello strato limite e sulla convergenza vicino alla superficie. Se invece si considera l’intera colonna atmosferica, il contributo dei flussi superficiali può risultare più limitato rispetto al trasporto orizzontale di energia e umidità da parte della circolazione. Entrambe le prospettive sono valide, ma rispondono a domande leggermente diverse. La prima chiarisce come l’oceano possa preumidificare gli strati bassi e favorire l’innesco locale della convezione; la seconda valuta quanto questo contributo pesi nel bilancio energetico complessivo della BSISO.
In un quadro più ampio, l’interazione aria–mare deve quindi essere interpretata come un meccanismo modulatoredella BSISO. La propagazione verso nord resta legata principalmente alla dinamica atmosferica, allo shear verticale, alla vorticità barotropica, all’avvezione dell’umidità e alla distribuzione della MSE; tuttavia, le anomalie di SST possono rafforzare o indebolire questi processi, anticipando la convezione e contribuendo a creare condizioni più favorevoli nella regione verso cui la BSISO tende a propagarsi. L’oceano può dunque agire come una riserva termica che accumula energia durante le fasi meno convettive e la restituisce all’atmosfera attraverso evaporazione e flussi turbolenti quando la convezione si avvicina.
In conclusione, la sezione sull’interazione aria–mare mette in evidenza una delle questioni più sottili nello studio della BSISO: il fenomeno è guidato principalmente dall’atmosfera, ma si sviluppa in un sistema accoppiato in cui l’oceano tropicale partecipa attivamente alla modulazione della convezione. Le osservazioni indicano che le anomalie positive di SST precedono la convezione di circa un quarto di ciclo; gli studi modellistici mostrano spesso un miglioramento della simulazione quando l’accoppiamento aria–mare viene rappresentato in modo realistico; le diagnosi recenti suggeriscono che la SST possa favorire la propagazione verso nord, soprattutto attraverso i flussi di calore latente e l’umidificazione dei bassi strati. Tuttavia, il peso quantitativo di questo contributo resta discusso, poiché alcune analisi attribuiscono all’oceano un ruolo decisivo nel bilancio dell’umidità locale, mentre altre lo considerano responsabile solo di una parte relativamente ridotta della variabilità energetica integrata nella colonna. Il messaggio più equilibrato è che l’interazione aria–mare non costituisce il motore unico della BSISO, ma rappresenta un elemento essenziale per comprenderne il realismo, l’intensità e la propagazione, soprattutto quando viene considerata insieme ai processi atmosferici che regolano la circolazione monsonica e il precondizionamento umido della convezione.
5.5 Trasporto convettivo della quantità di moto
Il trasporto convettivo della quantità di moto, indicato nella letteratura con l’acronimo CMT dall’inglese Convective Momentum Transport, rappresenta un meccanismo dinamico di particolare interesse per comprendere la propagazione verso nord della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation. Mentre i meccanismi discussi nelle sezioni precedenti si concentrano soprattutto sullo shear verticale del vento, sull’effetto beta, sul feedback umidità–convezione e sull’interazione aria–mare, il CMT introduce un ulteriore livello di complessità: la convezione profonda non modifica soltanto il campo termico e il contenuto di umidità della colonna atmosferica, ma può anche ridistribuire verticalmente la quantità di moto, alterando la struttura del vento e, di conseguenza, la vorticità associata alla BSISO. Questo aspetto è fondamentale perché la propagazione nordward della BSISO dipende dalla capacità della convezione di generare, a nord del proprio centro attivo, condizioni dinamiche favorevoli alla successiva rigenerazione convettiva.
Gli studi di Kang et al. (2010) e Liu et al. (2015) hanno avuto un ruolo importante nel portare l’attenzione su questo processo. Kang et al. hanno evidenziato soprattutto l’effetto del CMT sulla componente baroclina della circolazione, cioè su quella parte della struttura atmosferica che cambia segno tra bassi e alti livelli. Liu et al., invece, hanno posto maggiore enfasi sulla componente barotropica, cioè su una struttura più coerente lungo la colonna atmosferica. Questa distinzione è rilevante perché, nella dinamica della BSISO, la propagazione verso nord può essere interpretata come il risultato dell’interazione tra una risposta baroclina generata dalla convezione profonda e una risposta barotropica capace di organizzare una nuova circolazione ciclonica a nord del centro convettivo. Il CMT si inserisce proprio in questo passaggio, agendo come un processo capace di modificare la distribuzione verticale del vento e di contribuire allo spostamento delle anomalie di vorticità.
Nel modello concettuale seguito da Kang et al. (2010), il problema viene analizzato in una configurazione bidimensionale latitudine–altezza, simile a quella utilizzata per descrivere il meccanismo dello shear verticale. L’idea di fondo è che la convezione profonda, attraverso i moti ascendenti e discendenti organizzati al suo interno, trasporti quantità di moto tra diversi livelli della troposfera. In un ambiente monsonico caratterizzato da forte shear verticale, questo trasporto non è neutro: la convezione può trasferire verso l’alto o verso il basso il momento associato ai venti medi, modificando la circolazione locale e contribuendo alla formazione di anomalie di vorticità. In altre parole, la nube convettiva non è soltanto una sorgente di calore latente, ma anche un agente dinamico capace di riorganizzare il vento atmosferico.
L’assunzione principale del modello di Kang et al. è che il CMT sia legato all’intensità della precipitazione e alla convergenza nei bassi livelli. Questa impostazione è fisicamente plausibile, perché una convezione più intensa implica moti verticali più vigorosi e quindi una maggiore capacità di trasportare quantità di moto lungo la colonna atmosferica. Quando la convezione è profonda e organizzata, come avviene durante le fasi attive della BSISO, il trasporto verticale del momento può diventare abbastanza importante da modificare la distribuzione della vorticità baroclina. Il risultato teorico discusso nella sezione è che il contributo del CMT diventa positivo a nord del centro convettivo, favorendo lo spostamento della vorticità baroclina verso latitudini più settentrionali.
Questo risultato si collega direttamente alla figura 20, nella quale viene mostrato come la convezione profonda, inserita in un ambiente caratterizzato da shear verticale, possa generare una nuova anomalia di vorticità a nord del centro convettivo. Nel meccanismo di Jiang et al. (2004) e Bellon e Sobel (2008), la convezione produce una risposta baroclina; i gradienti latitudinali di divergenza e vorticità interagiscono con lo shear medio; da questa interazione nasce una vorticità barotropica positiva a nord della convezione. Il CMT rafforza questa interpretazione perché fornisce un ulteriore modo attraverso cui la convezione può trasferire e riorganizzare la quantità di moto, contribuendo allo spostamento verso nord delle anomalie dinamiche. In questo senso, il CMT non sostituisce il meccanismo dello shear verticale, ma può agire in modo complementare, intensificando o modulando la formazione della circolazione favorevole alla propagazione.
Dal punto di vista fisico, il ruolo del CMT può essere compreso immaginando la convezione come una struttura capace di “mescolare” verticalmente il vento. Se nei bassi livelli il vento medio ha una certa direzione e in quota ne ha una diversa, i moti convettivi possono trasferire parte della quantità di moto da un livello all’altro. Questo trasporto altera il profilo verticale del vento e modifica la distribuzione della vorticità. Nel contesto della BSISO, dove la convezione è organizzata su grande scala e si sviluppa all’interno della circolazione monsonica estiva, tale effetto può diventare significativo. La propagazione verso nord, infatti, richiede che a nord del centro convettivo si formi una regione favorevole alla successiva convezione; il CMT contribuisce a questo processo spostando la vorticità baroclina verso nord e favorendo una riorganizzazione dinamica dell’ambiente.
Il valore scientifico di questo meccanismo sta nel fatto che amplia la visione tradizionale della convezione tropicale. Nei modelli più semplici, la convezione viene spesso trattata soprattutto come una sorgente di riscaldamento latente e di precipitazione. Tuttavia, gli studi sul CMT mostrano che la convezione agisce anche sulla quantità di moto atmosferica, e quindi sul campo del vento. Questo è particolarmente importante per le oscillazioni intraseasonali, perché la loro evoluzione dipende da un delicato accoppiamento tra convezione, circolazione, umidità e flussi di energia. Se la convezione trasporta quantità di moto in modo realistico, può contribuire a mantenere una struttura dinamica coerente; se invece questo processo è trascurato o mal rappresentato nei modelli, la propagazione della BSISO può risultare debole, distorta o scarsamente realistica.
Il CMT ha anche implicazioni importanti per la distinzione tra componente baroclina e barotropica della BSISO. La componente baroclina è strettamente legata alla struttura verticale della convezione: convergenza nei bassi livelli, divergenza in quota e risposta opposta tra la parte inferiore e superiore della troposfera. La componente barotropica, invece, è più efficace nel generare circolazioni cicloniche o anticicloniche coerenti lungo la colonna, capaci di influenzare la convergenza nei bassi strati e l’organizzazione spaziale della convezione. Kang et al. (2010) hanno interpretato il CMT soprattutto come un processo che sposta la vorticità baroclina verso nord, mentre Liu et al. (2015) hanno mostrato che esso può essere importante anche nella formazione o nel mantenimento della componente barotropica. Questo suggerisce che il CMT possa costituire un ponte tra la risposta verticale della convezione e la circolazione orizzontale che guida la propagazione.
In un quadro più ampio, il trasporto convettivo della quantità di moto va considerato insieme agli altri meccanismi della propagazione nordward. Lo shear verticale fornisce l’ambiente dinamico di fondo; il feedback umidità–convezione consente il precondizionamento termodinamico della regione a nord del nucleo convettivo; l’interazione aria–mare può modulare la disponibilità di umidità e calore nei bassi strati; il CMT interviene modificando direttamente il campo del vento e la distribuzione della vorticità. La BSISO emerge quindi come un fenomeno accoppiato, nel quale nessun singolo processo è sufficiente da solo a spiegare l’intera evoluzione. Il CMT, in particolare, aiuta a chiarire perché la convezione organizzata possa avere effetti dinamici profondi sull’ambiente circostante, preparando la successiva fase dell’oscillazione.
Questo aspetto è molto rilevante anche per la modellistica climatica e substagionale. Molti modelli globali faticano a simulare correttamente la BSISO perché la rappresentazione della convezione parametrizzata non riproduce in modo adeguato il trasporto verticale della quantità di moto. Se il CMT viene trascurato o rappresentato in modo troppo semplificato, il modello può generare precipitazione senza produrre la corretta risposta dinamica nel vento e nella vorticità. Di conseguenza, la propagazione verso nord può risultare troppo debole, troppo lenta, troppo rapida o localizzata in modo errato. Gli studi di Kang et al. e Liu et al. mostrano dunque che una corretta simulazione della BSISO richiede non soltanto una buona rappresentazione dell’umidità e della convezione, ma anche una parametrizzazione realistica del modo in cui la convezione ridistribuisce la quantità di moto nella colonna atmosferica.
In conclusione, il trasporto convettivo della quantità di moto rappresenta un tassello importante nella comprensione della propagazione verso nord della BSISO. La sua funzione principale consiste nel mostrare che la convezione profonda non agisce soltanto come sorgente termica e umida, ma anche come meccanismo dinamico capace di modificare il vento e la vorticità. Secondo Kang et al. (2010), il CMT tende a spostare la vorticità baroclina verso nord del centro convettivo; secondo Liu et al. (2015), esso può avere un ruolo rilevante anche nella componente barotropica della circolazione. Integrato con il meccanismo dello shear verticale, con il feedback umidità–convezione e con l’interazione aria–mare, il CMT contribuisce a costruire quella regione dinamicamente e termodinamicamente favorevole nella quale la convezione BSISO può rigenerarsi a latitudini più settentrionali. La propagazione verso nord, quindi, non è il risultato di un semplice spostamento della convezione, ma l’esito di una sequenza organizzata di redistribuzione del momento, generazione di vorticità, convergenza nei bassi strati, accumulo di umidità e nuova attivazione convettiva.
5.6 Alcune altre teorie
La sezione 5.6, “Alcune altre teorie”, introduce un aspetto più marginale ma comunque importante nel dibattito scientifico sulla propagazione verso nord della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation: il possibile contributo dei processi di superficie terrestre. Dopo aver discusso meccanismi più direttamente atmosferici, come lo shear verticale del vento, l’effetto beta, il feedback umidità–convezione, l’interazione aria–mare e il trasporto convettivo della quantità di moto, Kikuchi richiama alcune ipotesi formulate soprattutto negli anni Ottanta, quando la comprensione della variabilità intraseasonale monsonica era ancora in una fase fortemente esplorativa. In quel periodo, diversi studi modellistici cercavano di spiegare la propagazione settentrionale della convezione monsonica considerando non soltanto la dinamica atmosferica tropicale, ma anche il ruolo dei contrasti termici tra oceano e continente, dei flussi di calore superficiali e delle retroazioni tra suolo, atmosfera e precipitazione.
