Negli ultimi decenni l’Europa è emersa come una delle regioni dell’emisfero settentrionale maggiormente interessate da un rapido aumento della frequenza, della durata e soprattutto dell’intensità degli estremi termici estivi. Sebbene il progressivo riscaldamento della temperatura media globale costituisca il fondamentale sfondo termodinamico sul quale si sviluppano le moderne ondate di calore, la letteratura scientifica mostra con crescente chiarezza che l’eccezionale comportamento del continente europeo non può essere interpretato facendo riferimento esclusivamente all’aumento uniforme delle temperature medie. La configurazione della circolazione atmosferica, la posizione e la struttura della corrente a getto, la propagazione delle onde di Rossby, le anomalie della temperatura superficiale dell’Oceano Atlantico e i feedback tra suolo e atmosfera intervengono simultaneamente, determinando dove, quando e con quale persistenza il calore possa accumularsi. In questo quadro si inserisce lo studio di Julian Krüger, Joakim Kjellsson, Robin Pilch Kedzierski e Martin Claus, Connecting North Atlantic SST Variability to European Heat Events over the Past Decades, pubblicato nel 2023 su Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography, che propone un’importante connessione tra la variabilità della temperatura superficiale marina del Nord Atlantico e il successivo sviluppo di anomalie termiche positive sull’Europa centrale.
Un aspetto particolarmente rilevante del lavoro di Krüger et al. consiste nel superamento della tradizionale analisi di singoli episodi. Studi precedenti avevano infatti suggerito un possibile collegamento tra temperature eccezionalmente basse nell’Atlantico subpolare e specifiche ondate di calore europee, in particolare quella del 2015. Krüger e collaboratori hanno invece utilizzato la rianalisi ERA5 per verificare sistematicamente l’esistenza di questa relazione nell’arco temporale 1979–2019, concentrando l’analisi delle SST su una regione compresa tra 15–40°W e 45–60°N, immediatamente a sud della Groenlandia. È una regione climaticamente cruciale perché si trova nel settore subpolare dell’Atlantico settentrionale e coincide approssimativamente con l’area nella quale possono svilupparsi forti anomalie negative di SST, spesso definite nella letteratura con espressioni quali North Atlantic warming hole o, più informalmente, cold blob. Gli autori distinguono non soltanto tra condizioni oceaniche fredde, neutre e calde, ma considerano anche la tendenza temporale della temperatura marina. Questa scelta metodologica risulta fondamentale, perché la semplice presenza di un oceano relativamente freddo non sembra sufficiente: è soprattutto la combinazione tra SST persistentemente basse e un loro ulteriore raffreddamento a essere associata alla successiva comparsa di temperature anormalmente elevate sull’Europa centrale.
I risultati mostrano infatti che, tra dodici episodi caratterizzati da SST nordatlantiche fredde accompagnate da una tendenza negativa, undici sono seguiti da anomalie positive della temperatura europea. Nel composito basato direttamente su diciotto eventi di caldo europeo, quattordici risultano accompagnati da SST nordatlantiche inferiori alla media già cinque giorni prima dell’inizio dell’evento, mentre quindici su diciotto presentano contemporaneamente una tendenza negativa delle SST. È tuttavia importante interpretare correttamente questo risultato: non significa che ogni ondata di caldo europea sia provocata da un Atlantico settentrionale freddo, né che una SST negativa costituisca una condizione necessaria. Gli stessi autori evidenziano che solamente quattro dei diciotto eventi soddisfano contemporaneamente i criteri più restrittivi utilizzati per identificare gli episodi estremamente freddi dell’Atlantico con SST inferiori al decimo percentile e tendenza negativa. Il risultato suggerisce quindi soprattutto una modulazione probabilistica: determinate configurazioni termiche dell’Atlantico possono rendere più favorevole la successiva evoluzione della circolazione verso configurazioni associate al caldo europeo.
La dinamica proposta è particolarmente interessante perché evidenzia una complessa interazione bidirezionale oceano–atmosfera. Nei compositi di Krüger et al., il raffreddamento delle SST non appare inizialmente come una perturbazione puramente oceanica capace di forzare passivamente l’atmosfera. Prima e durante lo sviluppo della tendenza negativa delle SST è infatti presente una pronunciata anomalia ciclonica sul Nord Atlantico, associata a una profonda saccatura nella media e alta troposfera. L’advezione di aria relativamente fredda e secca proveniente dall’area Groenlandia–Labrador aumenta la perdita di calore dell’oceano attraverso i flussi turbolenti superficiali, contribuendo a raffreddare ulteriormente le acque già fredde. In questo senso l’atmosfera partecipa inizialmente alla generazione dell’anomalia oceanica. Successivamente, tuttavia, la presenza di SST persistentemente basse può contribuire a mantenere un forte contrasto termico nella regione atlantica, rafforzando la struttura baroclina della bassa troposfera e influenzando la successiva evoluzione delle perturbazioni atmosferiche. Gli autori individuano anomalie dei flussi turbolenti superiori localmente a circa 20 W m⁻², una marcata risalita dell’aria nei pressi delle Isole Britanniche e una fascia di precipitazioni che si estende approssimativamente da Terranova verso il settore britannico.
La baroclinicità costituisce uno dei passaggi dinamici centrali di questa sequenza. Un’atmosfera baroclina è caratterizzata da forti gradienti orizzontali di temperatura e da una conseguente variazione del vento con la quota; si tratta dell’ambiente nel quale le perturbazioni delle medie latitudini possono estrarre energia potenziale dal gradiente termico e svilupparsi. Krüger et al. mostrano un aumento dell’Eady Growth Rate nella bassa troposfera nordatlantica, indicativo di condizioni maggiormente favorevoli allo sviluppo baroclino. All’interno della saccatura atlantica si instaura contemporaneamente un movimento ascendente inclinato di aria relativamente umida, accompagnato da condensazione, precipitazioni e riscaldamento della troposfera superiore. Tale processo non deve essere visto come un dettaglio secondario, perché la redistribuzione verticale del calore associata all’ascesa delle masse d’aria può modificare la struttura del flusso in quota e contribuire allo sviluppo anticiclonico a valle. Nel composito dello studio, circa cinque giorni dopo l’episodio di raffreddamento dell’Atlantico emerge infatti una marcata anomalia positiva dell’altezza geopotenziale a 300 hPa sull’Europa centrale, mentre le temperature a 2 metri aumentano progressivamente.
Si configura così un vero e proprio sviluppo downstream: a una profonda saccatura sul Nord Atlantico segue la costruzione di una cresta anticiclonica sull’Europa. L’aumento dell’altezza geopotenziale nella media e alta troposfera favorisce subsidenza, compressione adiabatica dell’aria, riduzione della copertura nuvolosa e maggiore quantità di radiazione solare incidente sulla superficie. Krüger et al. rilevano anomalie termiche europee che nei compositi raggiungono valori dell’ordine di +3 °C, mentre nel composito costruito sui diciotto eventi di caldo l’anomalia media della temperatura europea raggiunge circa +4 °C pochi giorni dopo il superamento della soglia utilizzata per definire l’evento. Al tempo stesso, i flussi di calore alla superficie terrestre tendono ad amplificare le condizioni già instaurate dalla circolazione atmosferica. Ne deriva un concetto fondamentale: le interazioni superficiali contribuiscono soprattutto a rafforzare il caldo una volta che la configurazione atmosferica favorevole si è stabilita, mentre l’innesco dell’evento è strettamente legato alla dinamica della circolazione su scala sinottica e planetaria.
Il collegamento tra Atlantico ed Europa può essere interpretato ancora più efficacemente considerando la propagazione delle onde di Rossby. L’atmosfera delle medie latitudini non trasporta le anomalie esclusivamente attraverso il movimento delle singole masse d’aria, ma anche attraverso onde planetarie e pacchetti d’onda capaci di trasferire energia e momento per migliaia di chilometri. Krüger et al. separano il campo atmosferico in componenti planetarie, caratterizzate dai numeri d’onda zonali 1–3, e pacchetti di onde di Rossby a scala più regionale, corrispondenti ai numeri d’onda 4–15. L’analisi mostra che la configurazione saccatura-atlantica/cresta-europea non è riconducibile a una singola modalità: una componente planetaria dominata dal numero d’onda 3 si sovrappone a un pacchetto di onde di Rossby regionalmente confinato, e l’interazione delle due scale contribuisce alla costruzione della cresta europea. L’importanza delle onde planetarie per gli estremi estivi è coerente con altri studi. Kornhuber et al., ad esempio, hanno dimostrato che configurazioni amplificate e quasi stazionarie delle onde di Rossby con numeri d’onda 5 e 7 possono aumentare considerevolmente la probabilità di eventi caldi simultanei in importanti regioni delle medie latitudini, compresa l’Europa occidentale. Ciò sottolinea come differenti numeri d’onda possano diventare rilevanti a seconda della scala spaziale, della regione e della particolare configurazione atmosferica considerata.
Questa interpretazione è inoltre coerente con lo studio di Bischof et al. del 2023, The Role of the North Atlantic for Heat Wave Characteristics in Europe, an ECHAM6 Study. Attraverso simulazioni atmosferiche centennali nelle quali le condizioni superficiali dell’oceano vengono controllate, gli autori hanno confrontato una configurazione comprendente le fredde SST subpolari caratteristiche del 2018 con un esperimento nel quale tale anomalia fredda veniva rimossa. Il confronto indica che la presenza di SST fredde nell’Atlantico subpolare può aumentare significativamente sia la durata sia la magnitudine delle ondate di calore a valle sul continente europeo. Il collegamento viene nuovamente associato alla struttura delle onde nella troposfera superiore sul settore Nord Atlantico–Europa, rafforzata in presenza dell’anomalia oceanica fredda. Questo risultato è particolarmente importante perché integra le evidenze statistiche delle rianalisi con esperimenti modellistici nei quali le condizioni oceaniche vengono modificate intenzionalmente, fornendo un ulteriore sostegno alla possibilità di un effettivo contributo delle SST subpolari alla modulazione della circolazione estiva europea.
La relazione tra SST atlantiche ed estremi termici europei deve tuttavia essere inserita nel quadro più generale della straordinaria sensibilità dell’Europa occidentale alle modificazioni della circolazione atmosferica. Rousi et al. hanno mostrato nel 2022 che l’Europa rappresenta un vero e proprio hotspot delle ondate di calore: nel periodo analizzato gli estremi termici sono aumentati a un ritmo circa tre-quattro volte superiore rispetto a quello osservato mediamente nelle altre terre emerse delle medie latitudini settentrionali. Gli autori hanno collegato una parte sostanziale di questa accelerazione all’aumento della persistenza delle configurazioni a doppio getto sull’Eurasia. In alcune aree dell’Europa occidentale la persistenza dei double jets riesce a spiegare fino al 35% della variabilità dell’intensità cumulativa delle ondate di caldo; mediamente, l’aumento della persistenza di queste configurazioni è stato associato a circa il 30% dell’incremento osservato dell’intensità cumulativa sull’Europa allargata e a una frazione ancora maggiore del trend residuo sull’Europa occidentale.
I risultati di Rousi et al. e Krüger et al. non devono essere interpretati come spiegazioni alternative, ma come parti potenzialmente complementari della stessa complessa dinamica atmosferica. Le anomalie delle SST nordatlantiche possono interagire con la baroclinicità e con la propagazione delle perturbazioni; queste ultime possono a loro volta modificare la struttura e la posizione della corrente a getto, alterando le guide d’onda lungo le quali si propagano le onde di Rossby. Quando una cresta anticiclonica europea diventa sufficientemente persistente, la circolazione può rallentare la normale progressione da ovest verso est dei sistemi meteorologici, favorendo condizioni stazionarie di subsidenza, cieli sereni e riscaldamento prolungato. L’evento estremo risulta quindi dalla sovrapposizione di processi operanti su scale differenti: la configurazione termica dell’oceano, la dinamica sinottica dell’Atlantico, la struttura della corrente a getto e la propagazione delle onde planetarie.
Ulteriori evidenze dell’importanza della circolazione atmosferica provengono dal lavoro di Vautard et al. del 2023. Analizzando gli estremi termici dell’Europa occidentale nel periodo 1950–2022, gli autori hanno riscontrato un aumento eccezionalmente rapido rispetto al riscaldamento globale e hanno attribuito una quota sostanziale di questo incremento alle modificazioni della circolazione, in particolare alla maggiore frequenza di flussi meridionali capaci di trasportare masse d’aria calda verso l’Europa occidentale. Per la temperatura massima estiva estrema, lo studio stima un trend regionale di circa 3,4 °C per ogni grado di riscaldamento medio globale, dei quali circa 0,8 °C per grado possono essere associati alla componente dinamica della circolazione, sebbene con un intervallo d’incertezza significativo. Un risultato particolarmente rilevante è che nessuna delle 170 simulazioni considerate, appartenenti a 32 diversi modelli climatici, riproduce una componente dinamica dell’aumento del caldo estremo altrettanto intensa quanto quella osservata. Gli autori sottolineano che ciò potrebbe derivare da una sottostima della risposta della circolazione alle forzanti esterne, dalla variabilità naturale a bassa frequenza non adeguatamente campionata dai modelli, oppure da una combinazione dei due fattori.