In questo contesto, Webster (1983) attribuì un ruolo significativo all’apporto di calore sensibile nello strato limite atmosferico. Il calore sensibile rappresenta il trasferimento diretto di energia termica dalla superficie terrestre all’aria sovrastante; quando il suolo si riscalda intensamente, specialmente durante la stagione premonsonica e monsonica, esso può aumentare la temperatura dello strato limite, ridurre la stabilità atmosferica e favorire moti ascendenti. Nell’ambiente monsonico asiatico, caratterizzato da un forte contrasto termico tra continente e oceano, questo processo può contribuire alla formazione di zone di bassa pressione termica e alla riorganizzazione della circolazione nei bassi livelli. L’idea di Webster si inserisce quindi nella visione classica del monsone come sistema guidato, almeno in parte, dal riscaldamento differenziale tra terra e mare: il continente si scalda rapidamente, l’aria nei bassi strati diventa più calda e meno densa, e la circolazione monsonica tende a intensificarsi richiamando aria umida dall’oceano.
Un approccio parzialmente diverso fu proposto da Goswami e Shukla (1984), che sottolinearono invece l’importanza del calore latente proveniente dalla superficie. In questo caso, il ruolo della superficie non è legato soltanto al riscaldamento diretto dell’aria, ma anche all’evaporazione e al trasferimento di umidità verso l’atmosfera. Il calore latente diventa disponibile quando il vapore acqueo condensa all’interno delle nubi convettive, alimentando la convezione profonda e rafforzando la circolazione associata. In un sistema monsonico, dove l’umidità rappresenta una risorsa essenziale per la precipitazione, la capacità della superficie di fornire vapore acqueo può teoricamente influenzare l’intensità e la posizione delle anomalie convettive intraseasonali. Questa interpretazione anticipa, almeno in parte, il successivo sviluppo delle teorie basate sul feedback umidità–convezione e sui moisture modes, anche se negli anni Ottanta il quadro concettuale era ancora meno formalizzato rispetto agli studi più recenti di Raymond, Sobel, Jiang, Adames, Pillai, Sahai, Wang e Li.
La difficoltà principale, tuttavia, consiste nel valutare quanto questi processi terrestri siano davvero determinanti per la propagazione verso nord della BSISO. La ragione è semplice ma fondamentale: la propagazione nordward della BSISO risulta più evidente e organizzata soprattutto sopra le superfici oceaniche tropicali, in particolare sull’Oceano Indiano settentrionale, sul Golfo del Bengala, sul Mar Cinese Meridionale e sul Pacifico nord-occidentale. Queste aree sono dominate da processi aria–mare, da flussi di calore latente oceanici, da variazioni della temperatura superficiale del mare, da convergenza nei bassi livelli e da trasporto di umidità associato alla circolazione monsonica. Di conseguenza, pur essendo plausibile che il suolo e la superficie continentale possano modulare il monsone, è meno chiaro se essi costituiscano un meccanismo primario per spiegare la propagazione settentrionale della BSISO nel suo complesso.
Il contributo dei processi terrestri può essere più facilmente interpretato come un effetto regionale e modulatore, piuttosto che come un motore universale della BSISO. Sopra il subcontinente indiano, ad esempio, il riscaldamento del suolo, l’umidità del terreno, l’evapotraspirazione e la copertura vegetale possono influenzare la temperatura dello strato limite, la stabilità atmosferica e la disponibilità di umidità nei bassi livelli. Durante le fasi attive e di pausa del monsone, le anomalie di precipitazione modificano l’umidità del suolo; a loro volta, le condizioni del suolo possono influenzare i flussi superficiali nei giorni o nelle settimane successive. Questo tipo di retroazione può contribuire alla persistenza o alla modulazione locale delle anomalie convettive, soprattutto nelle regioni continentali attraversate dalla BSISO dopo la sua formazione oceanica. Tuttavia, tale effetto non spiega da solo l’origine della propagazione verso nord osservata sopra l’oceano.
Gli studi successivi hanno infatti spostato il centro dell’interpretazione verso meccanismi più direttamente atmosferici e oceanici. Jiang et al. (2004) hanno mostrato come lo shear verticale monsonico possa generare anomalie di vorticità favorevoli a nord della convezione; Bellon e Sobel (2008) hanno ulteriormente discusso la conversione tra componenti barocline e barotropiche; Kang et al. (2010) e Liu et al. (2015) hanno introdotto il ruolo del trasporto convettivo della quantità di moto; Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020) hanno analizzato il ruolo dell’energia statica umida e dell’avvezione dell’umidità; mentre DeMott et al. (2013) e Gao et al. (2019) hanno valutato il contributo dell’interazione aria–mare. Questo sviluppo della letteratura suggerisce che la BSISO sia oggi interpretata soprattutto come un fenomeno accoppiato tra dinamica atmosferica, umidità e oceano tropicale, mentre i processi terrestri occupano una posizione più secondaria e contestuale.
Ciò non significa che le ipotesi di Webster e di Goswami e Shukla siano prive di valore. Al contrario, esse hanno avuto il merito di evidenziare precocemente che la superficie sottostante non è un semplice confine passivo, ma partecipa agli scambi energetici e idrologici che regolano la convezione monsonica. Il riscaldamento sensibile può influenzare la profondità dello strato limite e la formazione di moti ascendenti; il calore latente può alimentare l’umidità disponibile per la convezione; l’umidità del suolo può modulare l’evaporazione e la temperatura superficiale; la distribuzione delle piogge può alterare la risposta della superficie terrestre nelle fasi successive. Tutti questi processi sono rilevanti per il monsone asiatico, specialmente sulla terraferma, ma la loro connessione diretta con la propagazione nordward della BSISO rimane più difficile da dimostrare rispetto ai meccanismi legati allo shear verticale, alla vorticità, alla MSE e all’interazione aria–mare.
Un aspetto particolarmente delicato riguarda la differenza tra modulare e generare la propagazione. I processi terrestri possono certamente modulare l’intensità della convezione quando la BSISO raggiunge il continente, possono influenzare la distribuzione spaziale delle precipitazioni monsoniche e possono contribuire alla persistenza di anomalie locali. Tuttavia, generare una propagazione organizzata verso nord richiede una sequenza dinamica e termodinamica coerente: precondizionamento umido a nord del centro convettivo, convergenza nei bassi livelli, risposta vorticosa, trasporto orizzontale di energia e rigenerazione progressiva della convezione. Questi elementi sono più direttamente associati alla circolazione atmosferica e al bacino oceanico tropicale che non ai soli processi terrestri. Per questo motivo, Kikuchi afferma che il grado di importanza dei processi di terra nella propagazione verso nord della BSISO rimane elusivo, cioè non ancora chiaramente determinato.
La questione diventa ancora più complessa se si considera che il monsone asiatico è un sistema in cui oceano, atmosfera e continente sono strettamente connessi. La convezione BSISO può formarsi sopra l’oceano, propagarsi verso nord, influenzare le piogge sul continente, modificare l’umidità del suolo e successivamente alterare i flussi superficiali terrestri. In questo senso, i processi terrestri potrebbero non essere il motore iniziale della propagazione, ma potrebbero diventare importanti nella fase in cui l’oscillazione interagisce con il subcontinente indiano e con le regioni monsoniche continentali. La loro influenza potrebbe quindi emergere più chiaramente nella modulazione delle fasi attive e di pausa del monsone, nella distribuzione regionale delle precipitazioni e nella persistenza delle anomalie, piuttosto che nella propagazione oceanica primaria della BSISO.
Dal punto di vista modellistico, questa distinzione è molto importante. Un modello climatico o substagionale che rappresenta male i processi di superficie terrestre può simulare in modo errato la temperatura del suolo, l’evaporazione, l’umidità del terreno e i flussi turbolenti, con effetti sulla convezione monsonica continentale. Tuttavia, anche una rappresentazione molto accurata della superficie terrestre potrebbe non essere sufficiente a riprodurre una BSISO realistica se il modello non descrive correttamente lo shear verticale, il trasporto di umidità, l’interazione aria–mare e la risposta della vorticità. La propagazione verso nord richiede quindi una fisica integrata, nella quale i processi terrestri siano considerati insieme agli altri meccanismi, ma senza attribuire loro automaticamente un ruolo dominante.
In conclusione, la sezione 5.6 “Alcune altre teorie” ricorda che, nella storia dello studio della BSISO, sono state proposte anche spiegazioni basate sui processi terrestri, in particolare sull’apporto di calore sensibile nello strato limite, come indicato da Webster (1983), e sul contributo del calore latente dalla superficie, come suggerito da Goswami e Shukla (1984). Queste ipotesi si inseriscono nella più ampia tradizione degli studi sul monsone, nei quali la superficie terrestre svolge un ruolo importante nel regolare il bilancio energetico, l’umidità e la circolazione nei bassi strati. Tuttavia, poiché la propagazione verso nord della BSISO appare più evidente sopra l’oceano, resta difficile stabilire quanto tali processi terrestri siano realmente decisivi nel meccanismo principale della propagazione. La lettura più equilibrata è che essi possano modulare la convezione monsonica, soprattutto sulle regioni continentali, ma che la propagazione nordward della BSISO sia spiegata in modo più convincente dall’interazione tra dinamica atmosferica, trasporto di umidità, energia statica umida, vorticità, shear verticale e accoppiamento aria–mare.
5.7 Discussione
La discussione sui meccanismi responsabili della propagazione verso nord della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation evidenzia un punto centrale: la BSISO non può essere spiegata attraverso una singola teoria valida indistintamente per tutto il dominio del monsone asiatico. La sua evoluzione nasce dall’interazione tra processi dinamici, termodinamici, radiativi, oceanici e multiscala, il cui peso relativo varia sensibilmente a seconda della regione geografica, della fase stagionale e delle caratteristiche del singolo evento intraseasonale. La figura 19, richiamata nella sezione originale, è fondamentale proprio perché mostra che i campi medi di fondo non sono omogenei sull’intera area monsonica. Lo shear verticale orientale, ad esempio, è molto più intenso sull’Oceano Indiano settentrionale rispetto al Pacifico nord-occidentale, mentre lo shear verticale settentrionale risulta particolarmente marcato sul Golfo del Bengala, più moderato sul Pacifico nord-occidentale e quasi assente sul Mar Arabico. Questa distribuzione spaziale disomogenea implica che i meccanismi discussi nelle sezioni precedenti non possano agire ovunque con la stessa efficacia.
Il primo elemento da sottolineare è il ruolo della vorticità barotropica, considerata uno dei meccanismi più robusti nella spiegazione della propagazione settentrionale della BSISO. Gli studi di Jiang et al. (2004) e Bellon e Sobel (2008) hanno mostrato che la convezione profonda, inserita in un ambiente caratterizzato da shear verticale, può produrre una risposta baroclina che viene convertita in un’anomalia di vorticità barotropica positiva a nord del centro convettivo. Questa anomalia ciclonica favorisce convergenza nei bassi livelli, accumulo di umidità e sollevamento, preparando così la regione settentrionale alla fase convettiva successiva. Il contributo di Chou e Hsueh (2010) e DeMott et al. (2013) è stato importante perché ha cercato di valutare non solo l’esistenza di questo meccanismo, ma anche la sua diversa efficacia regionale. Entrambi gli studi convergono sull’idea che l’effetto della vorticità barotropica sia rilevante sia sull’Oceano Indiano sia sul Pacifico nord-occidentale, ma con differenze importanti: Chou e Hsueh hanno evidenziato che l’effetto associato allo shear verticale settentrionale appare pronunciato su gran parte della regione monsonica, mentre quello legato allo shear verticale orientale sarebbe relativamente più importante sull’Oceano Indiano.
Questa distinzione è essenziale perché mostra che la BSISO è un fenomeno fortemente dipendente dallo stato medio atmosferico. Il monsone asiatico non offre un ambiente uniforme alla convezione intraseasonale, ma una struttura dinamica complessa, nella quale i venti medi, i gradienti di umidità e la distribuzione della temperatura superficiale oceanica cambiano sensibilmente da un bacino all’altro. Nell’Oceano Indiano settentrionale, la presenza di un forte shear orientale fornisce condizioni particolarmente favorevoli al meccanismo dinamico di generazione della vorticità barotropica. Nel Golfo del Bengala, la combinazione tra umidità elevata, shear settentrionale e forte attività convettiva stagionale può rendere molto efficiente la rigenerazione della convezione verso nord. Nel Pacifico nord-occidentale, invece, il quadro appare più articolato, perché la struttura del vento medio è meno uniforme e la propagazione della BSISO interagisce più frequentemente con sistemi sinottici, depressioni monsoniche e disturbi tropicali organizzati.