Una volta instaurata la cresta anticiclonica, entra inoltre in gioco il sistema terra–atmosfera. Il persistere di cieli sereni e precipitazioni ridotte diminuisce progressivamente l’umidità del terreno. Quando il suolo diventa più secco, una quota minore dell’energia disponibile viene utilizzata per l’evapotraspirazione e una quota maggiore viene convertita in calore sensibile, producendo un ulteriore aumento della temperatura dell’aria vicino alla superficie. Felsche et al. hanno dimostrato che anomalie negative dell’umidità del suolo durante l’inverno e la primavera possono possedere una certa capacità predittiva nei confronti delle successive ondate di calore estive, soprattutto nell’Europa meridionale, e che durante l’estate esiste una relazione negativa significativa tra umidità del suolo e numero di giorni interessati dalle ondate di caldo. Si instaura pertanto un feedback positivo suolo–temperatura: la circolazione anticiclonica favorisce siccità e disseccamento superficiale, mentre il terreno asciutto riduce il raffreddamento evaporativo e amplifica ulteriormente il caldo.
Nel complesso emerge quindi una visione delle ondate di calore europee molto più articolata rispetto alla semplice interpretazione basata sull’arrivo di aria calda dalle basse latitudini. Il riscaldamento globale antropogenico innalza progressivamente la temperatura di fondo del sistema climatico, rendendo molto più probabile che una stessa configurazione atmosferica produca temperature estreme rispetto al passato; tuttavia, la magnitudine, la localizzazione e soprattutto la persistenza di un episodio dipendono fortemente dalla dinamica atmosferica. Le anomalie delle SST nordatlantiche individuate da Krüger et al., le configurazioni a doppio getto analizzate da Rousi et al., le variazioni della circolazione meridionale evidenziate da Vautard et al., la propagazione delle onde di Rossby documentata da Kornhuber et al. e i feedback suolo–atmosfera costituiscono elementi differenti di un sistema fisico fortemente interconnesso.
Occorre infine mantenere una fondamentale cautela nell’interpretazione del rapporto tra il cosiddetto cold blobnordatlantico e le ondate di calore europee. Lo studio di Krüger et al. non dimostra che il raffreddamento oceanico rappresenti una causa unica e indipendente degli eventi estremi. Al contrario, evidenzia come l’anomalia fredda possa essere inizialmente rafforzata dalla stessa circolazione atmosferica attraverso l’advezione di aria fredda e l’aumento della perdita di calore oceanica. Gli autori riconoscono inoltre la limitata numerosità del campione e sottolineano la necessità di esperimenti modellistici con ensemble più ampi per separare con maggiore precisione il contributo dei meccanismi termodinamici e dinamici. È dunque più corretto parlare di un sistema accoppiato oceano–atmosfera, nel quale lo stato termico dell’Atlantico può fornire condizioni favorevoli alla successiva evoluzione della circolazione, senza implicare una relazione deterministica per cui un Atlantico freddo debba inevitabilmente essere seguito da un’ondata di caldo europea.
Proprio questa complessità rende lo studio di Krüger, Kjellsson, Pilch Kedzierski e Claus particolarmente significativo. Le SST a sud della Groenlandia non rappresentano semplicemente un’anomalia oceanica distante dall’Europa, ma possono costituire una componente del più ampio assetto dinamico del settore Nord Atlantico–Europeo. Quando SST persistentemente fredde vengono associate a un ulteriore raffreddamento, a una profonda saccatura atlantica, a un aumento della baroclinicità, all’ascesa inclinata delle masse d’aria e a un rafforzamento della guida d’onda nella troposfera superiore, può svilupparsi a valle una cresta anticiclonica europea capace di favorire anomalie termiche positive. La successiva subsidenza, l’aumento della radiazione solare, la riduzione della nuvolosità e il progressivo disseccamento del terreno possono amplificare ulteriormente il segnale iniziale. L’Europa si trova pertanto al termine di una catena dinamica che può iniziare migliaia di chilometri più a ovest, nell’Atlantico settentrionale, e propagarsi attraverso la corrente a getto e le onde di Rossby. Comprendere questa catena rappresenta non soltanto un obiettivo fondamentale della climatologia dinamica, ma anche una possibile strada per migliorare la previsione sub-stagionale degli episodi di caldo estremo europei in un clima nel quale la componente termodinamica del rischio continua progressivamente ad aumentare.
Introduzione – Ondate di calore in Europa e variabilità delle SST del Nord Atlantico: dinamica atmosferica, onde di Rossby e feedback climatici
Il continente europeo rappresenta oggi una delle regioni delle medie latitudini in cui l’aumento degli estremi termici estivi appare più evidente e, sotto alcuni aspetti, più rapido rispetto a quanto ci si attenderebbe considerando esclusivamente l’incremento della temperatura media globale. Le numerose ondate di calore osservate dall’inizio del XXI secolo hanno evidenziato come questi eventi non costituiscano semplicemente anomalie meteorologiche temporanee, ma fenomeni climatici ad alto impatto, capaci di produrre conseguenze profonde sui sistemi naturali e sulle società umane. L’ondata di caldo europea del 2003 costituisce uno degli esempi più drammatici: temperature eccezionalmente elevate e persistenti interessarono gran parte dell’Europa occidentale e centrale, accompagnandosi a siccità, stress idrico, riduzioni della produttività agricola, incendi e un enorme incremento della mortalità. Analogamente, le estati del 2010, 2015, 2018, 2019 e, successivamente, quelle degli anni più recenti hanno mostrato come gli estremi di temperatura possano risultare dalla sovrapposizione tra il progressivo riscaldamento climatico antropogenico e particolari configurazioni della circolazione atmosferica. Lo studio di Krüger, Kjellsson, Pilch Kedzierski e Claus, Connecting North Atlantic SST Variability to European Heat Events over the Past Decades, si inserisce precisamente in questo quadro, cercando di comprendere se una parte della variabilità degli episodi di caldo europei possa essere collegata alle condizioni termiche superficiali del Nord Atlantico e alla loro interazione con la dinamica della troposfera.
L’interpretazione fisica delle ondate di calore richiede infatti di distinguere, pur riconoscendone la stretta interdipendenza, tra una componente termodinamica e una componente dinamica. La prima riguarda principalmente lo stato energetico del sistema climatico: in un’atmosfera progressivamente più calda, una determinata configurazione meteorologica tende a produrre temperature superiori rispetto a quelle che la stessa configurazione avrebbe determinato in un clima preindustriale. La componente dinamica riguarda invece la disposizione delle grandi strutture della circolazione atmosferica, la posizione e l’intensità della corrente a getto, la formazione di saccature e creste anticicloniche, i blocchi atmosferici, le traiettorie delle perturbazioni e la propagazione delle onde di Rossby. La severità di una singola ondata di caldo dipende quindi non soltanto dalla temperatura di fondo, ma anche dalla durata durante la quale una determinata configurazione dinamica riesce a permanere sulla stessa regione. La letteratura recente rafforza questa interpretazione: Vautard et al. hanno mostrato che gli estremi termici dell’Europa occidentale sono aumentati negli ultimi decenni più rapidamente di quanto mediamente simulato dai modelli climatici e che una parte importante di questa discrepanza è associata proprio alle tendenze della circolazione atmosferica favorevoli al caldo.
In questo contesto, la North Atlantic Oscillation (NAO) costituisce una delle principali modalità di variabilità della circolazione atmosferica del settore Nord Atlantico–Europa. Durante l’inverno essa è generalmente descritta attraverso le variazioni della differenza di pressione tra le regioni subtropicali dell’Atlantico e l’area subpolare; tuttavia, anche durante l’estate emerge una configurazione analoga, comunemente indicata come Summer North Atlantic Oscillation (SNAO). Rispetto alla struttura invernale, la SNAO presenta centri d’azione maggiormente confinati e spostati verso nord e può influenzare profondamente la distribuzione delle precipitazioni, della nuvolosità e delle temperature sull’Europa. La sua capacità di spiegare la variabilità atmosferica estiva risulta però inferiore rispetto all’importanza della NAO durante l’inverno, suggerendo che altri pattern e processi dinamici assumano un ruolo proporzionalmente maggiore durante la stagione calda. Tra questi figura il Summer East Atlantic pattern (SEA), considerato una seconda modalità dominante della variabilità atmosferica estiva nel settore euro-atlantico. Nello studio di Krüger et al., la configurazione che accompagna le basse SST nordatlantiche con tendenza negativa presenta alcune caratteristiche riconducibili contemporaneamente alla fase negativa della SNAO e a quella positiva del SEA, senza tuttavia poter essere descritta completamente da nessuno dei due pattern. Questo elemento è importante perché suggerisce che la sequenza atmosferica osservata non costituisca semplicemente uno stato stazionario della circolazione, ma rifletta un’evoluzione dinamica nella quale una saccatura nordatlantica precede temporalmente la formazione di una cresta sull’Europa.
La distinzione tra configurazioni statisticamente stazionarie e strutture atmosferiche propaganti introduce uno dei processi più importanti per comprendere le ondate di calore delle medie latitudini: le onde di Rossby. Queste grandi ondulazioni del flusso atmosferico derivano dalla conservazione della vorticità potenziale su un pianeta rotante e costituiscono una componente fondamentale della dinamica extratropicale. Le onde di Rossby possono organizzarsi sotto forma di Rossby Wave Packets (RWP), pacchetti nei quali l’energia si propaga lungo la corrente a getto e consente alle anomalie atmosferiche sviluppatesi in una determinata regione di influenzarne altre situate migliaia di chilometri più a valle. Una perturbazione o una saccatura nel Nord Atlantico può quindi partecipare, attraverso lo sviluppo downstream, alla successiva amplificazione di una cresta sull’Europa. Questa prospettiva è particolarmente importante perché consente di interpretare gli eventi di caldo europei non semplicemente come fenomeni originati localmente, ma come il risultato terminale di una catena dinamica estesa all’intero settore Nord Atlantico–Europa.
Gli studi sui pacchetti di onde di Rossby hanno infatti mostrato che numerosi episodi estremi delle medie latitudini sono accompagnati da onde atmosferiche amplificate e, in alcuni casi, persistentemente organizzate. Gli episodi europei del 1994 e quello russo del 2010, per esempio, sono stati associati alla ricorrenza o amplificazione di particolari strutture ondulatorie. La più ampia letteratura sulle ondate di calore evidenzia inoltre come il riscaldamento diabatico prodotto nelle correnti ascendenti umide possa modificare la vorticità potenziale nella troposfera superiore e contribuire all’amplificazione delle creste anticicloniche a valle. Una recente revisione dei meccanismi fisici delle ondate di calore sottolinea proprio che il rilascio di calore latente all’interno delle correnti ascendenti precipitanti può costituire una sorgente importante di riscaldamento diabatico e di modifica della circolazione nella troposfera superiore.
Questo meccanismo permette di comprendere meglio perché i processi atmosferici che si verificano sopra l’Atlantico possano avere ripercussioni sulle temperature europee. Nei cicloni extratropicali esistono correnti d’aria calda e umida, generalmente denominate warm conveyor belts, che salgono rapidamente dalla bassa alla medio-alta troposfera. Durante l’ascesa, la condensazione del vapore acqueo libera calore latente e modifica il campo di vorticità potenziale. L’aria che raggiunge la troposfera superiore può quindi contribuire al rafforzamento delle strutture anticicloniche poste a valle. In termini concettuali, ciò significa che una perturbazione atlantica non rappresenta soltanto una saccatura destinata a muoversi verso est, ma può contemporaneamente produrre, attraverso processi diabatici interni, una risposta anticiclonica nella regione immediatamente a valle. Studi successivi sul ruolo delle warm conveyor belts hanno confermato la loro notevole influenza sulla dinamica atmosferica del settore Atlantico–Europa e sulla crescita delle strutture di cresta nella troposfera superiore.
È precisamente all’interno di questa dinamica che Krüger et al. introducono il possibile ruolo delle temperature superficiali del mare del Nord Atlantico (SST). Gli autori concentrano l’attenzione su una regione situata a sud della Groenlandia, tra circa 15–40°W e 45–60°N, un settore in cui durante alcuni anni sono state osservate marcate anomalie termiche negative. Particolare attenzione verso questa regione era nata in seguito all’estate del 2015, quando un’anomalia eccezionalmente fredda delle SST del Nord Atlantico subpolare coesisteva con condizioni molto calde sull’Europa. Anomalie negative comparabili furono osservate anche in associazione all’estate europea del 2018. Il problema scientifico fondamentale consiste però nello stabilire se tali coincidenze rappresentino semplicemente caratteristiche casuali di alcuni casi particolari oppure facciano parte di una relazione statisticamente ricorrente tra lo stato dell’oceano e l’evoluzione della circolazione atmosferica.
La questione è resa più complessa dal fatto che il rapporto tra oceano e atmosfera non è necessariamente unidirezionale. Un’anomalia fredda delle SST non deve essere interpretata automaticamente come una forzante oceanica indipendente che modifica l’atmosfera. Al contrario, può essere stata almeno in parte generata dalla stessa circolazione atmosferica. Nelle analisi composite di Krüger et al., le SST fredde accompagnate da una tendenza negativa sono associate inizialmente a una marcata anomalia ciclonica e a una profonda saccatura nella troposfera superiore sopra il Nord Atlantico. L’advezione di aria relativamente fredda e secca proveniente dalle regioni della Groenlandia e del Labrador può accrescere i flussi turbolenti di calore dall’oceano verso l’atmosfera, sottraendo energia alla superficie marina e determinandone un ulteriore raffreddamento. Gli autori identificano infatti una marcata anomalia dei flussi turbolenti superficiali e sottolineano che il raffreddamento oceanico può essere almeno inizialmente forzato dall’atmosfera sovrastante.