Accanto alla vorticità barotropica, la discussione richiama l’importanza dell’avvezione dell’umidità nello strato limite, già analizzata nella sezione dedicata al feedback umidità–convezione. Il principio fisico è che la convezione può propagarsi verso nord quando l’ambiente situato a nord del centro convettivo viene progressivamente umidificato e reso più favorevole allo sviluppo di nuova convezione profonda. Jiang et al. (2004) avevano mostrato che il trasporto di umidità nei bassi livelli può produrre anomalie positive a nord della convezione, mentre studi successivi basati sul bilancio dell’energia statica umida, come quelli di Adames et al. (2016), Pillai e Sahai (2016), Jiang et al. (2018) e Wang e Li (2020), hanno inserito questo processo nel quadro più ampio della teoria dei moisture modes. In questa prospettiva, la BSISO avanza verso nord non perché il nucleo convettivo venga semplicemente trasportato come una struttura rigida, ma perché la circolazione associata alla convezione prepara progressivamente, a nord, una colonna atmosferica più umida e ricca di energia statica umida.
Anche su questo punto, tuttavia, la letteratura non offre una risposta completamente univoca. DeMott et al. (2013)suggeriscono che l’avvezione dell’umidità nello strato limite possa essere importante su un’area relativamente ampia del dominio monsonico, mentre Chou e Hsueh (2010) sembrano attribuirle un ruolo più pronunciato soprattutto sull’Oceano Indiano. Questa divergenza non deve essere interpretata come una contraddizione netta, ma come il riflesso della complessità regionale della BSISO. È possibile che l’avvezione dell’umidità sia un processo necessario in molte aree, ma che il suo peso relativo vari in funzione della fase dell’oscillazione, della posizione del massimo convettivo, del campo medio dei venti e della distribuzione dell’umidità ambientale. La propagazione verso nord può quindi essere sostenuta da un insieme di processi che cambiano equilibrio lungo il percorso della BSISO: più dinamica e legata allo shear in alcune regioni, più termodinamica e legata all’umidità in altre.
La questione fondamentale posta dalla sezione è quindi se esista un meccanismo comune capace di spiegare la propagazione nordward della BSISO in tutta la regione del monsone asiatico, oppure se il fenomeno debba essere interpretato come il risultato di una combinazione variabile di processi. La prima ipotesi sarebbe teoricamente elegante: un singolo meccanismo, o una piccola famiglia di meccanismi dominanti, regolerebbe la propagazione dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale. La seconda ipotesi, però, appare più realistica dal punto di vista osservativo: la BSISO attraversa ambienti molto diversi e incontra condizioni di fondo che cambiano nello spazio e nel tempo. Di conseguenza, la sua propagazione potrebbe essere controllata da un mosaico di processi: shear verticale, vorticità barotropica, avvezione dell’umidità, trasporto della MSE, interazione aria–mare, trasporto convettivo della quantità di moto e organizzazione multiscala della convezione.
La discussione diventa ancora più interessante quando la BSISO viene confrontata con la Madden-Julian Oscillation. La MJO, più tipica dell’inverno boreale e della fascia equatoriale indo-pacifica, è caratterizzata principalmente da una propagazione verso est. La BSISO, invece, durante l’estate boreale manifesta una componente di propagazione verso nord particolarmente marcata. La domanda teorica è quindi: perché questa propagazione meridionale è così evidente nella BSISO e non nella stessa misura nella MJO invernale? La figura 21, citata nel testo originale, mostra i campi medi di fondo per il periodo dicembre–aprile e mette in evidenza che essi sono profondamente diversi da quelli estivi mostrati nella figura 19. Durante l’inverno boreale, né il meccanismo dello shear verticale né il feedback umidità–convezione sembrano sostenere efficacemente la propagazione verso nord. Questo indica che la propagazione nordward non è una proprietà universale della convezione tropicale intraseasonale, ma una caratteristica che emerge quando l’ambiente medio stagionale del monsone estivo fornisce condizioni dinamiche e termodinamiche favorevoli.
Questo confronto tra BSISO e MJO apre la strada a un’altra domanda: alcuni processi invocati per spiegare la propagazione verso est della MJO potrebbero essere importanti anche per la propagazione verso nord della BSISO? Uno dei candidati principali è il feedback radiativo delle nubi. Nella teoria dei moisture modes, sviluppata da Raymond (2001) e successivamente approfondita da Sobel e Maloney (2012), Adames e Kim (2016) e Zhang et al. (2020), la radiazione associata alle nubi profonde può contribuire al mantenimento della convezione tropicale organizzata. Le nubi alte e stratiformi riducono il raffreddamento radiativo della colonna atmosferica e possono produrre un riscaldamento a onda lunga che favorisce i moti ascendenti, l’importazione di umidità e la persistenza della convezione. Applicato alla BSISO, questo meccanismo potrebbe contribuire alla destabilizzazione dell’ambiente convettivo e al mantenimento della struttura intraseasonale, anche se il suo ruolo specifico nella propagazione verso nord è ancora meno chiarito rispetto alla MJO.
Il feedback radiativo delle nubi non va considerato come un processo separato dal resto della dinamica, ma come un possibile amplificatore del ciclo umidità–convezione. Quando la convezione BSISO produce estese coperture nuvolose alte, la colonna atmosferica può raffreddarsi meno efficacemente per emissione infrarossa verso lo spazio. Questo ridotto raffreddamento radiativo può sostenere l’ascesa dell’aria, mantenere più elevata l’umidità relativa e favorire la persistenza della convezione organizzata. Tuttavia, affinché questo processo favorisca davvero la propagazione verso nord, esso deve interagire con i gradienti meridionali di umidità, con la circolazione nei bassi strati e con la posizione delle anomalie convettive. In altre parole, il feedback radiativo potrebbe essere importante non tanto come causa primaria dello spostamento verso nord, quanto come fattore che rafforza e prolunga la struttura convettiva mentre altri processi dinamici e termodinamici ne guidano la migrazione.
Un secondo elemento richiamato nella sezione è la natura multiscala della BSISO. Come mostrato nella figura 6 e discusso anche da Straub e Kiladis (2003) e Hoyos e Webster (2007), la convezione associata alla BSISO non è un corpo unico e omogeneo, ma è composta da numerosi sistemi convettivi a mesoscala, spesso organizzati in relazione con disturbi sinottici, depressioni monsoniche, onde equatoriali e circolazioni di grande scala. Questo significa che la BSISO vive dell’interazione tra scale diverse: la scala intraseasonale fornisce il contesto generale, la scala sinottica organizza i disturbi atmosferici intermedi, mentre la mesoscala convettiva produce precipitazione, riscaldamento latente, trasporto di quantità di moto e redistribuzione dell’umidità. La propagazione verso nord potrebbe quindi non essere spiegabile solo attraverso campi medi e anomalie larghe, ma richiedere una comprensione più profonda di come i sistemi convettivi più piccoli si organizzano all’interno dell’inviluppo BSISO.
Il tema delle interazioni multiscala è particolarmente sviluppato nella letteratura sulla MJO, grazie ai lavori teorici di Biello e Majda (2005), Majda e Stechmann (2009, 2011), Wang e Liu (2011) e Thual et al. (2014). Questi studi hanno mostrato che la variabilità tropicale intraseasonale può emergere dall’interazione tra convezione organizzata, onde equatoriali, trasporto di calore, umidità e quantità di moto. Per la BSISO, tuttavia, la ricerca su questi aspetti è meno estesa. Il trasporto convettivo della quantità di moto è stato analizzato in parte da Kang et al. (2010) e Liu et al. (2015), ma resta ancora molto da chiarire sul modo in cui i sistemi convettivi a mesoscala e i disturbi sinottici contribuiscano effettivamente alla propagazione nordward. È possibile che alcuni eventi BSISO siano fortemente sostenuti da interazioni multiscala, mentre altri siano più direttamente controllati da shear, umidità e stato medio oceanico-atmosferico.
La conclusione più solida che emerge da questa discussione è che la BSISO deve essere interpretata come un fenomeno regionale, stagionale e multimeccanistico. La propagazione verso nord non nasce da un unico processo, ma dalla cooperazione tra diversi meccanismi, ciascuno dei quali può diventare dominante in determinate condizioni. Sull’Oceano Indiano settentrionale, lo shear verticale orientale e l’avvezione dell’umidità possono svolgere un ruolo particolarmente rilevante. Sul Golfo del Bengala, la combinazione tra shear settentrionale, forte contenuto di umidità e intensa attività convettiva può favorire la rigenerazione della convezione verso nord. Nel Pacifico nord-occidentale, l’interazione tra circolazione monsonica, anomalie di SST, disturbi sinottici e trasporto della MSE può assumere un peso maggiore. Questa complessità spiega perché la letteratura scientifica non abbia ancora raggiunto una teoria definitiva e universalmente accettata della propagazione nordward della BSISO.
In definitiva, la sezione 5.7 “Discussione” sottolinea che la propagazione verso nord della BSISO resta una delle questioni teoriche più affascinanti della dinamica tropicale monsonica. Gli studi disponibili indicano che la vorticità barotropica associata allo shear verticale rappresenta un meccanismo robusto e diffuso, mentre l’avvezione dell’umidità nello strato limite e il feedback umidità–convezione costituiscono processi fondamentali per il precondizionamento termodinamico della regione a nord del centro convettivo. Tuttavia, il ruolo relativo di questi meccanismi cambia tra Oceano Indiano, Golfo del Bengala, Mar Arabico e Pacifico nord-occidentale. Inoltre, processi ancora meno esplorati, come il feedback radiativo delle nubi e le interazioni multiscala tra MCS, sistemi sinottici e circolazione intraseasonale, potrebbero contribuire in modo significativo alla dinamica della BSISO. Il quadro più equilibrato è quindi quello di un’oscillazione tropicale estiva sostenuta da una complessa cooperazione tra atmosfera, oceano, umidità, radiazione e convezione organizzata, nella quale la propagazione verso nord emerge non da un singolo motore, ma dalla capacità dell’intero sistema monsonico di predisporre progressivamente, davanti alla convezione attiva, le condizioni dinamiche e termodinamiche necessarie alla sua rigenerazione.
Simulazione della BSISO
La simulazione della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation rappresenta ancora oggi una delle prove più severe per i modelli climatici globali, poiché la BSISO non è semplicemente una fluttuazione convettiva tropicale periodica, ma un sistema dinamico complesso in cui interagiscono convezione profonda, circolazione monsonica, umidità troposferica, shear verticale, onde equatoriali, feedback aria–mare e processi precipitativi organizzati su scale spaziali molto ampie. A differenza della Madden–Julian Oscillation invernale, che tende a manifestarsi soprattutto come propagazione convettiva verso est lungo la fascia equatoriale indo-pacifica, la BSISO possiede una struttura più asimmetrica rispetto all’equatore e mostra una propagazione sia verso est sia verso nord, con una tipica banda convettiva inclinata da nord-ovest verso sud-est nel settore dell’Oceano Indiano settentrionale, del Golfo del Bengala e del Pacifico nord-occidentale. Proprio questa duplice natura, zonale e meridiana, rende particolarmente difficile la sua riproduzione nei General Circulation Models, perché il modello deve essere capace non solo di generare variabilità intrastagionale tropicale, ma anche di collocarla correttamente nel ciclo stagionale del monsone asiatico, di farla propagare lungo traiettorie realistiche e di riprodurne l’accoppiamento con i regimi di pioggia attiva e di pausa. La letteratura scientifica ha mostrato che la BSISO esercita un’influenza rilevante sui cicli active-break del monsone asiatico, sull’insorgenza monsonica, sugli estremi precipitativi e sull’attività dei cicloni tropicali nel Nord Oceano Indiano e nel Pacifico occidentale, per cui gli errori nella sua simulazione non rappresentano soltanto un limite teorico, ma hanno conseguenze dirette sulla qualità delle simulazioni climatiche e delle previsioni sub-stagionali.
Le valutazioni condotte sui modelli climatici di generazione precedente hanno evidenziato carenze sistematiche: varianza intrastagionale troppo debole, rappresentazione incompleta della struttura spaziale della convezione, difficoltà nel simulare la banda precipitativa inclinata nord-ovest/sud-est e scarsa accuratezza nel riprodurre il ciclo stagionale della variabilità monsonica. Nei modelli CMIP3, ad esempio, soltanto una piccola minoranza riusciva a rappresentare adeguatamente la struttura inclinata della rainband, mentre molti modelli tendevano a riprodurre in modo parziale la propagazione verso nord senza catturare correttamente l’interazione con la propagazione verso est. Questo punto è essenziale: la BSISO osservata non è il risultato di un semplice spostamento meridiano della convezione, ma deriva da una coordinazione dinamica tra la propagazione equatoriale verso est, tipica della variabilità intrastagionale tropicale, e la successiva migrazione verso nord all’interno del dominio monsonico. Quando questa relazione viene alterata, il modello può generare una forma apparente di oscillazione intrastagionale, ma non riprodurre pienamente il comportamento reale della BSISO. Studi comparativi su CMIP5 hanno indicato un certo miglioramento rispetto a CMIP3, con un numero maggiore di modelli in grado di simulare la propagazione verso nord, ma hanno anche confermato la persistenza di bias importanti nella distribuzione della pioggia, nella fase della convezione e nella transizione dall’Oceano Indiano al Pacifico nord-occidentale.
Uno degli aspetti più problematici riguarda l’ampiezza della variabilità intrastagionale. In molte simulazioni climatiche, la componente a 30–60 giorni associata alla BSISO risulta sensibilmente più debole rispetto alle osservazioni. Tale sottostima indica che il modello non riesce a sostenere correttamente l’organizzazione convettiva su scala planetaria o regionale, probabilmente a causa di una rappresentazione imperfetta dei processi di convezione profonda, dell’accumulo di umidità nella bassa e media troposfera, della risposta dinamica dei venti monsonici e dell’interazione tra precipitazione e circolazione. La BSISO, infatti, richiede una sequenza fisica ben definita: accumulo di umidità, destabilizzazione atmosferica, sviluppo della convezione, risposta ciclonica nei bassi strati, generazione di anomalie di vento e successiva propagazione del segnale precipitativo verso nord. Se anche uno solo di questi passaggi viene rappresentato in modo debole o anticipato, l’intero ciclo vitale dell’oscillazione può risultare degradato. Le analisi più recenti sui modelli CMIP5 e CMIP6 hanno confermato che molti modelli continuano a mostrare una propagazione verso nord troppo lenta e una difficoltà nel simulare l’origine realistica delle anomalie positive di precipitazione sull’Oceano Indiano equatoriale, un passaggio cruciale per l’evoluzione successiva della BSISO.
Un ulteriore limite riguarda la distinzione tra BSISO e MJO. Durante l’estate boreale, la variabilità intrastagionale tropicale dovrebbe assumere una configurazione più coerente con la BSISO, cioè più legata al sistema monsonico asiatico e alla propagazione verso nord della convezione. Tuttavia, alcuni modelli tendono a generare eventi che, pur verificandosi nella stagione estiva, conservano caratteristiche più simili alla MJO invernale, con una propagazione prevalentemente equatoriale verso est e una minore proiezione sul dominio monsonico settentrionale. Nakano e Kikuchi hanno mostrato che nei modelli CMIP5 una frazione media di circa il 15% degli eventi ISO significativi durante l’estate boreale presenta erroneamente caratteristiche più vicine alla MJO che alla BSISO, suggerendo una difficoltà dei modelli nel riprodurre la bimodalità stagionale dell’oscillazione intrastagionale tropicale. Questo risultato è particolarmente importante perché indica che il problema non riguarda soltanto l’intensità della convezione o la quantità di pioggia simulata, ma anche la capacità del modello di selezionare il “modo” dinamico corretto in funzione dello stato stagionale dell’atmosfera.
Il passaggio da CMIP5 a CMIP6 ha prodotto miglioramenti, ma non una risoluzione definitiva del problema. Alcune valutazioni recenti dei modelli CMIP6 mostrano che essi possono riprodurre alcuni aspetti fondamentali della BSISO, come la variabilità a bassa frequenza della pioggia e la propagazione convettiva su parte del dominio indo-pacifico, ma permangono notevoli differenze tra i singoli modelli. La qualità della simulazione dipende dalla capacità di rappresentare correttamente l’energia statica umida, la convezione organizzata, la distribuzione verticale dell’umidità e la risposta dei venti monsonici. In particolare, la BSISO richiede che il modello produca una relazione fisicamente coerente tra anomalie di precipitazione, convergenza nei bassi strati, divergenza in quota e trasporto di umidità. Quando questa relazione viene simulata in modo troppo debole o troppo locale, la propagazione convettiva tende a perdere continuità spaziale, con segnali che rimangono confinati sull’Oceano Indiano oppure si spostano verso est senza una successiva evoluzione realistica verso il Golfo del Bengala, l’India e il Pacifico nord-occidentale. Gli studi sui CMIP6 confermano quindi un progresso rispetto alle generazioni precedenti, ma anche la persistenza di una forte dipendenza dalla fisica interna del singolo modello.
Un tema centrale riguarda la parametrizzazione della convezione. Nei modelli climatici a risoluzione relativamente grossolana, i processi convettivi profondi non vengono risolti esplicitamente, ma devono essere parametrizzati. Questo significa che fenomeni come la formazione di sistemi convettivi organizzati, la transizione da convezione superficiale a convezione profonda, il ruolo del riscaldamento latente e la redistribuzione verticale dell’umidità vengono rappresentati attraverso schemi semplificati. Poiché la BSISO dipende in modo critico dall’organizzazione progressiva della convezione e dal suo accoppiamento con la circolazione monsonica, una parametrizzazione non adeguata può produrre convezione troppo intermittente, troppo precoce o troppo localizzata. In molti casi, i modelli tendono a generare piogge eccessivamente persistenti in sede equatoriale oppure una propagazione meridiana troppo debole, segno che il collegamento tra accumulo di umidità, instabilità convettiva e risposta dinamica non viene catturato in modo soddisfacente. Questo limite è coerente con gli studi che individuano nella rappresentazione dei processi convettivi umidi uno dei principali fattori di errore nella simulazione della variabilità intrastagionale del monsone indiano.
I modelli ad alta risoluzione offrono una prospettiva promettente, anche se non risolutiva. Simulazioni con risoluzione orizzontale più fine, dell’ordine di alcune decine di chilometri, tendono a rappresentare meglio la distribuzione spaziale della precipitazione, la struttura dei sistemi convettivi e alcuni aspetti del ciclo di vita della BSISO. Ciò può dipendere dal fatto che una griglia più fine consente di descrivere in modo più realistico i gradienti di umidità, le strutture di vento nei bassi strati, l’orografia regionale e l’organizzazione mesoscala della convezione. Tuttavia, anche nei modelli ad alta risoluzione l’ampiezza della BSISO può rimanere sottostimata, indicando che la sola risoluzione spaziale non basta a eliminare i bias. La risoluzione più elevata migliora la rappresentazione di alcuni processi precipitativi, ma la qualità finale della simulazione dipende ancora dalla fisica del modello, dalla microfisica delle nubi, dall’interazione tra convezione e circolazione larga scala e dalla capacità di mantenere un corretto bilancio energetico e idrologico nel dominio monsonico. In altre parole, l’alta risoluzione può aiutare il modello a “vedere” meglio la BSISO, ma non garantisce automaticamente che esso ne riproduca correttamente i meccanismi di mantenimento e propagazione.
Il ruolo dell’accoppiamento aria–mare rimane un punto più sfumato. Da un lato, la BSISO è accompagnata da anomalie di temperatura superficiale marina, flussi di calore latente e sensibile, variazioni della radiazione e modifiche della turbolenza superficiale, tutti elementi che possono influenzare l’instabilità convettiva. Dall’altro lato, diversi studi suggeriscono che l’accoppiamento oceano-atmosfera, pur importante per modulare l’intensità e la fase della convezione, non sempre produce un miglioramento drastico della simulazione della BSISO. Alcuni esperimenti con modelli superparametrizzati hanno mostrato che gli effetti dell’accoppiamento aria–mare e dello stato medio oceanico possono modificare la varianza simulata della BSISO, ma non eliminano necessariamente gli errori strutturali legati alla rappresentazione della convezione e della dinamica atmosferica. Questo rafforza l’idea che la BSISO sia governata da una combinazione di processi: l’oceano fornisce memoria termica e feedback superficiali, ma la propagazione verso nord richiede soprattutto una corretta organizzazione atmosferica, una distribuzione realistica dell’umidità e una risposta dinamica coerente con lo shear verticale monsonico.
In prospettiva, la simulazione della BSISO richiede quindi un approccio diagnostico più fisico e meno puramente statistico. Non è sufficiente verificare se un modello produce variabilità a 30–60 giorni: occorre stabilire se tale variabilità nasce nella regione corretta, se evolve con la giusta fase stagionale, se propaga verso est e verso nord in modo coerente, se produce una banda convettiva inclinata realistica, se modula correttamente i regimi di precipitazione monsonica e se interagisce in modo plausibile con i cicloni tropicali e gli estremi pluviometrici. La sfida dei prossimi anni sarà comprendere perché alcuni modelli riescano a simulare meglio la BSISO rispetto ad altri: se per una migliore parametrizzazione della convezione, per una migliore rappresentazione dell’umidità troposferica, per una dinamica più realistica dei venti monsonici, per una migliore risoluzione spaziale o per un più efficace accoppiamento tra atmosfera e oceano. Solo attraverso questa distinzione sarà possibile ridurre i bias sistematici e migliorare la capacità dei modelli climatici di rappresentare non solo il clima medio del monsone asiatico, ma anche la sua variabilità intrastagionale, che è spesso quella più importante per gli impatti sociali, agricoli e idrologici.
Nel complesso, la letteratura mostra che la BSISO rimane un banco di prova fondamentale per i modelli climatici globali. I progressi dagli esperimenti CMIP3 ai CMIP5 e CMIP6 indicano un miglioramento nella simulazione della propagazione verso nord e della variabilità intrastagionale della precipitazione, ma persistono errori sostanziali nell’ampiezza, nella struttura spaziale, nella transizione Oceano Indiano–Pacifico nord-occidentale e nella distinzione stagionale tra MJO e BSISO. I modelli ad alta risoluzione e quelli con rappresentazioni più avanzate della convezione offrono risultati più promettenti, ma non eliminano del tutto le debolezze fisiche sottostanti. La simulazione fedele della BSISO richiede quindi la capacità di riprodurre un sistema accoppiato e multiscala, nel quale la convezione tropicale, l’umidità, la circolazione monsonica e le interazioni superficiali cooperano nel generare una delle forme più importanti di variabilità sub-stagionale dell’atmosfera tropicale. In questo senso, migliorare la rappresentazione della BSISO nei GCM non significa soltanto perfezionare un dettaglio della dinamica tropicale, ma rafforzare l’intera catena di simulazione e previsione del monsone asiatico, con ricadute decisive sulla comprensione del clima presente, sulla previsione sub-stagionale e sulla valutazione dei cambiamenti climatici futuri nelle regioni più densamente popolate e climaticamente vulnerabili del pianeta.
6.2 Predicibilità e abilità predittiva della BSISO: predicibilità potenziale
La predicibilità della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation costituisce uno dei temi più rilevanti nella meteorologia tropicale moderna, perché la BSISO rappresenta una delle principali sorgenti di memoria atmosferica e oceanica sulla scala sub-stagionale durante l’estate boreale. La sua importanza non riguarda soltanto la descrizione teorica della variabilità intrastagionale tropicale, ma coinvolge direttamente la previsione del monsone asiatico, dei periodi attivi e di pausa delle precipitazioni, degli episodi di pioggia estrema, della ciclogenesi tropicale e della variabilità idroclimatica su regioni densamente popolate come India, Sud-est asiatico, Mar Cinese Meridionale e Pacifico nord-occidentale. In questo senso, stimare la predicibilità potenziale della BSISO significa chiedersi fino a quale distanza temporale il sistema atmosfera-oceano conservi un segnale fisicamente organizzato e distinguibile dal rumore caotico della variabilità meteorologica giornaliera. La letteratura degli ultimi due decenni ha mostrato che la BSISO possiede una finestra di predicibilità significativamente più ampia rispetto alla previsione deterministica del tempo, ma tale finestra dipende in modo sensibile dal modello utilizzato, dalla variabile considerata, dall’intensità iniziale dell’evento, dalla fase della BSISO e dalla capacità del sistema previsionale di rappresentare correttamente la convezione tropicale e la propagazione verso nord del segnale monsonico. La review di Kikuchi sottolinea proprio come gli studi sulla predicibilità della BSISO abbiano prodotto valori differenti, ma convergano sull’idea che i campi dinamici siano generalmente più prevedibili della convezione, perché vento, circolazione e struttura su larga scala tendono a conservare più a lungo la memoria del sistema rispetto alle anomalie convettive e precipitazioni, che sono più sensibili ai processi fisici non lineari e agli errori di parametrizzazione.
Il concetto di predicibilità potenziale viene spesso affrontato mediante la cosiddetta ipotesi di “modello perfetto”, nella quale un modello climatico viene considerato come se rappresentasse il sistema reale e si valuta quanto rapidamente previsioni inizializzate con condizioni leggermente diverse divergano tra loro. Questo approccio permette di stimare un limite superiore della previsione, cioè non tanto ciò che il modello riesce effettivamente a prevedere rispetto alle osservazioni, ma ciò che potrebbe prevedere se non vi fossero errori strutturali nella sua fisica interna. Gli studi pionieristici basati su modelli atmosferici non accoppiati indicavano una predicibilità potenziale della BSISO o della variabilità intrastagionale monsonica dell’ordine di circa 30 giorni, un valore già notevole se confrontato con la scala sinottica classica, ma comunque inferiore alla durata completa di molti eventi intrastagionali. Questo risultato riflette la natura intermedia della BSISO: essa non è un fenomeno puramente meteorologico di pochi giorni, ma non è neppure un segnale stagionale lentamente variabile; è piuttosto un modo organizzato della circolazione tropicale che evolve su scale di alcune settimane e che può quindi offrire una base fisica per la previsione sub-stagionale. La stessa idea è coerente con il principio generale discusso da van den Dool e Saha, secondo cui il limite di predicibilità è legato alla scala temporale del fenomeno considerato: più lungo e organizzato è il periodo caratteristico del segnale, maggiore tende a essere la finestra entro la quale esso può essere previsto, purché il modello sia in grado di rappresentarne correttamente la dinamica.