Una volta formatasi, tuttavia, la configurazione delle SST può partecipare all’evoluzione successiva del sistema accoppiato oceano–atmosfera. Il contrasto termico tra le acque relativamente fredde del Nord Atlantico e le masse d’aria circostanti influenza la struttura del gradiente orizzontale di temperatura e quindi la baroclinicità della bassa troposfera. La baroclinicità rappresenta una riserva fondamentale di energia potenziale per le perturbazioni delle medie latitudini: quando i gradienti termici orizzontali risultano intensi, aumenta la possibilità che le perturbazioni atmosferiche si sviluppino attraverso l’instabilità baroclina. Nel quadro proposto da Krüger et al., le condizioni oceaniche fredde sono associate a un rafforzamento della baroclinicità nella bassa troposfera del Nord Atlantico, seguito da moti ascendenti inclinati, precipitazioni e da un rafforzamento della guida d’onda nella troposfera superiore. Quest’ultima può facilitare la propagazione dell’attività ondulatoria verso est, contribuendo allo sviluppo di una cresta anticiclonica sull’Europa centrale.
La sequenza temporale identificata assume quindi un’importanza maggiore della semplice coincidenza spaziale tra oceano freddo e continente caldo. Nei compositi dello studio, la saccatura nordatlantica è già ben sviluppata quando le SST raggiungono la loro tendenza negativa più marcata; successivamente emergono anomalie positive dell’altezza geopotenziale sull’Europa centrale e, alcuni giorni più tardi, anomalie termiche positive alla superficie. Nel composito delle SST fredde con tendenza negativa, 11 dei 12 eventi analizzati sono seguiti da anomalie positive della temperatura europea, mentre l’analisi costruita partendo direttamente da 18 eventi di caldo europei mostra che 14 sono preceduti da SST nordatlantiche inferiori alla media e 15 presentano una tendenza negativa delle SST prima dell’evento. Gli stessi autori sottolineano però che il segnale oceanico nel composito delle ondate di caldo non raggiunge sempre la significatività statistica e che solamente una parte degli eventi soddisfa contemporaneamente i criteri estremi utilizzati per identificare le SST particolarmente fredde. Questi risultati devono pertanto essere letti in termini probabilistici: una determinata configurazione delle SST può aumentare la probabilità di un’evoluzione atmosferica favorevole al caldo europeo, ma non rappresenta una condizione necessaria né sufficiente.
Esperimenti modellistici indipendenti hanno fornito ulteriori elementi a sostegno di un possibile ruolo delle SST subpolari. Bischof et al. hanno analizzato il contributo del Nord Atlantico alle caratteristiche delle ondate di caldo europee confrontando configurazioni con e senza l’anomalia fredda subpolare associata alle condizioni osservate nel 2018. I risultati indicano che SST subpolari fredde possono modificare le caratteristiche delle ondate di calore a valle, influenzandone in particolare la durata e l’intensità attraverso modificazioni della struttura ondulatoria della circolazione nel settore Nord Atlantico–Europa. Questo tipo di esperimento è particolarmente significativo perché permette di andare oltre la semplice correlazione osservativa, alterando direttamente lo stato della superficie oceanica all’interno del modello e valutandone la risposta atmosferica.
Il collegamento tra Atlantico ed Europa appare ancora più rilevante se inserito nel più ampio problema della crescente persistenza delle configurazioni atmosferiche favorevoli alle ondate di calore. Rousi et al. hanno evidenziato come l’Europa occidentale sia diventata un hotspot mondiale delle ondate di calore e come l’aumento della persistenza delle configurazioni a doppio getto sull’Eurasia abbia contribuito in maniera sostanziale all’accelerazione degli estremi termici. Nel loro studio, le variazioni della persistenza dei double jets spiegano localmente fino a circa il 35% della variabilità dell’intensità cumulativa delle ondate di caldo; inoltre, la loro crescente persistenza spiega quasi completamente il trend accelerato dell’intensità delle ondate di calore sull’Europa occidentale e circa il 30% su una regione europea più estesa.
Questi risultati non contraddicono il possibile ruolo delle SST nordatlantiche. Al contrario, suggeriscono che le ondate di caldo debbano essere interpretate attraverso una gerarchia di processi interagenti. Le anomalie oceaniche possono influenzare i gradienti termici e la baroclinicità; la baroclinicità modula lo sviluppo delle perturbazioni; i cicloni e le correnti ascendenti umide modificano il campo di vorticità potenziale e la struttura della troposfera superiore; la corrente a getto costituisce la guida lungo cui si propagano le onde di Rossby; l’amplificazione di queste onde può favorire la formazione e il mantenimento di una cresta europea; infine, la persistenza della cresta determina subsidenza, cieli sereni, forte irraggiamento solare e progressivo riscaldamento della superficie. In determinate configurazioni, la stessa corrente a getto può assumere una struttura caratterizzata da due rami distinti, confinando maggiormente le anomalie anticicloniche e contribuendo a prolungare il caldo. Il risultato finale è quindi un evento estremo prodotto dall’interazione tra condizioni oceaniche, dinamica atmosferica e processi terrestri, piuttosto che dall’azione isolata di una singola causa.
Una volta formatasi la cresta anticiclonica, acquistano progressivamente importanza i feedback suolo–atmosfera. Le condizioni anticicloniche persistenti riducono la nuvolosità e spesso anche le precipitazioni, aumentando la radiazione solare assorbita dalla superficie. Il progressivo disseccamento dei terreni modifica quindi la ripartizione dell’energia superficiale: quando è disponibile sufficiente acqua, una parte consistente dell’energia viene utilizzata dall’evapotraspirazione e trasformata in flusso di calore latente; quando il terreno diventa secco, l’evaporazione viene limitata e una frazione maggiore dell’energia disponibile viene trasformata in calore sensibile, aumentando ulteriormente la temperatura dell’aria negli strati più bassi dell’atmosfera. Questo processo ha avuto un ruolo particolarmente importante durante l’estate europea del 2003 e durante altri grandi eventi di siccità e caldo. Analisi più recenti confermano che esiste una relazione significativa tra deficit di umidità del suolo e numero di giorni interessati da ondate di caldo, pur con forti differenze regionali. Felsche et al. hanno mostrato che anomalie negative dell’umidità del terreno durante l’inverno e la primavera possono avere capacità predittiva per alcune tipologie regionali di ondate di calore, mentre durante l’estate tutti i pattern europei da loro analizzati presentano una relazione negativa significativa tra umidità del suolo e numero di giorni di caldo estremo.
Occorre pertanto distinguere attentamente tra i meccanismi che innescano un’ondata di caldo e quelli che ne amplificano l’intensità. Nel quadro delineato da Krüger et al., la formazione della cresta europea è essenzialmente legata alla dinamica atmosferica su scala sinottica e planetaria, mentre la riduzione della copertura nuvolosa, l’incremento della radiazione solare incidente e i flussi di calore superficiali europei tendono soprattutto ad amplificare il segnale termico già in fase di sviluppo. Lo stesso studio evidenzia anomalie positive della T2m europea fino a circa +3 °C durante l’evoluzione della cresta e mostra come la risposta termica alla superficie segua temporalmente lo sviluppo delle anomalie nella troposfera superiore.
Questa sequenza assume particolare interesse anche dal punto di vista della prevedibilità. Le temperature superficiali dell’oceano presentano generalmente una memoria maggiore rispetto alle variabili atmosferiche giornaliere e, qualora una configurazione persistente delle SST nordatlantiche risultasse statisticamente associata a specifiche evoluzioni della circolazione, essa potrebbe teoricamente fornire informazioni utili per migliorare la previsione degli estremi termici su scale temporali superiori a quelle della normale previsione meteorologica. Tuttavia, i risultati disponibili non giustificano una relazione deterministica del tipo “Atlantico freddo uguale ondata di caldo europea”. La stessa analisi di Krüger et al. sottolinea la limitata numerosità del campione e la necessità di esperimenti modellistici con ensemble molto più ampi per separare il contributo della variabilità interna atmosferica da un autentico feedback oceanico.
Un ulteriore elemento di cautela deriva dal fatto che le ondate di caldo europee possono svilupparsi attraverso configurazioni dinamiche molto differenti. Alcuni eventi sono dominati dall’advezione meridionale di masse d’aria eccezionalmente calde dal Nord Africa e dalla penisola Iberica, altri presentano una componente di subsidenza più marcata, altri ancora risultano fortemente amplificati dalla siccità antecedente e dal feedback dell’umidità del terreno. Gli studi sui grandi eventi recenti mostrano pertanto che non esiste necessariamente un unico “modello” di ondata di caldo valido per tutta l’Europa. Anche l’importanza della componente atmosferica rispetto a quella terrestre può cambiare durante lo stesso episodio: analisi dedicate alle interazioni suolo–atmosfera hanno mostrato, ad esempio, che una prima fase di caldo può essere prevalentemente advettiva e contribuire al disseccamento del terreno, preparando la superficie ad amplificare una successiva fase estrema maggiormente dominata dai processi diabatici.
Nel loro insieme, queste evidenze portano quindi a una concezione delle ondate di calore europee come fenomeni multiscala e multicomponente, nei quali il riscaldamento globale antropogenico costituisce lo sfondo termodinamico fondamentale, mentre la circolazione atmosferica determina gran parte della variabilità spaziale e temporale degli eventi. Le SST del Nord Atlantico possono inserirsi in questa catena attraverso il loro rapporto con la baroclinicità, i cicloni extratropicali e la propagazione delle onde atmosferiche; la corrente a getto controlla le regioni preferenziali attraverso cui l’energia ondulatoria può propagarsi; i pacchetti di onde di Rossby trasferiscono le anomalie verso il continente europeo; le creste anticicloniche favoriscono subsidenza e riscaldamento; infine, il disseccamento del terreno e la riduzione dell’evapotraspirazione possono trasformare un’anomalia termica inizialmente moderata in un evento molto più intenso e persistente.
Il contributo dello studio di Krüger et al. risiede dunque nell’aver tentato di collegare sistematicamente processi che in precedenza erano stati analizzati soprattutto attraverso singoli casi, come quelli del 2015 e del 2018. L’utilizzo di due differenti analisi composite, una costruita a partire dallo stato delle SST del Nord Atlantico e l’altra a partire dagli eventi di caldo sull’Europa, permette agli autori di esplorare la relazione nelle due direzioni. Il risultato centrale è l’identificazione di una sequenza ricorrente nella quale SST nordatlantiche relativamente fredde e in diminuzione sono frequentemente associate a una saccatura atlantica, a un incremento della baroclinicità e dei moti ascendenti, a un rafforzamento della guida d’onda nella troposfera superiore e, successivamente, allo sviluppo di una cresta sull’Europa centrale. L’analisi delle onde mostra inoltre che tale configurazione deriva dalla sovrapposizione di una componente planetaria, dominata dal numero d’onda 3, e di pacchetti regionali di onde di Rossby, evidenziando come per comprendere pienamente l’evoluzione atmosferica sia necessario considerare contemporaneamente differenti scale spaziali.
In definitiva, le anomalie fredde del Nord Atlantico a sud della Groenlandia non devono essere considerate come una causa autonoma e universale delle ondate di caldo europee, ma come un possibile elemento di una complessa catena di interazioni oceano–atmosfera. La loro rilevanza sembra aumentare quando esse sono persistenti e accompagnate da una tendenza negativa, una profonda saccatura atlantica e una configurazione favorevole alla propagazione downstream delle onde atmosferiche. È questa evoluzione, più che la sola temperatura dell’oceano, a consentire la costruzione della cresta anticiclonica europea. L’aggiunta delle evidenze relative ai double jets, alle tendenze della circolazione atmosferica, ai pacchetti di onde di Rossby e ai feedback dell’umidità del suolo mostra come l’eccezionalità delle moderne ondate di calore europee derivi dalla sovrapposizione di molteplici processi dinamici e termodinamici. In un clima progressivamente più caldo, comprendere come questi meccanismi interagiscano rappresenta uno dei principali obiettivi della ricerca sugli estremi climatici, perché anche variazioni relativamente modeste nella frequenza o nella persistenza delle configurazioni atmosferiche favorevoli al caldo possono tradursi, sopra una temperatura di fondo ormai più elevata, in eventi estremi di intensità sempre maggiore.