Un aspetto fondamentale emerso dalla letteratura è la distinzione tra predicibilità dei campi dinamici e predicibilità della convezione. I campi di vento, specialmente nei bassi e medi livelli troposferici, tendono a mantenere una maggiore coerenza temporale perché sono legati alla struttura su larga scala della circolazione monsonica, alla risposta baroclina e barotropica dell’atmosfera tropicale e alla distribuzione dell’umidità. La convezione, invece, è più intermittente, più localizzata e più direttamente influenzata da processi sotto-griglia come microfisica delle nubi, innesco convettivo, organizzazione dei sistemi precipitativi e interazione con lo strato limite. Per questo motivo, anche quando un modello riesce a prevedere ragionevolmente l’evoluzione dei venti associati alla BSISO, può comunque mostrare una minore abilità nel prevedere la posizione, l’intensità e la fase delle anomalie di OLR o precipitazione. Questa differenza è cruciale, perché la BSISO viene spesso identificata osservativamente proprio attraverso la convezione organizzata, ma la sua predicibilità fisica può risiedere in modo più robusto nella componente dinamica della circolazione. In altri termini, il “motore” su larga scala può risultare prevedibile più a lungo della manifestazione convettiva visibile, e questa separazione aiuta a spiegare perché alcuni modelli mostrino una buona memoria dinamica ma una minore abilità nella previsione delle piogge monsoniche.
Il ruolo dell’accoppiamento aria-mare è stato oggetto di valutazioni non sempre concordi. Fu, Wang e Waliser hanno mostrato che l’inclusione di un oceano interattivo può estendere la predicibilità della variabilità intrastagionale monsonica di circa una settimana rispetto a un modello atmosferico non accoppiato, suggerendo che la temperatura superficiale del mare, i flussi turbolenti e la memoria termica dello strato oceanico superficiale possano contribuire a mantenere più a lungo il segnale BSISO. Tuttavia, altri studi, come quello di Kim e Kang richiamato nella review di Kikuchi, hanno concluso che l’effetto dell’accoppiamento non è sempre statisticamente o dinamicamente decisivo, indicando che il miglioramento dipende dal modello, dalla regione analizzata e dal modo in cui l’interazione oceano-atmosfera viene rappresentata. Questa apparente divergenza non è necessariamente contraddittoria: l’oceano può fornire una memoria aggiuntiva e modulare la fase della convezione, ma se il modello atmosferico non rappresenta correttamente la convezione profonda, l’umidità troposferica e lo shear monsonico, il semplice accoppiamento con la superficie marina non è sufficiente a produrre una previsione realistica. L’accoppiamento aria-mare va quindi interpretato come un fattore che può amplificare o prolungare la predicibilità, ma non come una soluzione automatica ai bias strutturali dei modelli.
Gli studi più recenti basati su sistemi accoppiati e su approcci ensemble hanno ampliato la stima della predicibilità potenziale. Lee, Wang, Waliser e collaboratori, nell’ambito dell’Intraseasonal Variability Hindcast Experiment, hanno stimato per la BSISO una predicibilità media multimodello intorno a 45 giorni e un’abilità predittiva media intorno a 22 giorni quando gli eventi iniziali sono relativamente intensi, usando metodi basati sul rapporto segnale-rumore e sulla media d’ensemble. Questo risultato è particolarmente importante perché mostra una distanza sostanziale tra predicibilità potenziale e abilità predittiva effettiva: il sistema fisico simulato conserva teoricamente informazione utile per diverse settimane, ma i modelli riescono a sfruttarne solo una parte. La differenza tra limite teorico e skill operativa rappresenta uno dei principali problemi della previsione sub-stagionale: non basta che la BSISO sia intrinsecamente prevedibile; è necessario che il sistema numerico riesca a inizializzarla correttamente, a mantenerne la struttura spaziale, a riprodurre la transizione dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale e a non dissipare troppo rapidamente il segnale convettivo. La media d’ensemble aiuta a isolare il segnale prevedibile dal rumore caotico, ma non può eliminare completamente gli errori comuni del modello, soprattutto se questi riguardano processi fisici fondamentali.
Un altro elemento ricorrente è la dipendenza della predicibilità dall’intensità iniziale dell’evento BSISO. Gli eventi più forti, caratterizzati da anomalie convettive e dinamiche più organizzate, tendono a essere più prevedibili perché possiedono una struttura spaziale più coerente e un rapporto segnale-rumore più favorevole. Al contrario, eventi deboli o scarsamente organizzati possono essere rapidamente assorbiti dalla variabilità di fondo, rendendo difficile distinguere la propagazione reale della BSISO dalle fluttuazioni meteorologiche transitorie. Questa dipendenza dall’ampiezza iniziale è coerente con le stime di Lee et al., nelle quali le previsioni inizializzate con eventi più intensi mostrano una maggiore finestra di predicibilità e una migliore abilità predittiva. Essa ha anche un forte significato operativo: le previsioni sub-stagionali non dovrebbero essere valutate soltanto in funzione del tempo di anticipo, ma anche in funzione dello stato iniziale della BSISO. Un evento già ben sviluppato sull’Oceano Indiano equatoriale, con una chiara struttura convettiva e una risposta dinamica nei bassi strati, offre una base più solida per prevedere la successiva propagazione verso nord rispetto a un segnale debole, frammentato o mal inizializzato.
Le stime basate su dati osservativi forniscono un quadro complementare rispetto agli esperimenti modellistici. Ding e collaboratori hanno utilizzato il metodo dell’esponente di Lyapunov locale non lineare per stimare il limite di predicibilità della variabilità intrastagionale tropicale e della BSISO, ottenendo valori prossimi a cinque settimane o circa un mese a seconda della regione e della variabile considerata. Questo approccio è particolarmente interessante perché non dipende direttamente dall’ipotesi di modello perfetto, ma cerca di dedurre dai dati osservati la rapidità con cui errori iniziali finiti crescono all’interno di un sistema non lineare. In un sistema atmosferico caotico, piccoli errori iniziali possono amplificarsi rapidamente; tuttavia, la presenza di strutture organizzate come la BSISO può rallentare questa perdita di informazione e creare una finestra di previsione più lunga. Il metodo NLLE è utile proprio perché considera la crescita non lineare degli errori e non si limita all’ipotesi, spesso troppo semplice, di una crescita esponenziale lineare continua. In questo senso, le stime osservative confermano che la BSISO possiede una memoria fisica superiore a quella della variabilità meteorologica sinottica, ma mostrano anche che il limite di predicibilità non è uniforme nello spazio: esso tende a variare tra Oceano Indiano, Golfo del Bengala, India, Mar Cinese Meridionale e Pacifico occidentale, cioè proprio nelle aree in cui la BSISO interagisce con ambienti monsonici differenti.
Il confronto tra le diverse stime suggerisce che la predicibilità potenziale della BSISO non debba essere intesa come un numero fisso, ma come un intervallo condizionato. Alcuni studi indicano circa 30 giorni, altri valori prossimi a cinque settimane, mentre gli esperimenti multimodello accoppiati possono arrivare a stime comprese tra circa 23 e 55 giorni a seconda del modello, dell’intensità dell’evento e del criterio diagnostico utilizzato. Questa ampiezza dell’intervallo non indica necessariamente incertezza concettuale, ma riflette la complessità del fenomeno: la BSISO non evolve sempre nello stesso modo, non interagisce sempre con lo stesso ambiente di fondo e non viene simulata con la stessa qualità dai diversi sistemi previsionali. Un evento che si sviluppa in un ambiente favorevole, con forte umidità troposferica, corretta struttura dello shear verticale e chiaro accoppiamento con la circolazione monsonica, potrà risultare più prevedibile di un evento che incontra condizioni sfavorevoli o che si frammenta durante la transizione verso il Pacifico nord-occidentale. Di conseguenza, la predicibilità della BSISO ha una natura “state-dependent”, cioè dipendente dallo stato iniziale e dal contesto dinamico in cui l’oscillazione evolve.
Le valutazioni più recenti confermano che la BSISO rimane una sorgente primaria di predicibilità sulla scala sub-stagionale. Uno studio sul sistema GFDL SPEAR, pubblicato sul Journal of Climate, ha mostrato che l’abilità predittiva complessiva della BSISO può raggiungere circa 22 giorni, usando indici BSISO e il criterio della correlazione anomala bivariata prima che questa scenda sotto 0,5. Anche il modello BCC_CSM, valutato per la regione dell’Asia orientale e del Pacifico nord-occidentale, mostra una distinzione tra abilità predittiva e predicibilità potenziale: la skill risulta intorno a 14 giorni, mentre la predicibilità potenziale è stimata intorno a 24–28 giorni. Questi risultati rafforzano un messaggio chiave: il sistema fisico contiene informazione utile oltre le due settimane, ma i modelli operativi spesso riescono a trasformarla in previsione affidabile solo per una parte di quel periodo. La distanza tra potenziale e skill rappresenta quindi il margine di miglioramento possibile per i sistemi S2S, soprattutto attraverso una migliore inizializzazione della convezione tropicale, una rappresentazione più realistica dell’umidità e un più corretto accoppiamento tra circolazione monsonica e processi convettivi.
Dal punto di vista fisico, la predicibilità della BSISO deriva da una combinazione di fattori. Il primo è la persistenza della circolazione su larga scala, che permette alle anomalie di vento e di pressione di mantenere una memoria più lunga rispetto ai disturbi meteorologici locali. Il secondo è la memoria dell’umidità troposferica, poiché l’accumulo graduale di umidità precede spesso l’attivazione della convezione profonda e fornisce un precursore dinamicamente rilevante. Il terzo è la memoria oceanica superficiale, che attraverso le anomalie di temperatura del mare e i flussi di calore può sostenere o modulare la convezione. Il quarto è la struttura stagionale del monsone, che crea un ambiente favorevole alla propagazione verso nord della convezione attraverso lo shear verticale, la vorticità barotropica e la distribuzione meridiana dell’umidità. Quando questi elementi sono rappresentati in modo coerente, la BSISO può essere prevista con una certa abilità fino alla scala di alcune settimane; quando invece uno di questi elementi viene simulato male, il segnale tende a decadere, spostarsi fuori fase o assumere caratteristiche più simili a una MJO equatoriale che a una vera BSISO estiva.
In conclusione, la predicibilità potenziale della BSISO rappresenta uno dei fondamenti scientifici della previsione sub-stagionale del monsone asiatico. Gli studi basati su GCM atmosferici, modelli accoppiati, approcci multimodello, ensemble forecast e metodi osservativi non lineari convergono nel mostrare che la BSISO è prevedibile oltre la scala meteorologica classica, con limiti potenziali che possono variare da circa 30 giorni fino a valori prossimi a cinque settimane o più, specialmente per eventi intensi e ben organizzati. Tuttavia, l’abilità predittiva effettiva rimane generalmente inferiore alla predicibilità teorica, spesso collocandosi intorno a due o tre settimane nei sistemi attuali, con differenze sostanziali tra i modelli. Questo divario tra ciò che il sistema potrebbe teoricamente permettere e ciò che i modelli riescono concretamente a prevedere rappresenta la sfida centrale della ricerca sulla BSISO: migliorare la fisica della convezione, l’inizializzazione dell’umidità, l’accoppiamento aria-mare e la rappresentazione della propagazione indo-pacifica. La BSISO, proprio perché si colloca tra tempo meteorologico e clima stagionale, è uno dei fenomeni chiave per trasformare la previsione sub-stagionale in uno strumento realmente utile per la gestione dei rischi monsonici, agricoli, idrologici e tropicali.
6.2 Predicibilità e abilità predittiva della BSISO: abilità predittiva
L’abilità predittiva della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation rappresenta uno dei punti più delicati della previsione sub-stagionale moderna, perché mette in evidenza la distanza ancora esistente tra ciò che il sistema atmosfera-oceano sarebbe teoricamente in grado di rendere prevedibile e ciò che i modelli numerici riescono realmente a prevedere. La sezione precedente sulla predicibilità potenziale mostra che la BSISO possiede una memoria fisica dell’ordine di alcune settimane, talvolta prossima a un mese o più, soprattutto quando gli eventi sono intensi e ben organizzati; tuttavia, quando si passa dalla predicibilità teorica alla skill effettiva, cioè alla capacità del modello di riprodurre correttamente l’evoluzione osservata, la finestra utile si accorcia in modo significativo. Questa differenza è fondamentale: la predicibilità potenziale descrive un limite superiore, mentre l’abilità predittiva misura la prestazione concreta del sistema previsionale, con tutti i suoi limiti legati alla fisica del modello, alle condizioni iniziali, alla rappresentazione della convezione, all’accoppiamento aria-mare e agli errori sistematici nella simulazione del monsone asiatico. Nella review di Kikuchi, viene sottolineato che quasi tutti i GCM mostrano una skill più breve rispetto al limite teorico, con l’eccezione relativa dei sistemi ECMWF, che tendono a ottenere risultati migliori rispetto alla maggior parte degli altri modelli.