2.1. Rianalisi ERA5: dati atmosferici e oceanici, costruzione delle anomalie e trattamento del segnale climatico
La base osservativa dello studio è costituita dalla rianalisi ERA5 dell’European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF), uno dei dataset maggiormente utilizzati nella moderna ricerca climatologica per la ricostruzione coerente dello stato dell’atmosfera e della superficie terrestre negli ultimi decenni. ERA5 rappresenta l’evoluzione delle precedenti generazioni di rianalisi ECMWF e integra, attraverso un avanzato sistema di assimilazione dati, osservazioni provenienti da satelliti, radiosondaggi, stazioni meteorologiche, boe, navi, aeromobili e numerose altre piattaforme osservative con le equazioni fisiche di un modello numerico globale. Il risultato non è pertanto una semplice raccolta di misure, ma una ricostruzione dinamicamente consistente dell’atmosfera, nella quale le osservazioni disponibili vengono combinate con la previsione modellistica per produrre campi tridimensionali continui nello spazio e nel tempo. Hersbach et al. (2020), nella descrizione fondamentale del dataset ERA5, hanno mostrato come il miglioramento del sistema di assimilazione, della rappresentazione dei processi fisici e della risoluzione rispetto alle precedenti rianalisi abbia reso ERA5 particolarmente adatta allo studio della variabilità climatica, degli estremi meteorologici e dei processi atmosferici sinottici e dinamici.
Per l’analisi del collegamento tra la variabilità delle temperature superficiali del Nord Atlantico e gli eventi di caldo europei, Krüger et al. selezionano un insieme di variabili capace di descrivere contemporaneamente lo stato dell’oceano, l’evoluzione termica della bassa troposfera, la struttura della circolazione atmosferica, i processi diabatici e gli scambi energetici con la superficie. La temperatura superficiale del mare, o SST, rappresenta naturalmente una variabile centrale, poiché consente di identificare le anomalie termiche del Nord Atlantico subpolare e di seguirne l’evoluzione temporale. In particolare, lo studio è interessato alle condizioni relativamente fredde osservate a sud della Groenlandia, dove durante alcune estati si sono sviluppate anomalie negative persistenti della SST. Questa regione è particolarmente interessante dal punto di vista dinamico perché si colloca in prossimità di forti gradienti termici oceanici e atmosferici e può quindi interagire con la struttura baroclina della troposfera inferiore. Studi precedenti, tra cui Duchez et al. (2016) e Mecking et al. (2019), avevano già suggerito un collegamento tra anomalie fredde del Nord Atlantico e alcuni grandi eventi di caldo europei, ma l’approccio di Krüger et al. cerca di verificare sistematicamente la ricorrenza di questa relazione durante l’intero periodo analizzato.
La temperatura dell’aria a 2 metri, indicata come T2m, viene utilizzata come misura diretta delle condizioni termiche prossime alla superficie e costituisce quindi la variabile principale attraverso la quale identificare e quantificare le anomalie di caldo sull’Europa. La scelta della T2m è particolarmente appropriata per gli studi sugli estremi termici perché consente un confronto diretto con la climatologia delle temperature osservate e rappresenta una delle grandezze maggiormente rilevanti per gli impatti sulla salute umana, sull’agricoltura e sugli ecosistemi. Tuttavia, una corretta interpretazione di un evento di caldo richiede di comprendere anche la struttura atmosferica responsabile dell’anomalia superficiale. Per questo motivo gli autori utilizzano la pressione media al livello del mare (MSLP) e l’altezza geopotenziale a 300 hPa (Z300), variabili che permettono di ricostruire rispettivamente la circolazione nei bassi strati e la configurazione dinamica della troposfera superiore. L’altezza geopotenziale a 300 hPa è particolarmente utile per individuare la presenza di saccature, creste e configurazioni ondulatorie associate alle onde di Rossby, che esercitano un controllo fondamentale sull’evoluzione degli estremi meteorologici alle medie latitudini.
La temperatura a 300 hPa (T300) fornisce inoltre informazioni sulla struttura termica dell’alta troposfera e sui processi che accompagnano l’evoluzione delle anomalie di circolazione. Le modificazioni della temperatura in quota possono infatti essere collegate tanto all’avvezione quanto ai processi diabatici, in particolare al rilascio di calore latente nelle correnti ascendenti associate alle perturbazioni atlantiche. Gli studi di Steinfeld e Pfahl (2019) e Steinfeld et al. (2020) hanno evidenziato come le correnti ascendenti calde e umide all’interno dei cicloni extratropicali possano trasportare rapidamente aria dalla bassa alla troposfera superiore, dove il riscaldamento diabatico associato alla condensazione modifica la vorticità potenziale e contribuisce all’amplificazione delle creste anticicloniche a valle. La disponibilità simultanea di Z300 e T300 permette quindi di esaminare non soltanto la geometria del flusso atmosferico, ma anche la componente termodinamica associata alla sua evoluzione.
Particolare importanza assume inoltre l’utilizzo dei flussi di calore superficiali, separati nelle componenti turbolenta e radiativa. I flussi turbolenti comprendono principalmente il calore sensibile e il calore latente e rappresentano il principale meccanismo attraverso il quale l’oceano e la superficie terrestre possono scambiare energia con l’atmosfera. Nel Nord Atlantico, variazioni dei flussi turbolenti possono contribuire al raffreddamento o al riscaldamento della superficie oceanica, mentre sull’Europa assumono un ruolo essenziale nell’amplificazione delle ondate di caldo. Quando l’umidità del suolo diminuisce, una quota minore dell’energia disponibile viene impiegata nell’evaporazione e una quota maggiore viene trasferita all’atmosfera come calore sensibile. Questo meccanismo, ampiamente documentato negli studi sull’ondata di caldo europea del 2003, tra cui Black et al. (2004) e Fischer et al. (2007), costituisce uno dei più importanti feedback positivi durante gli estremi termici continentali. La contemporanea analisi dei flussi radiativi permette invece di valutare come la riduzione della copertura nuvolosa e l’aumento dell’irraggiamento solare possano sostenere ulteriormente l’accumulo di calore alla superficie.
Gli autori includono anche le precipitazioni totali e la copertura nuvolosa, distinta in nubi basse, medie e alte. Questa suddivisione consente di analizzare differenti aspetti del sistema atmosferico. Le precipitazioni forniscono informazioni sulle regioni nelle quali si verificano moti ascendenti, condensazione e rilascio di calore latente, mentre la distribuzione verticale della nuvolosità permette di distinguere più efficacemente le aree caratterizzate da convezione profonda, sistemi frontali o condizioni anticicloniche. La riduzione delle nubi sull’Europa, per esempio, può aumentare la radiazione solare incidente, favorendo ulteriormente il riscaldamento della superficie; al contrario, una maggiore nuvolosità e precipitazione nel Nord Atlantico può essere associata alle correnti ascendenti che partecipano alla dinamica di sviluppo delle perturbazioni e delle onde di Rossby.
Per ricostruire in maniera più dettagliata la struttura verticale dell’atmosfera, l’analisi utilizza inoltre la velocità verticale ai livelli di 500, 600 e 700 hPa. Questa scelta permette di determinare dove prevalgano moti ascendenti o discendenti nella media troposfera. I moti ascendenti sono particolarmente importanti nel Nord Atlantico, dove l’instabilità baroclina e lo sviluppo dei cicloni extratropicali possono produrre correnti inclinate dalla bassa verso l’alta troposfera. Al contrario, la subsidenza associata alle creste anticicloniche europee svolge un ruolo essenziale durante le ondate di caldo perché produce compressione adiabatica, essiccamento dell’atmosfera e riduzione della copertura nuvolosa. Gli studi di Zschenderlein et al. (2019, 2020) hanno evidenziato come la subsidenza e l’avvezione possano rappresentare componenti fondamentali della formazione delle temperature estreme europee e come il loro contributo possa variare tra regioni ed episodi.
La temperatura, l’altezza geopotenziale e le componenti orizzontali del vento a 700 e 850 hPa vengono utilizzate per caratterizzare la struttura dinamica della bassa e media troposfera. Queste variabili sono indispensabili, tra l’altro, per valutare il gradiente termico orizzontale, il wind shear verticale e quindi la baroclinicità dell’atmosfera. Nella dinamica delle medie latitudini, la baroclinicità costituisce un elemento fondamentale perché fornisce l’energia potenziale disponibile per la crescita delle perturbazioni extratropicali. Una regione nella quale il gradiente orizzontale di temperatura è particolarmente intenso può diventare sede preferenziale dello sviluppo ciclonico. Nel contesto dello studio, l’interesse consiste nel verificare se le anomalie fredde delle SST nordatlantiche siano associate a una maggiore baroclinicità della troposfera inferiore e se questa possa contribuire a modificare la propagazione delle perturbazioni e la struttura della circolazione a valle sull’Europa.
Un’ulteriore variabile particolarmente significativa dal punto di vista dinamico è la temperatura potenziale sulla superficie di 2 PVU, cioè sulla superficie corrispondente a due unità di vorticità potenziale. La superficie di 2 PVU viene frequentemente utilizzata nella meteorologia dinamica come approssimazione della tropopausa dinamica extratropicale. Le deformazioni di questa superficie permettono di identificare intrusioni stratosferiche, promontori e saccature della tropopausa e strutture associate alla propagazione delle onde di Rossby. La vorticità potenziale rappresenta infatti una delle grandezze più potenti per analizzare la dinamica extratropicale, poiché combina le informazioni relative alla rotazione del fluido e alla sua stratificazione. Gli studi di Hoskins, McIntyre e Robertson hanno posto le basi dell’interpretazione moderna della circolazione atmosferica attraverso la vorticità potenziale, mostrando come anomalie di PV possano essere utilizzate per comprendere la formazione e l’evoluzione dei sistemi meteorologici. Nel caso degli eventi di caldo europei, la struttura della tropopausa dinamica permette di seguire la propagazione delle onde atmosferiche e l’amplificazione delle creste che precedono o accompagnano le anomalie termiche alla superficie.
Nonostante ERA5 disponga originariamente di una risoluzione spaziale considerevolmente più elevata rispetto a quella utilizzata nell’analisi finale, gli autori ricampionano tutti i campi su una griglia regolare di 2,5° di longitudine per 2,5° di latitudine mediante interpolazione bilineare. Questa scelta rappresenta un compromesso metodologico tra la necessità di preservare le strutture atmosferiche di scala sinottica e planetaria e quella di ridurre la quantità di dati e le variazioni spaziali di piccola scala non essenziali per l’obiettivo dello studio. Una griglia relativamente grossolana risulta infatti adeguata quando l’interesse principale riguarda strutture come saccature e creste, onde di Rossby, anomalie della SST su scala regionale e pattern di pressione estesi per centinaia o migliaia di chilometri. L’interpolazione bilineare assegna i valori sulla nuova griglia utilizzando le informazioni dei punti circostanti e costituisce una procedura ampiamente utilizzata nelle analisi climatologiche comparative, pur comportando inevitabilmente un certo grado di smoothing dei gradienti locali.
L’intero dataset viene trasformato in medie giornaliere per il periodo 1979–2019, mentre l’analisi è circoscritta ai mesi estivi di giugno, luglio e agosto. La scelta del periodo JJA riflette direttamente l’obiettivo dello studio, poiché le principali ondate di caldo europee si verificano durante l’estate boreale e perché la circolazione del Nord Atlantico presenta caratteristiche stagionali profondamente differenti rispetto all’inverno. Anche l’influenza delle SST sulla circolazione atmosferica può essere stagionalmente dipendente. Diversi lavori, tra cui Gastineau e Frankignoul (2015), Ossó et al. (2018) e Osborne et al. (2020), hanno mostrato che durante l’estate la risposta atmosferica alle anomalie delle SST nordatlantiche può assumere caratteristiche differenti e, in alcuni casi, risultare relativamente più riconoscibile rispetto alla stagione invernale, quando la forte variabilità interna dell’atmosfera può rendere più difficile isolare una risposta oceanicamente forzata.
Uno degli aspetti metodologicamente più importanti consiste nella rimozione del trend lineare da tutte le anomalie giornaliere prima della costruzione dei compositi. Tale operazione è essenziale perché il periodo 1979–2019 è caratterizzato da un marcato riscaldamento climatico, particolarmente evidente sulle regioni continentali europee. Se il trend non venisse rimosso, gli episodi verificatisi nella parte più recente della serie presenterebbero quasi inevitabilmente anomalie termiche maggiori rispetto agli eventi dei primi decenni, introducendo nel composito una componente legata alla tendenza climatica di lungo periodo piuttosto che ai processi dinamici che gli autori intendono isolare. In altre parole, senza detrending si correrebbe il rischio di confondere la domanda “quali configurazioni atmosferiche accompagnano gli eventi di caldo?” con la diversa domanda “quanto è diventata più calda l’Europa a causa del cambiamento climatico?”. Eliminando il trend lineare, gli autori cercano invece di focalizzarsi sulla covariabilità interannuale e sinottica tra oceano e atmosfera.
Questa operazione non implica naturalmente che il riscaldamento globale sia irrilevante per le ondate di caldo europee. Al contrario, la letteratura sull’attribuzione climatica dimostra chiaramente che l’aumento delle temperature medie indotto dalle emissioni antropogeniche ha incrementato fortemente la probabilità e l’intensità degli estremi caldi. Già Stott et al. (2004), analizzando l’estate europea del 2003, avevano dimostrato che l’influenza antropogenica aveva aumentato sensibilmente la probabilità di un evento di tale intensità. Successivamente Christidis et al. (2015), Coumou et al. e numerosi altri studi hanno documentato l’aumento degli estremi termici europei in un clima progressivamente più caldo. La rimozione del trend effettuata da Krüger et al. deve quindi essere interpretata come una scelta statistica finalizzata a isolare i meccanismi di variabilità, non come un tentativo di escludere il ruolo fisico del cambiamento climatico.
Oltre al trend lineare, per ciascun giorno estivo viene sottratta la climatologia 1979–2019 corrispondente. Questo passaggio elimina il ciclo stagionale medio e permette di esprimere tutte le variabili sotto forma di anomalie rispetto alle condizioni climatiche normalmente attese in quel preciso periodo dell’anno. Tale procedura è particolarmente importante all’interno della stagione JJA, perché la climatologia atmosferica cambia sensibilmente tra l’inizio di giugno, il cuore di luglio e la fine di agosto. Le SST del Nord Atlantico, la posizione della corrente a getto, la temperatura media europea, l’altezza della tropopausa e l’intensità dei flussi radiativi seguono tutti un proprio ciclo stagionale. Confrontare direttamente valori assoluti appartenenti a momenti diversi dell’estate potrebbe pertanto introdurre differenze non legate agli eventi analizzati. La sottrazione della climatologia giornaliera consente invece di stabilire quanto ogni giornata sia più calda, più fredda, più ciclonica, più anticiclonica o più nuvolosa rispetto alla condizione media caratteristica di quella data.
La combinazione tra deseasonalizzazione e detrending rappresenta quindi un elemento fondamentale dell’intera strategia sperimentale. Il primo procedimento elimina il ciclo stagionale, mentre il secondo riduce l’influenza della tendenza climatica di lungo periodo. Ciò permette ai compositi successivi di evidenziare soprattutto le anomalie legate alla variabilità interna e alle interazioni tra oceano e atmosfera. È proprio attraverso questo tipo di trattamento che gli autori possono confrontare eventi verificatisi in decenni differenti e verificare se, indipendentemente dall’aumento di fondo della temperatura, esista una sequenza atmosferica ricorrente che colleghi le SST fredde del Nord Atlantico allo sviluppo di una cresta e di temperature elevate sull’Europa.
L’uso di una rianalisi come ERA5 offre inoltre un vantaggio essenziale rispetto a un’analisi basata esclusivamente sulle osservazioni di superficie. Le ondate di caldo europee sono fenomeni tridimensionali e non possono essere comprese osservando soltanto la temperatura al suolo. Il loro sviluppo coinvolge la struttura verticale dell’atmosfera, la posizione della tropopausa, i gradienti termici, i moti verticali, i cicloni atlantici, la propagazione delle onde di Rossby e gli scambi di energia tra superficie e atmosfera. ERA5 permette di osservare simultaneamente tutte queste componenti all’interno di un quadro dinamicamente coerente. Tale caratteristica è fondamentale per l’obiettivo di Krüger et al., poiché consente di ricostruire una possibile sequenza causale che parte dalla configurazione dell’Atlantico, attraversa la troposfera e termina con lo sviluppo delle anomalie termiche europee.
Naturalmente, anche una rianalisi di elevata qualità presenta delle limitazioni. ERA5 non costituisce una misura osservativa perfetta dello stato reale dell’atmosfera, ma una stima prodotta attraverso l’assimilazione di osservazioni in un modello numerico. L’affidabilità delle variabili può variare a seconda della regione, dell’epoca e della quantità di osservazioni disponibili. Le variabili fortemente vincolate dalle osservazioni, come pressione, temperatura e venti nella troposfera, risultano generalmente molto robuste, mentre grandezze maggiormente dipendenti dalla parametrizzazione modellistica, come alcuni flussi superficiali, le precipitazioni o determinate caratteristiche della nuvolosità, possono presentare incertezze maggiori. Inoltre, il sistema osservativo globale ha subito importanti cambiamenti dal 1979 in avanti, soprattutto con l’aumento progressivo delle osservazioni satellitari. Gli studi metodologici sulle rianalisi raccomandano pertanto cautela nell’interpretare variazioni di lungo periodo di alcune variabili particolarmente sensibili alle modificazioni del sistema osservativo.
Nel caso specifico di questo lavoro, tuttavia, la strategia basata su anomalie giornaliere, compositi e detrending riduce parte di tali problematiche, poiché l’obiettivo principale non consiste nel determinare trend assoluti di una singola variabile, ma nell’identificare configurazioni spazio-temporali ricorrenti. La robustezza dell’analisi deriva inoltre dall’utilizzo simultaneo di molte grandezze fisiche indipendenti: SST, temperatura superficiale, pressione, geopotenziale, flussi, precipitazioni, nuvolosità, moti verticali e struttura della tropopausa vengono analizzati congiuntamente. Se differenti variabili mostrano una sequenza fisicamente coerente – ad esempio raffreddamento oceanico, aumento della baroclinicità, ascesa sul Nord Atlantico, amplificazione della circolazione in quota, sviluppo di una cresta sull’Europa e successivo aumento della T2m – l’interpretazione dinamica risulta considerevolmente più solida rispetto a quella derivante da una semplice correlazione tra due serie temporali.
La scelta di ERA5 è quindi strettamente funzionale alla domanda scientifica affrontata nello studio. Il problema non consiste semplicemente nello stabilire se un Nord Atlantico più freddo sia statisticamente associato a un’Europa più calda, ma nel comprendere quale sequenza atmosferica possa collegare fisicamente le due anomalie. Per rispondere a questa domanda è necessario seguire il sistema dal mare alla bassa troposfera, dalla bassa troposfera alla corrente a getto e dalla propagazione delle onde in quota fino alla superficie europea. La metodologia costruita da Krüger et al. permette precisamente questa ricostruzione, fornendo il fondamento quantitativo per le analisi composite successive. La rimozione del ciclo stagionale e del trend di lungo periodo consente inoltre di separare, per quanto possibile, il segnale associato alla variabilità dinamica dal progressivo riscaldamento climatico. Ne deriva una base metodologica particolarmente adatta a verificare se le anomalie fredde del Nord Atlantico rappresentino soltanto coincidenze osservate durante alcune celebri estati europee oppure facciano parte di una configurazione ricorrente del sistema accoppiato oceano–atmosfera capace di aumentare la probabilità di sviluppo di condizioni favorevoli agli estremi termici sul continente.
2.2. ANALISI COMPOSITA: RELAZIONE TRA LE SST DEL NORD ATLANTICO E GLI EVENTI DI CALDO EUROPEO
L’analisi composita costituisce uno strumento particolarmente efficace per indagare la possibile relazione temporale e dinamica tra le anomalie della temperatura superficiale del mare nel Nord Atlantico e lo sviluppo degli episodi di caldo estremo sul continente europeo. In questo contesto, l’obiettivo non è semplicemente individuare una correlazione simultanea tra oceano e atmosfera, ma ricostruire l’evoluzione delle configurazioni oceaniche e atmosferiche nei giorni che precedono e seguono determinati stati della SST, verificando se particolari condizioni del Nord Atlantico tendano sistematicamente ad associarsi alla formazione di anomalie termiche positive sull’Europa. Tale impostazione risulta particolarmente rilevante poiché la variabilità climatica estiva europea è fortemente condizionata dalla configurazione della circolazione atmosferica nel settore Nord Atlantico–Europa, dalla posizione e dall’ondulazione della corrente a getto, dalla presenza di saccature atlantiche e promontori anticiclonici continentali e dai processi diabatici che possono contribuire all’amplificazione delle onde di Rossby. In questo quadro, le SST del Nord Atlantico non devono essere considerate un semplice indicatore passivo della circolazione atmosferica, ma una componente del sistema accoppiato oceano-atmosfera capace di modificare i flussi di calore, i gradienti termici e la baroclinicità della bassa troposfera, contribuendo così a creare condizioni favorevoli alla persistenza di particolari configurazioni atmosferiche.
La metodologia adottata da Krüger et al. (2023) parte dalla definizione di una regione del Nord Atlantico situata immediatamente a sud della Groenlandia, compresa tra 15–40°W e 45–60°N. Questa scelta geografica assume un significato particolare poiché la stessa area era stata precedentemente identificata da Duchez et al. (2016) come una delle regioni caratterizzate dalle anomalie negative di SST più intense durante il 2015. In quell’anno il Nord Atlantico centro-settentrionale sperimentò temperature superficiali oceaniche eccezionalmente basse, mentre gran parte dell’Europa fu interessata da un’importante ondata di caldo estiva. Duchez et al. mostrarono che l’anomalia oceanica fredda del 2015 derivava principalmente dalle eccezionali perdite di calore oceanico verificatesi durante gli inverni precedenti, combinate con la riemersione di masse d’acqua relativamente fredde precedentemente immagazzinate negli strati superficiali e subsuperficiali dell’oceano. Gli autori osservarono inoltre che anomalie fredde comparabili nel Nord Atlantico erano state presenti prima di numerose intense ondate di caldo europee verificatesi a partire dagli anni Ottanta, suggerendo l’esistenza di una connessione ricorrente tra lo stato termico del Nord Atlantico e l’evoluzione della circolazione estiva europea. Nel caso specifico del 2015, l’anomalia oceanica risultò associata a una configurazione relativamente stazionaria della corrente a getto che favorì lo sviluppo di temperature eccezionalmente elevate sull’Europa centrale.
La peculiarità dell’approccio di Krüger et al. consiste nel considerare non soltanto il valore assoluto dell’anomalia della SST, ma anche la sua tendenza temporale. Questa distinzione è fondamentale dal punto di vista fisico. Una SST già fredda che continua ulteriormente a diminuire rappresenta infatti una situazione differente da una SST altrettanto fredda che sta invece aumentando. Nel primo caso il raffreddamento oceanico può essere contemporaneo a un’intensificazione dei flussi turbolenti di calore diretti dall’oceano verso l’atmosfera, all’avvezione di aria fredda e secca sopra la superficie marina e alla presenza di una configurazione ciclonica nell’Atlantico settentrionale; nel secondo caso, al contrario, la SST può trovarsi nella fase di recupero successiva a una precedente anomalia atmosferica. Per questo motivo la suddivisione degli eventi in categorie fredde, neutre e calde e, contemporaneamente, in episodi caratterizzati da tendenza positiva o negativa, consente di distinguere configurazioni oceaniche apparentemente simili ma dinamicamente differenti. Proprio questa separazione rappresenta uno degli aspetti metodologici più importanti dello studio, poiché permette di valutare se la successiva evoluzione della temperatura europea dipenda prevalentemente dall’anomalia assoluta della SST oppure dalla combinazione tra stato termico preesistente e variazione della SST nel tempo.
Gli eventi freddi vengono definiti utilizzando il decimo percentile della distribuzione delle anomalie giornaliere estive della SST del Nord Atlantico, mentre gli eventi caldi sono identificati mediante il novantesimo percentile. Viene inoltre introdotta una categoria intermedia costituita dagli eventi con SST prossime alla mediana ma caratterizzate da una tendenza negativa. La classificazione produce quindi cinque differenti tipologie di evento, consentendo di costruire una sorta di gradiente tra condizioni oceaniche fredde, neutre e calde. Tale approccio è metodologicamente importante perché permette di verificare se la risposta atmosferica europea cambi progressivamente in funzione dello stato termico del Nord Atlantico. Per evitare che anomalie estremamente brevi o semplicemente riconducibili alla variabilità meteorologica giornaliera contaminino il segnale, gli eventi devono mantenere le condizioni richieste per almeno tre giorni consecutivi. Inoltre, l’imposizione di un intervallo minimo di 30 giorni tra l’inizio di due eventi successivi riduce la possibilità che uno stesso episodio atmosferico venga conteggiato più volte all’interno del composito. Questi criteri consentono pertanto di selezionare episodi relativamente indipendenti, aumentando la capacità dell’analisi di individuare una risposta atmosferica statisticamente coerente.
Particolarmente significativa è la numerosità dei campioni ottenuti: vengono identificati 12 eventi caratterizzati da SST nord-atlantiche fredde con tendenza negativa e altri 12 con SST fredde ma tendenza positiva, 35 eventi con SST neutre e tendenza negativa, 19 eventi caldi con tendenza negativa e 19 eventi caldi con tendenza positiva. Le variazioni medie della SST associate alle differenti categorie presentano tendenze dell’ordine di circa 0,3–0,5 °C alla settimana. La scelta di non introdurre un’ulteriore soglia quantitativa sulla velocità del riscaldamento o del raffreddamento permette di preservare una dimensione campionaria sufficientemente ampia, aspetto particolarmente importante nelle analisi degli estremi climatici, nelle quali criteri eccessivamente restrittivi possono ridurre drasticamente il numero di eventi e quindi la robustezza statistica del risultato.
Il risultato più interessante emerge quando vengono considerate le SST fredde accompagnate da una tendenza negativa. L’analisi di Krüger et al. mostra infatti che questa configurazione è frequentemente seguita, dopo alcuni giorni, da uno spostamento della distribuzione delle temperature europee verso valori più elevati. In particolare, negli eventi compositi si sviluppa una pronunciata anomalia ciclonica sul Nord Atlantico alla quale segue la formazione di un promontorio anticiclonico a valle, sull’Europa centrale. Questa sequenza atmosferica assume la forma di una struttura saccatura-promontorio tipica dell’amplificazione delle onde planetarie nella fascia delle medie latitudini. Non si tratta quindi semplicemente di una relazione locale tra un oceano freddo e un continente caldo: il collegamento è mediato dalla dinamica atmosferica e dall’evoluzione delle onde di Rossby all’interno della corrente occidentale.