Il primo punto da evidenziare è che l’abilità predittiva della BSISO non è uniforme tra i modelli. Essa varia in modo sensibile a seconda del sistema dinamico utilizzato, della qualità dell’inizializzazione, della risoluzione, della fisica della convezione e del metodo con cui viene valutata la previsione. Le prime valutazioni basate su singoli modelli con temperatura superficiale del mare prescritta indicavano una skill piuttosto limitata per la precipitazione, dell’ordine di una o due settimane, confermando che la componente convettiva è uno degli elementi più difficili da prevedere. Questo risultato è coerente con un principio ormai consolidato nella letteratura sulla variabilità intrastagionale tropicale: i campi dinamici, come vento e circolazione, sono generalmente più prevedibili delle anomalie convettive e pluviometriche. La ragione è fisica: la circolazione su larga scala conserva più a lungo la memoria dello stato iniziale, mentre la convezione profonda è più intermittente, più non lineare e più dipendente da processi sotto-griglia, come l’innesco convettivo, la microfisica delle nubi e l’organizzazione dei sistemi precipitativi. In altre parole, un modello può ancora mantenere una certa coerenza nella previsione dei venti associati alla BSISO, ma perdere rapidamente abilità nel collocare correttamente la pioggia, la convezione e le anomalie di OLR.
Gli studi multimodello hanno chiarito meglio questa distanza tra potenziale e skill reale. Lee et al. hanno mostrato, nell’ambito dell’Intraseasonal Variability Hindcast Experiment, che la predicibilità multimodello della BSISO può raggiungere circa 45 giorni per eventi inizialmente intensi, mentre l’abilità predittiva media si colloca intorno a 22 giorni. Questo risultato è molto importante perché quantifica il margine di miglioramento: il sistema simulato contiene informazione utile per una durata maggiore di quella effettivamente sfruttata dai modelli. Inoltre, lo stesso studio evidenzia che gli eventi forti sono più prevedibili degli eventi deboli, poiché presentano una struttura spaziale più coerente, un rapporto segnale-rumore più favorevole e una propagazione più riconoscibile. Un evento BSISO ben sviluppato sull’Oceano Indiano, accompagnato da anomalie organizzate di convezione e vento zonale a 850 hPa, offre al modello una base iniziale più robusta rispetto a un evento frammentato o debole, nel quale il segnale intrastagionale tende a confondersi con la variabilità meteorologica di fondo.
Le valutazioni basate sui database S2S hanno ulteriormente rafforzato questo quadro. Jie et al. hanno analizzato la previsione del monsone estivo asiatico nei modelli del progetto Sub-seasonal to Seasonal Prediction e hanno mostrato che il modello ECMWF presenta una skill particolarmente elevata in alcune fasi della BSISO, arrivando in determinati casi fino a circa 28 giorni per eventi BSISO2 intensi, mentre altri modelli risultano generalmente meno abili. Questo conferma che la previsione della BSISO non dipende soltanto dalla presenza di un segnale iniziale forte, ma anche dalla capacità del modello di mantenerne la struttura spaziale e temporale durante la propagazione. Il problema è particolarmente evidente quando l’oscillazione attraversa regioni complesse come India, Golfo del Bengala, Mar Cinese Meridionale e Continente Marittimo, dove l’interazione tra oceano, convezione, orografia, circolazione monsonica e superfici continentali può amplificare rapidamente gli errori di fase e di ampiezza.
Un aspetto interessante riguarda il confronto tra BSISO e MJO. Diversi studi indicano che i modelli capaci di prevedere meglio la Madden–Julian Oscillation durante l’inverno boreale tendono spesso a mostrare una migliore abilità predittiva anche per la BSISO estiva. Questo suggerisce l’esistenza di una base fisica comune nella previsione della variabilità intrastagionale tropicale: un modello che rappresenta meglio l’accoppiamento tra convezione, circolazione tropicale, umidità troposferica e propagazione su larga scala tende ad avere vantaggi sia nella stagione invernale sia in quella estiva. Tuttavia, la BSISO introduce complessità aggiuntive rispetto alla MJO, perché la sua propagazione non è soltanto equatoriale e verso est, ma anche meridiana e fortemente modulata dal monsone asiatico. Per questo motivo, una buona skill MJO non garantisce automaticamente una perfetta skill BSISO, ma può indicare che il modello possiede una fisica tropicale più robusta. La review di Kikuchi sottolinea proprio questa relazione tra skill MJO e skill BSISO, evidenziando che i modelli più performanti nella previsione della variabilità intrastagionale invernale tendono spesso a essere più affidabili anche nel periodo estivo boreale.
Il ruolo della fase della BSISO nella previsione è più controverso. Alcuni studi hanno suggerito che, nel monsone estivo indiano, le fasi di pausa possano essere più prevedibili delle fasi attive, probabilmente perché le anomalie di soppressione convettiva e circolazione associata risultano più persistenti o più facilmente distinguibili dalla variabilità di fondo. Tuttavia, le valutazioni multimodello più ampie non mostrano una dipendenza sistematica e universale dalla fase iniziale o dalla fase bersaglio. Questo è un punto rilevante perché differenzia in parte la previsione della BSISO da quella della MJO, per la quale il passaggio attraverso il Continente Marittimo è spesso associato a una perdita marcata di skill, nota come Maritime Continent prediction barrier. Nel caso della BSISO, Wang S. et al. non trovano una barriera altrettanto evidente nella previsione, almeno non in modo sistematico nei sistemi analizzati. Ciò può apparire in contrasto con le difficoltà viste nelle simulazioni climatiche a lungo termine, dove molti modelli faticano a riprodurre correttamente la transizione della convezione dall’Oceano Indiano al Pacifico nord-occidentale. La spiegazione più plausibile è che le simulazioni climatiche libere e le previsioni inizializzate pongano problemi diversi: nelle prime il modello deve generare autonomamente la statistica corretta della BSISO, mentre nelle seconde parte da uno stato osservato o assimilato, che può temporaneamente vincolare l’evoluzione del sistema.
La distinzione tra previsione deterministica singola e previsione d’ensemble è un altro elemento centrale. Le previsioni medie d’ensemble tendono a essere più abili delle previsioni basate su un singolo membro, perché l’ensemble consente di ridurre il rumore atmosferico non prevedibile e di isolare meglio il segnale intrastagionale comune. Questo è particolarmente importante per la BSISO, che si colloca in una zona intermedia tra tempo meteorologico e variabilità stagionale: una parte dell’evoluzione è legata al caos atmosferico e quindi diverge rapidamente, mentre un’altra parte è vincolata dalla struttura lenta e organizzata del sistema monsonico. L’ensemble permette di separare parzialmente queste due componenti. Tuttavia, se tutti i membri condividono lo stesso errore strutturale del modello, ad esempio una convezione troppo debole o una propagazione verso nord mal rappresentata, la media d’ensemble non può correggere pienamente il problema. Essa migliora la stabilità del segnale, ma non elimina i bias fisici comuni. Le valutazioni multimodello indicano infatti che la skill delle medie d’ensemble può oscillare tra una e cinque settimane, con ECMWF generalmente tra i sistemi più performanti, mentre molti altri modelli restano sotto le tre settimane.
Un contributo importante alla previsione della BSISO proviene anche dai modelli statistici. Nel corso degli anni sono stati proposti approcci basati su regressione lineare multipla, decomposizione ai valori singolari, mappe auto-organizzanti e modelli stocastici non lineari di ordine ridotto. Questi metodi possono raggiungere prestazioni comparabili, e in alcuni casi persino superiori, a quelle dei modelli dinamici, soprattutto quando riescono a estrarre dai dati osservativi le strutture dominanti della variabilità intrastagionale. Il lavoro di Chen e Majda è particolarmente interessante perché utilizza un modello stocastico non lineare di ordine ridotto per prevedere i pattern nuvolosi su larga scala associati alla BSISO, mostrando che una rappresentazione semplificata ma fisicamente vincolata della dinamica può contenere informazione utile sui limiti di predicibilità. Questo tipo di approccio evidenzia un punto metodologico importante: per prevedere la BSISO non sempre è necessario simulare ogni dettaglio del sistema atmosferico; può essere utile identificare le variabili lente, organizzate e dinamicamente più rilevanti, capaci di descrivere l’evoluzione del segnale principale.
La combinazione tra modelli dinamici e modelli statistici rappresenta una delle strade più promettenti. I modelli dinamici hanno il vantaggio di rappresentare esplicitamente i processi fisici, l’interazione con l’oceano, la circolazione atmosferica tridimensionale e il feedback tra convezione e ambiente; i modelli statistici, invece, possono correggere bias sistematici, riconoscere pattern ricorrenti e sfruttare relazioni empiriche robuste presenti negli archivi osservativi. Un approccio ibrido può quindi unire la coerenza fisica del modello numerico con la capacità statistica di correggere errori di fase, ampiezza o traiettoria della propagazione. Fu et al. hanno valutato la previsione intrastagionale del monsone asiatico in diversi sistemi, tra cui ECMWF, University of Hawaii, CFSv2 e CFSv1, mostrando che il confronto tra modelli offre indicazioni utili su dove si generano i limiti della previsione.
Il miglioramento dell’abilità predittiva passa anzitutto dalla fisica del modello. Zhang e van den Dool hanno mostrato che il CFSv2 presenta un miglioramento notevole rispetto al CFSv1, con una skill che passa da circa una settimana a circa due o tre settimane, probabilmente grazie a miglioramenti nella fisica del modello. Questo risultato suggerisce che la rappresentazione dei processi convettivi, radiativi, turbolenti e superficiali non è un dettaglio secondario, ma un fattore determinante per la previsione della variabilità intrastagionale. Se la convezione viene attivata troppo presto, se l’umidità viene rimossa troppo rapidamente, se lo shear verticale non interagisce correttamente con la vorticità nei bassi strati o se le precipitazioni risultano troppo localizzate, la BSISO può decadere troppo rapidamente o propagarsi in modo errato.
Il secondo grande limite riguarda le condizioni iniziali. Molti dataset di rianalisi tendono a sottostimare l’ISO in vari campi atmosferici, e questo significa che il modello può partire già con un segnale intrastagionale troppo debole. Se l’evento BSISO viene inizializzato con ampiezza ridotta, con una struttura convettiva mal posizionata o con un campo di umidità non realistico, la previsione perderà rapidamente skill anche se il modello possiede una buona fisica interna. Fu et al. hanno mostrato che le rianalisi possono presentare bias importanti nella descrizione della variabilità intrastagionale e che l’uso di condizioni iniziali corrette, o “signal-recovered”, può migliorare la previsione della ISO boreale estiva, portando la skill misurata con l’indice Wheeler–Hendon fino a circa 14 giorni. Questo indica che l’inizializzazione non è un passaggio tecnico marginale, ma una componente essenziale della previsione sub-stagionale.
Il terzo limite riguarda l’interazione aria-mare. Poiché la BSISO evolve su scale temporali di alcune settimane, la previsione delle condizioni al contorno, in particolare della temperatura superficiale del mare e dei flussi di calore, dovrebbe avere un ruolo importante. Tuttavia, la letteratura mostra risultati non del tutto univoci: alcuni studi trovano un miglioramento modesto con l’accoppiamento aria-mare, mentre altri suggeriscono che il suo impatto dipenda fortemente dal modello e dal modo in cui vengono rappresentati i feedback superficiali. La ragione è che l’oceano può fornire memoria e modulare la convezione, ma non può compensare errori atmosferici profondi. Se il modello non riesce a simulare correttamente l’accumulo di umidità, la risposta dei venti monsonici e la propagazione verso nord della convezione, l’accoppiamento con l’oceano può migliorare solo parzialmente la previsione. Per questo, il ruolo dell’interazione aria-mare nella skill della BSISO rimane un tema ancora aperto, soprattutto per capire quando essa sia realmente determinante e quando invece agisca soltanto come modulatore secondario.
Nel complesso, l’abilità predittiva della BSISO appare come il risultato di una catena complessa: occorre inizializzare bene il segnale intrastagionale, rappresentare correttamente la convezione, mantenere la coerenza dei campi dinamici, simulare l’evoluzione dell’umidità, descrivere i feedback aria-mare e ridurre gli errori sistematici del modello. Se uno di questi passaggi fallisce, la previsione può perdere rapidamente fase e ampiezza. Gli studi più recenti mostrano che esiste ancora un divario considerevole tra predicibilità potenziale e skill effettiva: in alcuni modelli la BSISO potrebbe teoricamente essere prevedibile per diverse settimane, ma la previsione realmente utile spesso si ferma tra due e tre settimane, con prestazioni migliori nei sistemi più avanzati e negli eventi più intensi. Anche valutazioni specifiche, come quella del modello BCC_CSM2.0 per la regione Asia orientale–Pacifico nord-occidentale, confermano questa distinzione, stimando una skill di circa 14 giorni e una predicibilità potenziale di circa 24–28 giorni.
In conclusione, la previsione della BSISO rappresenta una frontiera decisiva per il miglioramento delle previsioni sub-stagionali. La skill attuale è già sufficiente per fornire indicazioni utili su alcuni aspetti della variabilità monsonica, ma resta inferiore al potenziale fisico del sistema. I progressi futuri dipenderanno da modelli con una fisica più realistica della convezione tropicale, da rianalisi capaci di rappresentare meglio l’ampiezza della variabilità intrastagionale, da sistemi d’ensemble più calibrati, da un’inizializzazione più accurata dell’umidità e della circolazione, e da una comprensione più precisa del ruolo dell’accoppiamento aria-mare. La BSISO, proprio perché governa su scala sub-stagionale l’alternanza tra fasi attive e pause del monsone, non è soltanto un problema modellistico astratto: è una variabile chiave per migliorare la previsione delle piogge, degli estremi idrologici, della ciclogenesi tropicale e degli impatti agricoli e sociali in gran parte dell’Asia monsonica. Migliorare la sua abilità predittiva significa quindi avvicinare la meteorologia operativa a uno degli obiettivi più importanti della climatologia applicata: colmare il divario tra previsione del tempo e previsione stagionale, fornendo informazioni affidabili proprio nella finestra temporale in cui società, agricoltura e gestione del rischio hanno maggiore bisogno di decisioni anticipate.
Sfide future
La BSISO, ossia la Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, rappresenta ancora oggi una delle più importanti frontiere della meteorologia tropicale e della climatologia dinamica, perché durante l’estate boreale essa costituisce uno dei principali modi di variabilità sub-stagionale del sistema monsonico asiatico. La sua influenza non si limita alla modulazione della convezione tropicale, ma si estende alla distribuzione delle precipitazioni monsoniche, ai cicli attivi e di pausa dell’Indian Summer Monsoon, alla genesi dei sistemi depressionari monsonici, alla Quasi-Biweekly Oscillation, all’attività dei cicloni tropicali nel Nord Oceano Indiano e nel Pacifico nord-occidentale, fino a possibili connessioni con la circolazione extratropicale. Per questa ragione, comprendere pienamente la BSISO non significa soltanto descrivere un’oscillazione tropicale, ma chiarire uno dei meccanismi attraverso cui l’atmosfera tropicale organizza e redistribuisce energia, umidità e momento su scale temporali comprese tra la previsione meteorologica classica e la previsione stagionale. La review di Kikuchi mette bene in evidenza come, dopo circa quattro decenni di studi, la conoscenza della BSISO sia progredita in modo notevole, ma restino ancora aperti problemi fondamentali riguardanti le interazioni multiscala, la dinamica della propagazione, la variabilità interannuale, la modellistica climatica e la previsione sub-stagionale.
Una prima grande sfida riguarda la comprensione delle interazioni tra la BSISO e altri fenomeni atmosferici. La BSISO non agisce in un sistema isolato: essa convive e interagisce con disturbi sinottici tropicali, onde convettive equatoriali, sistemi depressionari monsonici, oscillazioni quasi bisettimanali, cicloni tropicali e anomalie della circolazione extratropicale. La letteratura ha mostrato che la fase attiva della BSISO può favorire l’organizzazione della convezione e la genesi di sistemi a bassa pressione sul Golfo del Bengala e sull’India, mentre le sue fasi più favorevoli possono modulare la frequenza e la traiettoria dei cicloni tropicali nel Nord Oceano Indiano e nel Pacifico occidentale. Tuttavia, il meccanismo dettagliato attraverso cui la BSISO controlla questi disturbi non è ancora completamente chiarito. Rimane aperta, in particolare, la questione del feedback inverso: se la BSISO influenza i disturbi sinottici, questi ultimi possono a loro volta contribuire al mantenimento, all’amplificazione o alla propagazione della BSISO? Tale domanda è cruciale perché la convezione tropicale reale non è una struttura liscia e continua, ma un insieme di sistemi convettivi organizzati, depressioni, vortici e disturbi transitori che possono trasferire energia e umidità alla scala intrastagionale. In questo senso, una visione realmente completa della BSISO dovrà trattarla come un fenomeno multiscala, nel quale i processi sinottici e quelli intrastagionali non sono separati, ma dinamicamente accoppiati.
La relazione con la Quasi-Biweekly Oscillation rappresenta un esempio particolarmente interessante. La QBWO opera su scale temporali più brevi, tipicamente dell’ordine di 10–20 giorni, e può modulare la convezione monsonica insieme alla BSISO. In alcune regioni, la sovrapposizione tra fase favorevole della BSISO e fase attiva della QBWO può amplificare le precipitazioni, mentre una sovrapposizione sfavorevole può indebolire o frammentare la risposta convettiva. Il problema è che molti studi hanno descritto statisticamente questa coesistenza, ma non hanno ancora chiarito fino in fondo la direzione causale dell’interazione. È la BSISO a organizzare e modulare la QBWO, oppure la QBWO contribuisce a strutturare la convezione che poi viene interpretata come parte del ciclo BSISO? La risposta potrebbe variare a seconda della regione, della stagione e dello stato medio monsonico. Per questo, una delle sfide future sarà distinguere meglio il ruolo dei disturbi ad alta frequenza come semplici manifestazioni interne della BSISO oppure come componenti dinamiche attive capaci di retroagire sul modo intrastagionale principale.
Una seconda area ancora poco esplorata riguarda il legame tra BSISO e circolazione extratropicale. Alcuni studi hanno indicato che la convezione tropicale organizzata può eccitare onde di Rossby e generare treni d’onda capaci di propagarsi verso le medie latitudini, modificando la circolazione a 200 hPa, i pattern di geopotenziale e, in certi casi, i regimi meteorologici extratropicali. Tuttavia, rispetto alla MJO invernale, la connessione extratropicale della BSISO è stata studiata molto meno. Questo è un limite importante, perché durante l’estate boreale la circolazione asiatica presenta una struttura complessa, con l’anticiclone del Tibet, il getto subtropicale spostato verso nord, il monsone dell’Asia meridionale e quello dell’Asia orientale, e un’interazione continua tra tropici e medie latitudini. Capire come la BSISO possa influenzare i pattern extratropicali permetterebbe di migliorare non solo la previsione delle piogge tropicali, ma anche quella delle anomalie di temperatura, dei blocchi atmosferici, delle onde stazionarie e degli estremi estivi in Asia e forse anche in regioni più lontane attraverso teleconnessioni atmosferiche. La review di Kikuchi sottolinea proprio che l’interazione tra BSISO e sistemi extratropicali merita ulteriori indagini, perché il quadro fisico rimane ancora incompleto.
Una terza sfida, probabilmente la più profonda, riguarda la comprensione della dinamica interna della BSISO. Molti studi si sono concentrati sulla propagazione verso nord, che è una delle caratteristiche più distintive della BSISO rispetto alla MJO invernale. Sono stati proposti diversi meccanismi: il ruolo dello shear verticale monsonico, l’effetto della vorticità barotropica, l’accumulo di umidità a nord della convezione principale, la destabilizzazione della bassa e media troposfera, le interazioni aria-mare e il contributo delle onde equatoriali. Tuttavia, resta aperta una domanda fondamentale: la propagazione verso nord è un ingrediente essenziale per lo sviluppo e il mantenimento della BSISO, oppure è una conseguenza secondaria di un ramo convettivo equatoriale che continua principalmente a propagare verso est? Questa distinzione non è solo teorica. Se la propagazione meridiana è essenziale, allora i modelli devono rappresentare correttamente i gradienti meridionali di umidità, vorticità e shear verticale. Se invece essa è in parte un sottoprodotto della propagazione verso est, allora la chiave potrebbe risiedere maggiormente nella dinamica equatoriale e nella transizione della convezione dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale. La difficoltà nel rispondere a questa domanda mostra quanto la BSISO sia ancora un problema aperto della dinamica tropicale.
Studi recenti hanno cercato di distinguere eventi BSISO che propagano verso nord da eventi che non riescono a farlo, suggerendo che l’avvezione orizzontale dell’umidità nella libera troposfera e l’interazione con lo shear verticale monsonico possano essere determinanti per la propagazione robusta verso l’Asia meridionale. In particolare, lavori recenti hanno mostrato che gli eventi propaganti tendono a costruire una banda convettiva inclinata nord-ovest/sud-est attraverso il trasporto di umidità e la risposta vorticosa della circolazione, mentre gli eventi non propaganti producono una risposta più debole e non riescono a portare la convezione oltre le basse latitudini. Questo tipo di distinzione è molto promettente perché sposta la domanda da “come propaga mediamente la BSISO?” a “perché alcuni eventi propagano e altri no?”, permettendo di collegare la dinamica del singolo evento allo stato medio dell’ambiente monsonico.
Un’altra sfida riguarda la variabilità interannuale dell’attività BSISO. Sebbene sia noto che la BSISO possa essere modulata da ENSO, dallo stato termico dell’Oceano Indiano, dal Pacifico occidentale, dalla circolazione monsonica di fondo e forse da altre oscillazioni climatiche, non esiste ancora un quadro pienamente soddisfacente in grado di spiegare perché alcuni anni mostrino un’attività BSISO più intensa, persistente o organizzata rispetto ad altri. Questo limite è particolarmente significativo perché l’attività complessiva della BSISO influenza la distribuzione stagionale delle piogge monsoniche e la frequenza degli eventi estremi. Se non comprendiamo perché la BSISO sia più o meno attiva da un anno all’altro, diventa difficile migliorare la previsione stagionale dei regimi intrastagionali del monsone. Alcuni studi recenti hanno suggerito che le temperature superficiali del Pacifico possano modulare diverse modalità di propagazione della BSISO, favorendo in alcuni casi propagazioni più stazionarie, bloccate verso est o orientate verso nord-est. Questo apre una prospettiva interessante: la BSISO potrebbe non avere un’unica modalità canonica, ma una famiglia di traiettorie dinamiche condizionate dallo stato oceanico e atmosferico di fondo.
La modellistica climatica rappresenta un’altra area critica. Nelle simulazioni a lungo termine, molti GCM continuano a sottostimare l’ampiezza della BSISO, a rappresentare in modo impreciso la propagazione verso nord e a fallire nella riproduzione della tipica banda di precipitazione inclinata da nord-ovest verso sud-est. Questo bias non è marginale, perché la rainband inclinata è una firma spaziale fondamentale della BSISO osservata e riflette l’interazione tra convezione, circolazione monsonica e distribuzione dell’umidità. Se un modello non riesce a generare questa struttura, probabilmente non sta riproducendo correttamente i processi fisici che sostengono la BSISO. Le valutazioni dei modelli CMIP6 indicano che, nonostante alcuni miglioramenti rispetto alle generazioni precedenti, molti modelli continuano a mostrare difficoltà nella rappresentazione della velocità di fase, dell’interazione aria-mare e della struttura spaziale della convezione sul Nord Oceano Indiano.
Il problema della modellistica è strettamente legato alla fisica della convezione. La BSISO dipende dalla capacità del modello di rappresentare correttamente l’accumulo di umidità, l’innesco della convezione profonda, il riscaldamento latente, la risposta dei venti nei bassi strati, la divergenza in quota e l’organizzazione dei sistemi precipitativi. Nei GCM a risoluzione relativamente grossolana, molti di questi processi devono essere parametrizzati, e ciò può produrre convezione troppo debole, troppo precoce, troppo locale o eccessivamente legata alla temperatura superficiale marina. La conseguenza è una BSISO meno realistica, con minore varianza intrastagionale e propagazione meno coerente. Anche gli studi su MISO e MJO nei modelli CMIP6 confermano che la rappresentazione delle nubi, della convezione e dell’OLR è decisiva per simulare in modo realistico la variabilità intrastagionale del monsone indiano.
La previsione sub-stagionale della BSISO presenta una sfida complementare. Da un lato, la predicibilità potenziale può raggiungere diverse settimane, specialmente per eventi intensi e ben organizzati; dall’altro, la skill effettiva dei modelli è spesso più breve. Gli studi multimodello hanno mostrato che la predicibilità media può essere sensibilmente superiore all’abilità predittiva reale, con un divario che indica un ampio margine di miglioramento nei sistemi dinamici. Lee et al. hanno stimato, per eventi inizialmente forti, una predicibilità multimodello della BSISO intorno a 45 giorni e una skill media intorno a 22 giorni, mostrando che il sistema fisico contiene più informazione di quanta i modelli riescano attualmente a sfruttare. Anche studi su singoli sistemi previsionali, come il BCC_CSM2.0, confermano questo divario, con una skill pratica intorno a 14 giorni e una predicibilità potenziale di circa 24–28 giorni per la BSISO dell’Asia orientale e del Pacifico nord-occidentale.