L’interpretazione fisica di questa sequenza è particolarmente importante. Quando una saccatura profonda si sviluppa sul Nord Atlantico, il flusso atmosferico associato può trasportare aria relativamente fredda e secca proveniente dalle regioni groenlandesi e subpolari sopra una superficie oceanica comparativamente più calda. Questo favorisce l’aumento dei flussi turbolenti di calore, in particolare del flusso di calore latente diretto verso l’atmosfera, determinando un ulteriore raffreddamento della superficie oceanica. Pertanto la tendenza negativa della SST può almeno in parte rappresentare una risposta dell’oceano alla circolazione atmosferica. Allo stesso tempo, tuttavia, la presenza precedente di SST persistentemente fredde può rafforzare il gradiente meridionale della temperatura superficiale marina, alterando la stabilità e la baroclinicità della bassa troposfera. È proprio questa interazione bidirezionale che rende problematica una semplice interpretazione causale del tipo “Atlantico freddo causa caldo europeo”. L’evidenza disponibile suggerisce piuttosto un processo di precondizionamento oceanico e accoppiamento oceano-atmosfera, nel quale lo stato del Nord Atlantico modifica l’ambiente all’interno del quale evolve una perturbazione atmosferica, favorendone eventualmente l’intensificazione o la persistenza.
Questa interpretazione è stata ulteriormente rafforzata da lavori successivi. Le analisi più recenti mostrano che negli eventi caratterizzati da SST subpolari fredde e in ulteriore diminuzione si verifica un aumento della baroclinicità nella bassa troposfera, diagnosticabile attraverso un incremento dell’Eady Growth Rate. Tale aumento è associato a un gradiente meridionale di SST più intenso e può contribuire all’intensificazione e all’ancoraggio della saccatura sul Nord Atlantico. A valle della saccatura si sviluppa quindi un promontorio sull’Europa centrale, accompagnato da anomalie positive della temperatura a 2 metri. Le analisi basate su ERA5 indicano che, mediamente, le anomalie termiche europee possono raggiungere circa +1,5 °C cinque giorni dopo l’identificazione degli eventi di SST fredda con tendenza negativa.
Tale configurazione trova importanti analogie con la dinamica delle onde di Rossby. Una perturbazione della corrente a getto generata o amplificata nel settore atlantico può propagarsi verso est sotto forma di un Rossby wave packet, trasferendo energia lungo la guida d’onda atmosferica. Il risultato può essere l’amplificazione progressiva di una saccatura sul Nord Atlantico e di un promontorio a valle sull’Europa. Il promontorio favorisce subsidenza, compressione adiabatica dell’aria, riduzione della copertura nuvolosa e maggiore irraggiamento solare al suolo, tutti processi che contribuiscono all’aumento delle temperature superficiali. Studi dedicati ai processi fisici degli estremi termici hanno mostrato come il caldo atmosferico possa essere determinato dall’interazione tra avvezione di masse d’aria calda, riscaldamento adiabatico durante la subsidenza e riscaldamento diabatico dovuto agli scambi energetici con la superficie terrestre. L’importanza relativa di questi meccanismi varia a seconda della regione e della particolare configurazione atmosferica.
Un ulteriore elemento fondamentale riguarda il ruolo del riscaldamento diabatico nella formazione dei promontori anticiclonici associati alle ondate di caldo. Zschenderlein et al. (2020), utilizzando un approccio lagrangiano, hanno ricostruito le traiettorie delle masse d’aria che raggiungono gli anticicloni dell’alta troposfera associati alle ondate di caldo europee. Gli autori hanno mostrato che una frazione considerevole delle masse d’aria subisce riscaldamento diabatico nei giorni precedenti la formazione dell’anticiclone. In particolare, è stata individuata una “branca remota” di riscaldamento localizzata sul Nord Atlantico occidentale, associata alle correnti ascendenti calde e umide dei cicloni extratropicali e alla liberazione di calore latente durante la condensazione. Questo processo può modificare la distribuzione della vorticità potenziale nella troposfera superiore e contribuire all’amplificazione del promontorio a valle. Per l’Europa centrale, una parte importante del riscaldamento diabatico remoto avviene proprio sul Nord Atlantico, mentre una seconda branca, più vicina all’anticiclone, contribuisce soprattutto al mantenimento della struttura durante la fase matura dell’ondata di caldo.
Il collegamento tra SST atlantiche e clima estivo europeo si inserisce inoltre in una letteratura più ampia riguardante la variabilità multidecadale dell’Atlantico. Ghosh et al. hanno mostrato che le anomalie dei flussi di calore superficiali nell’Atlantico nord-occidentale possono determinare una risposta baroclina dell’atmosfera e generare una struttura ondulatoria est-ovest estesa verso l’Europa, denominata North-Atlantic-European East West mode. In determinate fasi tale configurazione favorisce anomalie di alta pressione e condizioni simili al blocking sull’Europa centrale e orientale, contribuendo a temperature estive superiori alla norma. Il lavoro evidenzia quindi come il legame tra l’oceano Atlantico e il clima europeo possa manifestarsi su diverse scale temporali, dalle variazioni sinottiche e subseasonal considerate nei compositi giornalieri fino alle oscillazioni multidecadali dell’intero sistema Nord Atlantico–Europa.
È tuttavia essenziale distinguere associazione statistica e causalità fisica. Un composito mostra ciò che tende ad accadere mediamente attorno a una determinata classe di eventi, ma non dimostra automaticamente che la SST rappresenti la causa primaria della successiva anomalia atmosferica. In molti casi la stessa circolazione atmosferica può contemporaneamente raffreddare il Nord Atlantico e creare le condizioni dinamiche necessarie per il successivo sviluppo del promontorio europeo. In questo senso, Krüger et al. interpretano le SST persistentemente fredde soprattutto come un fattore di precondizionamento: una volta presente tale configurazione oceanica, una perturbazione ciclonica che attraversa il Nord Atlantico può avere una maggiore probabilità di intensificarsi, persistere o innescare una risposta ondulatoria più pronunciata a valle. Questa distinzione è cruciale per evitare di interpretare le anomalie marine come un semplice “interruttore” delle ondate di caldo europee.
Esperimenti modellistici indipendenti hanno comunque fornito ulteriori indicazioni sulla presenza di una componente causale oceanica. Bischof et al. (2023), attraverso esperimenti numerici nei quali veniva modificata l’anomalia fredda delle SST subpolari mantenendo sostanzialmente invariati gli altri campi oceanici, hanno mostrato che le basse SST del Nord Atlantico possono aumentare significativamente sia la durata sia la magnitudo delle ondate di caldo a valle sull’Europa. Questi risultati indicano che lo stato oceanico può effettivamente modulare la risposta atmosferica e non rappresenta esclusivamente un segnale passivo imposto dalla circolazione. La relazione deve comunque essere interpretata nel contesto di un sistema accoppiato, nel quale atmosfera e oceano interagiscono continuamente attraverso scambi di calore, umidità e quantità di moto.
Un risultato particolarmente significativo è emerso anche dalle simulazioni climatiche ad alta risoluzione. Krüger et al. (2026) hanno confrontato modelli accoppiati caratterizzati da differenti risoluzioni dell’oceano, mostrando che i modelli capaci di rappresentare più realisticamente i vortici oceanici mesoscalari e la struttura della Corrente del Golfo e della North Atlantic Current riproducono meglio il collegamento osservato tra SST nord-atlantiche e caldo europeo. Nei modelli a bassa risoluzione la rappresentazione eccessivamente zonale delle correnti atlantiche produce importanti bias delle SST e dei flussi di calore latente, indebolendo la baroclinicità della bassa troposfera, la saccatura atlantica e il successivo promontorio europeo. Le configurazioni ad alta risoluzione, al contrario, mostrano flussi di calore più realistici, una saccatura nord-atlantica più intensa e persistente e anomalie positive della temperatura europea maggiormente confrontabili con quelle delle rianalisi ERA5. Ciò rafforza ulteriormente l’idea che la corretta rappresentazione dell’interazione oceano-atmosfera nel Nord Atlantico sia essenziale per simulare e prevedere gli estremi termici estivi europei.
La scelta di applicare una media mobile di cinque giorni alle variabili meteorologiche risponde infine alla necessità di isolare le componenti sinottiche persistenti dalle oscillazioni giornaliere di più alta frequenza. Tale filtraggio attenua le fluttuazioni meteorologiche di brevissima durata senza alterare significativamente la posizione temporale dei massimi e dei minimi delle anomalie. Ciò consente di seguire più chiaramente l’evoluzione dinamica dell’intero sistema: iniziale presenza di SST persistentemente fredde nel Nord Atlantico, sviluppo o intensificazione di una saccatura atmosferica, aumento dei flussi turbolenti di calore verso l’atmosfera e ulteriore diminuzione delle SST, incremento della baroclinicità, amplificazione della struttura ondulatoria della corrente a getto e successivo consolidamento di un promontorio anticiclonico sull’Europa. Quest’ultimo favorisce subsidenza, stabilità atmosferica e aumento della radiazione solare incidente, consentendo alle anomalie positive della temperatura superficiale di intensificarsi.
Nel complesso, l’analisi composita offre dunque una rappresentazione dinamica molto più articolata rispetto a una semplice correlazione tra un Nord Atlantico freddo e un’Europa calda. La relazione emerge come il risultato di una sequenza concatenata di processi oceanici e atmosferici nella quale le SST del Nord Atlantico costituiscono al tempo stesso una memoria delle condizioni atmosferiche precedenti e un possibile elemento di precondizionamento della successiva evoluzione della circolazione. L’oceano, grazie alla propria elevata capacità termica, conserva anomalie su scale temporali più lunghe rispetto all’atmosfera e può quindi modificare i gradienti termici e gli scambi energetici al momento dell’arrivo di nuove perturbazioni. La risposta atmosferica dipende poi dalla configurazione della corrente a getto, dalla baroclinicità, dalla propagazione delle onde di Rossby, dal riscaldamento diabatico nelle correnti ascendenti e dalla successiva formazione di promontori e blocchi anticiclonici sull’Europa. È proprio questa complessa interazione, più che un rapporto causale lineare tra temperatura oceanica e temperatura continentale, a rendere il Nord Atlantico una regione fondamentale per comprendere la genesi, l’intensificazione e potenzialmente la prevedibilità delle ondate di caldo europee. Le evidenze raccolte negli ultimi anni indicano inoltre che una descrizione realistica dello stato termico e dinamico dell’Atlantico subpolare, dei flussi aria-mare e della struttura della corrente a getto potrebbe fornire informazioni preziose per migliorare la previsione degli estremi termici europei su scale temporali superiori a quelle della normale previsione meteorologica, rendendo l’analisi delle SST nord-atlantiche un elemento di crescente interesse nell’ambito della meteorologia e della climatologia degli estremi.
2.2.2. Composito basato sugli eventi di caldo europeo
La costruzione di un composito centrato direttamente sugli eventi di caldo europeo rappresenta un passaggio metodologico fondamentale per verificare, attraverso una prospettiva inversa rispetto all’analisi delle anomalie oceaniche, se particolari configurazioni della temperatura superficiale del Nord Atlantico tendano effettivamente a precedere gli episodi termici estremi sull’Europa centrale. Mentre il primo insieme di compositi parte infatti dallo stato della temperatura superficiale marina del Nord Atlantico e ricerca la successiva risposta atmosferica sul continente europeo, questa seconda procedura identifica dapprima gli eventi di caldo e ricostruisce a ritroso l’evoluzione delle SST e della circolazione atmosferica. La combinazione dei due approcci consente quindi di verificare la robustezza del collegamento statistico da entrambe le direzioni: non soltanto se determinate anomalie oceaniche siano frequentemente seguite da temperature elevate sull’Europa, ma anche se gli episodi di caldo europeo siano sistematicamente preceduti da uno specifico stato termico dell’Atlantico settentrionale. È proprio questa complementarità metodologica uno degli aspetti più rilevanti dello studio di Krüger et al. (2023), perché permette di ridurre il rischio di interpretare come significativo un rapporto derivante unicamente dalla selezione degli eventi oceanici.
Per identificare gli episodi di caldo viene utilizzata una regione rappresentativa dell’Europa centrale compresa tra 45–52,5°N e 0–20°E. Tale dominio comprende una porzione significativa dell’Europa centro-occidentale e centrale, includendo aree particolarmente sensibili alle configurazioni anticicloniche estive associate a promontori della media e alta troposfera. La temperatura dell’aria a due metri, T2m, viene mediata sull’intera regione, producendo quindi un indice termico spazialmente integrato capace di evidenziare eventi di estensione sufficientemente ampia. Questa impostazione differisce dalla definizione di un’ondata di caldo basata sulle singole stazioni meteorologiche o sul superamento di soglie locali di temperatura massima: l’obiettivo dello studio non è infatti catalogare qualsiasi episodio caldo regionale, bensì isolare anomalie termiche su scala continentale sufficientemente marcate da poter essere messe in relazione con la circolazione atmosferica dell’intero settore Nord Atlantico–Europa.
La selezione avviene attraverso il superamento del 95° percentile delle anomalie giornaliere di T2m, una soglia più restrittiva rispetto a quella utilizzata per classificare le SST atlantiche. Il primo giorno in cui l’anomalia media europea supera il quantile 0,95 viene definito come inizio dell’evento. Analogamente alla classificazione degli episodi oceanici, l’evento deve soddisfare criteri di durata e indipendenza temporale finalizzati a escludere oscillazioni estremamente brevi e a evitare che una stessa configurazione atmosferica venga conteggiata più volte. In questo modo gli autori identificano complessivamente 18 eventi di caldo europeo, sufficientemente intensi e separati nel tempo da poter essere utilizzati per un’analisi composita. La scelta del 95° percentile rappresenta quindi un compromesso tra la necessità di concentrarsi sugli estremi più pronunciati e quella di mantenere una numerosità campionaria adeguata per individuare eventuali caratteristiche atmosferiche e oceaniche ricorrenti.
Un aspetto metodologicamente importante riguarda il trattamento temporale dei dati. Gli eventi vengono identificati utilizzando le anomalie giornaliere originali e non preventivamente filtrate. Soltanto dopo avere selezionato le date di inizio viene applicata alla SST del Nord Atlantico una media mobile di cinque giorni, destinata a evidenziare l’evoluzione su scala sinottica e a ridurre la variabilità giornaliera di più alta frequenza. Tale scelta preserva l’intensità effettiva degli estremi utilizzati per la selezione, evitando che il filtraggio attenui il superamento della soglia del 95° percentile, mentre permette successivamente di seguire in maniera più chiara la sequenza temporale delle anomalie oceaniche e atmosferiche. La distinzione tra dati utilizzati per identificare gli eventi e dati filtrati utilizzati nella loro rappresentazione costituisce quindi una precauzione importante, poiché impedisce che la procedura di smoothing modifichi artificialmente la data di onset degli episodi estremi.
I risultati ottenuti attraverso questo secondo composito sono particolarmente rilevanti perché confermano indipendentemente il rapporto temporale già emerso partendo dalle SST del Nord Atlantico. Considerando i 18 eventi europei, Krüger et al. rilevano che 14 dei 18 episodi sono accompagnati da SST nord-atlantiche inferiori alla media già cinque giorni prima dell’inizio dell’evento di caldo, mentre 15 dei 18 eventi mostrano nello stesso periodo una tendenza negativa delle SST. In altre parole, nella grande maggioranza degli episodi estremi europei analizzati, il Nord Atlantico subpolare non soltanto presenta condizioni relativamente fredde, ma tende anche a raffreddarsi ulteriormente nei giorni immediatamente precedenti l’insorgenza del caldo continentale. È importante precisare che il segnale medio delle SST nel composito basato sul caldo europeo è relativamente debole e non sempre statisticamente significativo; tuttavia, la notevole prevalenza degli eventi caratterizzati dal medesimo segno dell’anomalia e della tendenza suggerisce l’esistenza di una relazione fisicamente coerente che merita di essere interpretata nell’ambito della dinamica atmosferica del settore euro-atlantico.
Il composito mostra inoltre che l’anomalia media europea di T2m continua ad aumentare dopo il primo superamento della soglia del 95° percentile e raggiunge un massimo prossimo a +4 °C circa due giorni dopo l’onset. Questo comportamento evidenzia come il criterio del 95° percentile identifichi frequentemente l’inizio della fase di intensificazione e non necessariamente il momento di massima severità dell’episodio. Dal punto di vista dinamico, ciò è coerente con lo sviluppo progressivo di una struttura anticiclonica in quota: una volta instaurato il promontorio europeo, la persistenza della subsidenza, la riduzione della copertura nuvolosa e l’incremento della radiazione solare incidente possono continuare a riscaldare la superficie nei giorni successivi. L’analisi della letteratura sul blocking euro-atlantico mostra infatti che le ondate di caldo estive sono frequentemente associate ad anticicloni quasi stazionari nei quali la subsidenza su larga scala favorisce cieli sereni e un persistente riscaldamento radiativo del suolo.
La relazione tra Nord Atlantico freddo e caldo europeo non deve tuttavia essere interpretata come un semplice rapporto termodinamico diretto nel quale un oceano più freddo determina automaticamente un continente più caldo. Il collegamento è mediato soprattutto dalla circolazione atmosferica. Lo studio di Krüger et al. mostra che gli eventi caratterizzati da SST fredde e contemporaneamente in diminuzione sono associati allo sviluppo di una profonda saccatura sul Nord Atlantico, seguita alcuni giorni più tardi dalla formazione di un promontorio di geopotenziale sull’Europa. Il sistema presenta quindi una struttura ondulatoria saccatura-promontorio, interpretabile come un processo di sviluppo a valle delle onde atmosferiche. L’intensificazione della baroclinicità nella bassa troposfera atlantica, l’ascesa obliqua delle masse d’aria e il rafforzamento della guida d’onda nella troposfera superiore favoriscono la propagazione dell’anomalia dinamica verso est e la successiva amplificazione del ridge europeo. L’analisi spettrale condotta nello studio suggerisce inoltre la sovrapposizione di una struttura planetaria di numero d’onda 3 e di attività delle onde di Rossby confinata regionalmente, evidenziando come scale dinamiche differenti possano cooperare alla formazione della configurazione favorevole al caldo europeo.
La sequenza è coerente con la più ampia letteratura sulle ondate di caldo europee e sui Rossby wave packets. Le onde di Rossby possono trasferire energia lungo la corrente occidentale e produrre uno sviluppo a valle nel quale una perturbazione amplificata sull’Atlantico viene seguita da una risposta anticiclonica sull’Europa. Quando il pattern diventa sufficientemente persistente, il ridge limita l’ingresso delle perturbazioni atlantiche e favorisce condizioni atmosferiche relativamente stazionarie. Studi recenti sulla persistenza degli episodi caldi europei mostrano infatti che gli eventi di lunga durata sono associati a onde di Rossby di numero d’onda più basso e quindi mediamente più stazionarie rispetto agli episodi brevi; nell’Europa occidentale, Pappert et al. (2025) hanno inoltre individuato elevate frequenze di blocking e ricorrenza di Rossby wave packets in una larga frazione degli eventi persistenti.
Il ruolo dell’Atlantico non si limita però alla dinamica quasi adiabaticamente descritta dalle onde planetarie. Le trasformazioni diabatiche delle masse d’aria possono contribuire in modo sostanziale alla costruzione del promontorio europeo. Zschenderlein et al. (2020), attraverso un’analisi lagrangiana degli anticicloni dell’alta troposfera associati alle ondate di caldo europee nel periodo 1979–2016, hanno mostrato che circa il 25–45% delle particelle d’ariaraggiungenti tali strutture anticicloniche subisce riscaldamento diabatico nei tre giorni precedenti, quota che aumenta al 35–50% considerando sette giorni. Una delle principali regioni in cui si verifica questo riscaldamento è il Nord Atlantico occidentale, dove le masse d’aria ascendono all’interno delle warm conveyor belts dei cicloni extratropicali e ricevono calore latente attraverso i processi di condensazione. Questa “branca remota” del riscaldamento diabatico risulta particolarmente importante nella fase di formazione dell’anticiclone europeo, mentre i processi convettivi più prossimi all’Europa contribuiscono maggiormente alla fase di mantenimento.
Questo meccanismo offre un possibile collegamento fisico tra la tendenza negativa delle SST atlantiche osservata prima di molti eventi di caldo e l’amplificazione del ridge europeo. Una saccatura nord-atlantica può favorire l’avvezione di aria relativamente fredda e secca sopra l’oceano, intensificando i flussi turbolenti di calore dall’oceano verso l’atmosfera e contribuendo quindi all’ulteriore diminuzione della SST. Contemporaneamente, il trasferimento di calore e umidità dalla superficie marina alimenta le correnti ascendenti associate ai cicloni. La condensazione del vapore acqueo durante l’ascesa libera calore latente nella troposfera, influenzando la distribuzione della vorticità potenziale e contribuendo alla costruzione dell’anomalia anticiclonica a valle. In tale quadro, il raffreddamento della superficie oceanica e l’amplificazione del promontorio europeo rappresentano due manifestazioni differenti di una stessa sequenza dinamico-termodinamica, piuttosto che due fenomeni indipendenti. Krüger et al. interpretano infatti la tendenza negativa delle SST come largamente collegata alla forzante atmosferica durante questi eventi, pur lasciando aperta la possibilità che lo stato oceanico preesistente contribuisca a sua volta a modulare la risposta atmosferica.
La distinzione tra anomalia assoluta della SST e tendenza della SST assume pertanto un significato centrale. Una superficie oceanica semplicemente fredda non presenta necessariamente le medesime implicazioni dinamiche di una superficie già fredda che si sta ulteriormente raffreddando. Nel secondo caso, la tendenza può costituire un indicatore dell’attività atmosferica in corso, degli scambi aria-mare e dell’intensificazione della saccatura. Questa interpretazione spiega perché la combinazione fra SST persistentemente inferiori alla norma e tendenza negativa emerga nello studio come configurazione più strettamente associata alla successiva risposta termica europea. In effetti, il composito basato direttamente sulle anomalie oceaniche mostra che 11 dei 12 eventi di SST fredde con tendenza negativa sono seguiti da anomalie positive della T2m europea, con temperature superiori alla norma che possono permanere nel composito per circa due settimane.
Un sostegno indipendente all’esistenza di una componente causale oceanica proviene dagli esperimenti modellistici di Bischof et al. (2023). Utilizzando il modello atmosferico ECHAM6, gli autori hanno mostrato che condizioni fredde nel Nord Atlantico subpolare possono modificare le caratteristiche delle ondate di caldo europee, aumentando significativamente la loro durata e magnitudo a valle. Ciò suggerisce che la SST non debba essere interpretata esclusivamente come risposta passiva alla circolazione atmosferica: le anomalie oceaniche possono anche modificare i gradienti termici e la baroclinicità della bassa troposfera, alterando a loro volta la struttura e l’evoluzione del flusso atmosferico. Ne deriva quindi un sistema caratterizzato da interazioni bidirezionali, nel quale la circolazione modifica la SST attraverso i flussi aria-mare e lo stato termico dell’oceano può retroagire sulla circolazione.
Questa interpretazione è stata ulteriormente consolidata da risultati modellistici pubblicati da Krüger et al. nel 2026. Analizzando sette modelli climatici accoppiati, gli autori hanno mostrato che le configurazioni ad alta risoluzione, e in particolare quelle con una componente oceanica capace di rappresentare meglio i vortici mesoscalari, riproducono più realisticamente il rapporto osservato tra SST nord-atlantiche e caldo europeo. Nelle rianalisi ERA5, gli eventi caratterizzati da SST fredde e in diminuzione sono seguiti mediamente da anomalie positive della temperatura dell’Europa centrale dell’ordine di +1,5 °C circa cinque giorni più tardi, mentre sul Nord Atlantico compare una saccatura profonda associata a un aumento dei flussi di calore latente verso l’atmosfera e a una maggiore baroclinicità nella bassa troposfera. I modelli oceanici ad alta risoluzione riescono a riprodurre meglio questa catena di processi, mentre quelli a risoluzione più bassa tendono a sottostimare i flussi aria-mare, la baroclinicità, l’intensità della saccatura e, conseguentemente, il ridge e il riscaldamento europeo a valle.
Il composito basato sugli eventi europei permette quindi di interpretare le SST del Nord Atlantico come una possibile componente di precondizionamento e predicibilità subseasonal. La presenza di anomalie fredde e soprattutto di una loro ulteriore diminuzione alcuni giorni prima dell’onset potrebbe fornire informazioni aggiuntive sulla probabilità che la configurazione atmosferica evolva verso un regime favorevole al caldo sull’Europa. Non si tratta tuttavia di un predittore deterministico: quattro eventi su diciotto non presentano SST atlantiche inferiori alla media e tre non sono preceduti da una tendenza negativa, dimostrando che differenti vie dinamiche possono produrre un’ondata di caldo europea. Inoltre, il campione di soli 18 eventi limita inevitabilmente la precisione con cui può essere quantificata la probabilità condizionata. Gli stessi autori sottolineano quindi la necessità di esperimenti modellistici con campioni molto più ampi per separare il contributo dei processi atmosferici da quello delle condizioni oceaniche e stabilire con maggiore robustezza la causalità del rapporto osservato.
Occorre inoltre considerare che, una volta formatosi il promontorio anticiclonico, i processi della superficie continentale possono amplificare notevolmente l’anomalia termica. Il blocking estivo favorisce subsidenza, cieli poco nuvolosi e forte irraggiamento solare, mentre il progressivo essiccamento del suolo riduce l’energia utilizzata per l’evapotraspirazione e aumenta la quota disponibile per il flusso di calore sensibile. Gli studi sulla persistenza degli episodi caldi mostrano tuttavia importanti differenze regionali: nell’Europa sud-occidentale la siccità del suolo può essere presente settimane prima degli eventi più persistenti, mentre nell’Europa occidentale il forte accoppiamento suolo-atmosfera sembra svilupparsi soprattutto durante l’episodio. Ciò suggerisce che le condizioni del suolo agiscano frequentemente come amplificatore e meccanismo di mantenimento, mentre l’avvio dell’evento può dipendere maggiormente dalla configurazione dinamica su larga scala.