Migliorare la previsione della BSISO richiederà quindi interventi su più livelli. Il primo riguarda le condizioni iniziali: se la convezione, l’umidità troposferica e i venti associati alla BSISO sono inizializzati con ampiezza troppo debole o con fase errata, la previsione perde rapidamente affidabilità. Il secondo riguarda la fisica del modello, soprattutto la parametrizzazione della convezione, la microfisica delle nubi, i flussi turbolenti e l’interazione tra convezione e circolazione su larga scala. Il terzo riguarda i processi di superficie: aria-mare, ma anche forse aria-terra. La review di Kikuchi sottolinea che l’interazione aria-mare può avere un ruolo importante, ma non sempre sufficiente a migliorare drasticamente la simulazione o la previsione della BSISO. Rimane quindi da chiarire in quali condizioni l’oceano agisca come sorgente essenziale di memoria e in quali casi sia invece la dinamica atmosferica interna a dominare.
Il ruolo dell’interazione aria-terra merita probabilmente maggiore attenzione. La BSISO non evolve soltanto sull’oceano: essa influenza e attraversa regioni continentali come India, Indocina e Cina meridionale, dove l’umidità del suolo, il riscaldamento superficiale, l’evapotraspirazione, l’orografia e il contrasto terra-mare possono modificare l’evoluzione della convezione. Se i modelli rappresentano male il contenuto idrico del suolo, il ciclo diurno della convezione o il feedback tra precipitazione e superficie terrestre, possono anche degradare la simulazione della propagazione monsonica. In questo senso, la futura ricerca sulla BSISO dovrà forse superare la visione centrata quasi esclusivamente sull’accoppiamento aria-mare e includere una prospettiva più completa del sistema atmosfera-oceano-terra.
Un’ulteriore sfida riguarda la valutazione stessa dei modelli. Non basta più chiedersi se un GCM produca variabilità a 30–60 giorni. È necessario valutare se la variabilità simulata abbia la giusta struttura spaziale, la giusta stagionalità, la corretta relazione tra OLR e vento a 850 hPa, una propagazione coerente dall’Oceano Indiano al Pacifico occidentale, una banda convettiva inclinata realistica e un impatto plausibile sui regimi di pioggia monsonica. Molti modelli possono generare un segnale intrastagionale apparente, ma non necessariamente una vera BSISO fisicamente coerente. Questa distinzione è fondamentale per evitare che la valutazione della modellistica si limiti a metriche troppo generali e non riesca a individuare gli errori dinamici più profondi.
In prospettiva, una comprensione più avanzata della BSISO richiederà l’integrazione tra osservazioni satellitari, rianalisi, campagne di misura, modelli globali ad alta risoluzione, modelli regionali accoppiati, approcci statistici e metodi di machine learning fisicamente vincolati. Le osservazioni satellitari permettono di seguire con continuità OLR, precipitazione, umidità e nubi; le rianalisi offrono campi dinamici tridimensionali; i modelli ad alta risoluzione possono rappresentare meglio l’organizzazione convettiva; gli approcci statistici possono identificare precursori e pattern ricorrenti; il machine learning, se usato con cautela, può aiutare a correggere bias spaziali e riconoscere strutture complesse della precipitazione. Tuttavia, nessuno di questi strumenti sarà sufficiente da solo. La sfida vera sarà costruire un quadro fisico integrato, capace di collegare i processi locali della convezione alla dinamica monsonica su larga scala.
In conclusione, le sfide future nello studio della BSISO possono essere sintetizzate in una necessità più ampia: passare da una descrizione fenomenologica dell’oscillazione a una comprensione realmente dinamica, predittiva e multiscala. La BSISO è stata ormai riconosciuta come un elemento chiave del monsone estivo boreale, ma restano aperte domande decisive: come interagisce con i disturbi sinottici tropicali? In che misura questi disturbi retroagiscono sulla sua evoluzione? Qual è il ruolo effettivo della propagazione verso nord rispetto alla propagazione verso est? Perché alcuni anni mostrano un’attività BSISO più intensa di altri? Perché molti GCM continuano a sottostimare la sua ampiezza e a non riprodurre la rainband inclinata? Perché la predicibilità potenziale supera ancora così chiaramente la skill effettiva? Rispondere a queste domande non è solo un obiettivo accademico, ma un passo necessario per migliorare la previsione delle piogge monsoniche, degli estremi idrologici, della ciclogenesi tropicale e dei rischi climatici su scala sub-stagionale. La BSISO, proprio perché occupa la zona intermedia tra tempo meteorologico e clima stagionale, rappresenta una delle chiavi per rendere più utile, affidabile e fisicamente fondata la previsione climatica delle prossime settimane nelle regioni monsoniche del pianeta.
Figura 21 – Struttura ambientale in DJFMA e differenza dinamica tra MJO invernale e BSISO estiva
La figura 21 rappresenta la climatologia media della stagione DJFMA, cioè il periodo compreso tra dicembre e aprile, e mostra gli stessi campi atmosferici discussi nella figura 19, ma applicati alla stagione in cui la variabilità intrastagionale tropicale assume prevalentemente le caratteristiche della Madden–Julian Oscillation piuttosto che della Boreal Summer Intraseasonal Oscillation. Il valore scientifico della figura sta proprio nel confronto implicito tra i due ambienti stagionali: durante l’estate boreale, l’atmosfera dell’Asia monsonica è organizzata da un forte riscaldamento continentale, da un flusso monsonico sud-occidentale nei bassi strati, da abbondante umidità sul Nord Oceano Indiano e da uno shear verticale favorevole alla propagazione meridiana della convezione; durante DJFMA, invece, l’ambiente termo-dinamico è più simmetrico rispetto all’equatore e più favorevole a una propagazione convettiva prevalentemente zonale verso est, tipica della MJO. In questo senso, la figura 21 mostra il “campo di fondo” che aiuta a comprendere perché la stessa variabilità intrastagionale tropicale assuma due forme stagionali differenti: una più equatoriale e invernale, associata alla MJO, e una più monsonica, asimmetrica e propagante verso nord, associata alla BSISO. Nel pannello (a), lo shear verticale del vento zonale, espresso come differenza tra il vento a 200 hPa e quello a 850 hPa, mostra valori positivi molto estesi alle latitudini subtropicali dell’Asia meridionale e orientale, con massimi che riflettono la presenza di forti venti occidentali in quota e di una struttura dinamica invernale ben diversa da quella monsonica estiva. La fascia azzurra equatoriale, dove i valori sono deboli o negativi, indica invece un ambiente nel quale la convezione tropicale può organizzarsi lungo la warm pool indo-pacifica senza essere incanalata verso nord come accade nella stagione JJASO. Questo aspetto è coerente con la letteratura sulla MJO, da Madden e Julian fino agli studi di Zhang, Waliser e Kikuchi, secondo cui l’oscillazione invernale boreale tende a propagare verso est lungo l’equatore, seguendo il massimo di umidità, instabilità e temperatura superficiale marina dell’oceano tropicale. Il pannello (b), relativo allo shear verticale del vento meridionale, mostra una struttura più frammentata rispetto allo shear zonale e non evidenzia un’organizzazione monsonica meridiana paragonabile a quella estiva; questo è importante perché molti meccanismi proposti per spiegare la propagazione verso nord della BSISO, come l’effetto della vorticità barotropica, l’interazione con lo shear verticale e il trasporto meridiano di umidità, richiedono una configurazione stagionale dell’atmosfera molto più favorevole di quella osservata in DJFMA. Nel pannello (c), il vento meridionale nello strato limite tra 900 e 1000 hPa mostra condizioni tipiche della circolazione invernale boreale, con flussi che non sostengono un robusto trasporto di umidità dall’oceano verso il continente asiatico; durante l’estate, al contrario, il monsone sud-occidentale richiama aria umida dal Nord Oceano Indiano verso India, Golfo del Bengala e Sud-est asiatico, creando un ambiente favorevole alla migrazione meridiana della convezione. Questa differenza stagionale è centrale negli studi di Lawrence e Webster, Jiang, Wang, DeMott e Kikuchi, perché suggerisce che la BSISO non possa essere interpretata semplicemente come una MJO estiva, ma debba essere compresa come una modalità intrastagionale fortemente condizionata dal sistema monsonico boreale. I pannelli (d) ed (e), che mostrano rispettivamente l’umidità specifica nello strato limite e nella bassa troposfera, sono probabilmente i più importanti dal punto di vista fisico: in entrambi i casi l’umidità più elevata è concentrata lungo la fascia equatoriale dell’Oceano Indiano, dell’Indonesia e del Pacifico occidentale, mentre diminuisce rapidamente procedendo verso il continente asiatico subtropicale. Questo assetto spiega perché, in DJFMA, la convezione intrastagionale tenda a restare ancorata alla fascia equatoriale e a propagare verso est dalla regione dell’Oceano Indiano verso il Continente Marittimo e il Pacifico occidentale. La MJO, infatti, richiede un precondizionamento umido della colonna atmosferica: prima dello sviluppo della convezione profonda, la bassa e media troposfera devono progressivamente umidificarsi, e la figura mostra che questo serbatoio di umidità è disposto soprattutto in senso zonale lungo l’equatore. Durante la BSISO estiva, invece, il massimo di umidità si espande più efficacemente verso nord, permettendo alla convezione di migrare dal settore equatoriale dell’Oceano Indiano verso il Golfo del Bengala, l’India e il Pacifico nord-occidentale. Il pannello (f), che rappresenta i venti medi tra 600 e 900 hPa, conferma ulteriormente questa differenza: la circolazione in bassa troposfera appare dominata da flussi più zonali e meno marcatamente monsonici rispetto all’estate boreale, mancando quel forte flusso sud-occidentale nei bassi livelli che, nella stagione JJASO, alimenta la convezione monsonica e contribuisce alla tipica banda inclinata nord-ovest/sud-est della BSISO. Nel complesso, la figura 21 mostra che l’ambiente DJFMA è costruito per favorire una variabilità intrastagionale tropicale più equatoriale, più zonale e più simmetrica, mentre l’ambiente JJASO è costruito per favorire una variabilità più asimmetrica, monsonica e propagante verso nord. Questa distinzione è alla base dell’indice bimodale proposto da Kikuchi e collaboratori, nel quale la variabilità intrastagionale viene separata stagionalmente in un modo invernale, dominato dalla MJO, e in un modo estivo, dominato dalla BSISO. La figura 21, quindi, non va letta soltanto come una mappa climatologica di venti e umidità, ma come una chiave dinamica per comprendere perché la propagazione verso nord, così centrale nella BSISO, non emerga con la stessa chiarezza durante l’inverno boreale. Gli studi sulla dinamica della BSISO hanno mostrato che la propagazione meridiana richiede l’interazione tra convezione, shear verticale, umidità a nord dell’anomalia convettiva, circolazione ciclonica nei bassi strati e feedback con la superficie oceanica; in DJFMA, molti di questi ingredienti non sono disposti nello stesso modo, e la convezione rimane più strettamente legata alla fascia equatoriale indo-pacifica. Questa configurazione aiuta anche a spiegare perché i modelli climatici possano simulare con difficoltà la transizione tra MJO e BSISO: non è sufficiente riprodurre una generica variabilità a 30–60 giorni, ma occorre rappresentare correttamente il cambiamento stagionale dello stato medio, cioè la distribuzione dell’umidità, lo shear verticale, la circolazione nei bassi livelli e il contrasto tra oceano e continente. Se un GCM non descrive bene questo passaggio stagionale, può generare eventi estivi con caratteristiche troppo simili alla MJO oppure eventi invernali con una propagazione non realistica. In conclusione, la figura 21 mostra che durante DJFMA l’atmosfera tropicale indo-pacifica è predisposta a sostenere una oscillazione intrastagionale equatoriale, con umidità concentrata lungo la warm pool e con una circolazione di basso livello meno favorevole al trasporto monsonico verso nord. Questo assetto spiega perché la MJO sia la modalità dominante della stagione invernale-estesa, mentre la BSISO emerga nella stagione estiva boreale quando il monsone asiatico riorganizza radicalmente la distribuzione dell’umidità, dei venti e dello shear verticale. La figura, dunque, offre una dimostrazione visiva del fatto che la differenza tra MJO e BSISO non dipende soltanto dalla traiettoria della convezione, ma nasce dallo stato medio stagionale dell’atmosfera tropicale: in inverno la convezione segue l’equatore, in estate viene catturata e riorganizzata dal monsone.
https://www.jstage.jst.go.jp/article/jmsj/99/4/99_2021-045/_pdf/-char/en
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