Nel complesso, il composito basato sugli eventi di caldo europeo costituisce quindi una verifica particolarmente importante della relazione individuata tra Nord Atlantico ed estremi termici continentali. Il fatto che 15 dei 18 eventi analizzati siano preceduti da una diminuzione delle SST nord-atlantiche e che 14 su 18 presentino SST inferiori alla media già cinque giorni prima dell’onset indica che il segnale oceanico-atmosferico non è limitato a episodi eccezionali come il 2015 o il 2018, ma ricorre in una porzione rilevante degli eventi considerati dal 1979 al 2019. Allo stesso tempo, la sequenza evidenziata dagli studi disponibili suggerisce che il meccanismo non debba essere riassunto nell’equazione semplicistica “Atlantico freddo uguale Europa calda”. Più correttamente, SST subpolari persistentemente basse, un ulteriore raffreddamento su scala sinottica, un incremento degli scambi turbolenti aria-mare, una maggiore baroclinicità, l’intensificazione di una saccatura nord-atlantica, l’ascesa di masse d’aria umide e il riscaldamento diabatico, la propagazione e amplificazione delle onde di Rossby e la successiva costruzione di un ridge europeo possono costituire parti interconnesse di un’unica evoluzione del sistema oceano-atmosfera.
La rilevanza climatologica di questa conclusione è considerevole. Comprendere correttamente tali interazioni può infatti contribuire a migliorare la capacità dei modelli di rappresentare gli estremi termici estivi europei e, potenzialmente, a sfruttare informazioni provenienti dallo stato del Nord Atlantico per estendere l’orizzonte utile delle previsioni. Gli sviluppi modellistici più recenti indicano che una rappresentazione più realistica delle correnti oceaniche, dei gradienti di SST, dei vortici mesoscalari e degli scambi aria-mare migliora la simulazione sia della saccatura atlantica sia del promontorio europeo a valle. Il composito centrato sugli eventi di caldo assume quindi un significato che va oltre la semplice classificazione statistica: esso rappresenta uno strumento per ricostruire la sequenza fisica che collega l’evoluzione dell’oceano e della storm track nord-atlantica alla formazione delle condizioni atmosferiche responsabili degli estremi termici sul continente europeo, contribuendo a integrare dinamica atmosferica, termodinamica, processi diabatici e interazione oceano-atmosfera in una visione unitaria della genesi delle ondate di caldo europee.
Figura 1 – Variabilità delle SST nord-atlantiche, anomalie termiche europee e configurazioni della circolazione atmosferica estiva
La Figura 1 costituisce un passaggio fondamentale per comprendere l’impostazione concettuale dello studio di Krüger et al. (2023), poiché riunisce in un’unica rappresentazione la variabilità della temperatura superficiale del Nord Atlantico, le anomalie termiche dell’Europa centrale e alcuni dei principali modi della circolazione atmosferica estiva euro-atlantica. Il suo significato va quindi ben oltre la semplice descrizione di un episodio specifico: attraverso il confronto fra il caso emblematico del 2018 e l’evoluzione temporale delle anomalie durante l’intero periodo analizzato, la figura introduce l’ipotesi secondo cui una parte degli eventi di caldo europeo possa essere associata a una configurazione caratterizzata da temperature superficiali del mare relativamente basse nel Nord Atlantico subpolare, soprattutto quando tali SST mostrano contemporaneamente una tendenza negativa. L’analisi sistematica svolta dagli autori mediante ERA5 mostra infatti che gli episodi con SST nord-atlantiche persistentemente basse e in ulteriore diminuzione tendono a essere seguiti da anomalie positive della temperatura europea, attraverso una sequenza dinamica nella quale l’aumento della baroclinicità nella bassa troposfera atlantica, lo sviluppo di una saccatura e la propagazione dell’attività ondulatoria verso valle concorrono alla costruzione di un promontorio sull’Europa.
La configurazione spaziale rappresentata nella parte superiore della figura, relativa al periodo compreso tra il 12 luglio e l’8 agosto 2018, offre una manifestazione particolarmente evidente di questo contrasto. Dopo la rimozione della climatologia giornaliera e del trend lineare, emerge un’ampia regione di SST negative nell’Atlantico settentrionale, soprattutto a sud della Groenlandia, mentre sull’Europa centro-settentrionale dominano anomalie positive della temperatura dell’aria a due metri, localmente dell’ordine di diversi gradi. I due rettangoli indicano le regioni successivamente utilizzate per costruire gli indici dello studio: il dominio nord-atlantico compreso tra 15–40°W e 45–60°N e quello europeo tra 0–20°E e 45–52,5°N. Questa scelta geografica non è casuale, poiché il settore oceanico a sud della Groenlandia era già stato individuato da Duchez et al. (2016) come una regione particolarmente significativa durante l’estate del 2015, quando un’eccezionale anomalia fredda interessò il Nord Atlantico contemporaneamente a una notevole ondata di caldo europea. Gli autori mostrarono che il raffreddamento oceanico del 2015 derivava dall’interazione tra perdite di calore superficiali, contenuto termico oceanico e processi dinamici, evidenziando allo stesso tempo una possibile connessione con una posizione relativamente persistente della corrente a getto favorevole al caldo europeo.
Il 2018 rappresenta tuttavia un caso ancora più utile per comprendere come questa relazione debba essere interpretata all’interno del sistema atmosfera-oceano. L’estate fu caratterizzata da caldo e siccità eccezionali su vaste porzioni dell’Europa centrale e settentrionale, con un’ondata di caldo che interessò inizialmente la Scandinavia e successivamente si estese verso l’Europa centrale e, più tardi, verso la Penisola Iberica. Analisi indipendenti hanno mostrato che la circolazione atmosferica fu dominata da anomalie di blocking fortemente positive, da una configurazione positiva della Summer North Atlantic Oscillation e dalla presenza di una struttura a doppio getto prima dell’inizio della fase più intensa dell’evento. Inoltre, un pattern tripolare delle SST nord-atlantiche era riconoscibile già durante la primavera, suggerendo che lo stato dell’oceano e quello della circolazione atmosferica possano concorrere al precondizionamento degli estremi estivi. Kueh et al. (2020), concentrandosi proprio sulle ondate di caldo dell’Europa nord-occidentale tra metà luglio e inizio agosto 2018, hanno inoltre identificato il regime di blocking persistente come il contributore dinamico più importante per l’evento scandinavo, con un ruolo secondario svolto dall’Atlantic Low e dalla NAO.
È pertanto essenziale evitare una lettura puramente termica del contrasto mostrato dalla figura. Il fatto che l’oceano appaia freddo mentre il continente europeo risulta caldo non significa che il trasferimento diretto di energia avvenga semplicemente dalla regione oceanica fredda verso l’Europa. Le due anomalie possono essere almeno parzialmente prodotte e mantenute da una medesima configurazione della circolazione atmosferica. Una saccatura sull’Atlantico settentrionale può favorire l’avvezione di aria relativamente fredda sopra l’oceano, aumentare le perdite di calore della superficie marina e contribuire alla diminuzione della SST; contemporaneamente, a valle della stessa saccatura può intensificarsi un promontorio anticiclonico europeo, accompagnato da subsidenza, riduzione della nuvolosità, aumento della radiazione solare incidente e trasporto di masse d’aria calde verso latitudini più settentrionali. L’anomalia fredda oceanica e quella calda continentale possono quindi costituire due componenti di una struttura dinamica saccatura-promontorio, anziché rappresentare necessariamente i termini di una semplice relazione causa-effetto. È precisamente questa distinzione che l’analisi di Krüger et al. cerca di affrontare attraverso la separazione degli eventi secondo lo stato assoluto e la tendenza delle SST.
La serie temporale delle anomalie medie estive JJA rafforza tale interpretazione. La temperatura europea e la SST del dominio nord-atlantico non evolvono in maniera perfettamente anticorrelata da un anno all’altro; esistono tuttavia alcune stagioni nelle quali la differenza tra i due settori diventa particolarmente pronunciata. Gli anni evidenziati nella figura, tra cui 1992, 1994, 2003, 2015 e 2018, mostrano chiaramente che grandi contrasti Europa–Nord Atlantico possono emergere in condizioni climatiche differenti. Questo elemento è metodologicamente importante perché impedisce di ridurre il problema a un unico evento eccezionale come quello del 2015. La persistenza della relazione in più episodi suggerisce invece che il contrasto possa essere espressione di una modalità ricorrente della variabilità atmosferica estiva, sebbene la sua intensità e la sua configurazione cambino considerevolmente da un evento all’altro. Krüger et al. hanno successivamente mostrato che, considerando direttamente 18 eventi di caldo europeo, 15 sono preceduti da una tendenza negativa delle SST nord-atlantiche e 14 presentano condizioni oceaniche fredde, un risultato che rafforza l’idea di un’associazione statistica non limitata a singoli casi.
La rimozione del trend lineare riveste in questo contesto un ruolo sostanziale. Il riscaldamento antropogenico produce infatti un forte trend positivo delle temperature terrestri europee, mentre l’obiettivo della figura è verificare se, una volta eliminata questa componente di lungo periodo, rimanga una relazione tra le oscillazioni interannuali dell’oceano e quelle dell’atmosfera continentale. Tale procedimento non implica che il cambiamento climatico sia irrilevante per le ondate di caldo; al contrario, consente di separare statisticamente il segnale termodinamico di fondo dalla variabilità associata alla circolazione. La letteratura più recente evidenzia proprio come questi due contributi possano sovrapporsi. Vautard et al. (2023) hanno mostrato che gli estremi di caldo nell’Europa occidentale sono aumentati più rapidamente di quanto riprodotto dalla maggior parte dei modelli climatici e hanno attribuito una parte sostanziale dell’accelerazione osservata a cambiamenti della circolazione atmosferica, in particolare a una maggiore frequenza di flussi meridionali capaci di trasportare aria calda verso l’Europa occidentale.
Anche Rousi et al. (2022) hanno fornito un importante elemento interpretativo per la Figura 1, dimostrando che l’Europa rappresenta uno degli hotspot globali dell’aumento delle ondate di caldo e collegando una parte considerevole dell’accelerazione osservata nell’Europa occidentale alla crescente persistenza degli stati di double jet sopra l’Eurasia. Secondo tale studio, la persistenza del doppio getto può spiegare fino a circa il 35% della variabilità associata alle ondate di caldo nell’Europa occidentale e una parte rilevante del loro trend accelerato. Le configurazioni a doppio getto possono creare una regione di venti occidentali relativamente deboli fra i due massimi della corrente a getto, favorendo la persistenza di promontori e saccature e quindi aumentando la probabilità di configurazioni atmosferiche quasi stazionarie. Questa evidenza risulta particolarmente pertinente per l’estate 2018 raffigurata nella Figura 1, per la quale analisi successive hanno effettivamente individuato la presenza di una struttura a doppio getto prima dello sviluppo dell’ondata di caldo.
Il confronto della differenza termica tra il box europeo e quello nord-atlantico con la differenza fra Vienna e Ilulissat introduce poi il rapporto con la Summer North Atlantic Oscillation, o SNAO. La SNAO costituisce uno dei principali modi di variabilità della circolazione atmosferica estiva sul settore Nord Atlantico–Europa e modifica la distribuzione della pressione, la posizione del jet e quindi i percorsi attraverso i quali le masse d’aria raggiungono il continente. La corrispondenza imperfetta tra la differenza termica Europa–Atlantico e l’indice basato sul contrasto Vienna–Ilulissat dimostra tuttavia che le SST nord-atlantiche non possono essere interpretate semplicemente come una replica della SNAO. Alcune estati presentano valori analoghi fra le due metriche, mentre altre mostrano divergenze molto marcate. Ciò indica che lo stato dell’oceano contiene una propria memoria termica e che il rapporto fra SST, circolazione atmosferica e temperatura continentale non può essere descritto attraverso un unico indice.
Questa complessità emerge ancora più chiaramente dalla rappresentazione delle componenti principali della pressione media al livello del mare. La PC1 descrive la SNAO, mentre la PC2 rappresenta il Summer East Atlantic pattern (SEA), il secondo importante modo della variabilità atmosferica estiva individuato nello studio. La presenza di entrambi evidenzia che la configurazione euro-atlantica non dipende esclusivamente dallo spostamento nord-sud del sistema di pressione associato alla SNAO, ma anche da variazioni longitudinali e regionali della circolazione che possono alterare la posizione della saccatura atlantica e del ridge europeo. Studi recenti hanno ulteriormente approfondito il ruolo del Summer East Atlantic pattern. Carvalho-Oliveira et al. (2024), attraverso metodi di causal discovery, hanno individuato un’influenza delle SST extratropicali del Nord Atlantico primaverile sul successivo pattern EA estivo durante parte del periodo osservativo, evidenziando contemporaneamente come tale relazione sia ancora difficilmente rappresentata dai sistemi di previsione stagionale. Il risultato rafforza l’idea che alcune configurazioni oceaniche possano fornire una fonte di informazione per la circolazione atmosferica europea su scale temporali superiori a quelle puramente sinottiche.
La parte inferiore della figura permette infine di comprendere la logica della classificazione degli eventi utilizzata nell’analisi composita. Le anomalie giornaliere estive della SST vengono confrontate con il 10°, il 50° e il 90° percentile della distribuzione, consentendo di identificare rispettivamente condizioni fredde, neutre e calde. Tuttavia, l’innovazione metodologica non consiste soltanto nella classificazione in base al valore assoluto della SST: gli autori separano anche gli episodi secondo il segno della tendenza. Ciò significa che una SST fredda ma in fase di riscaldamento viene trattata diversamente da una SST altrettanto fredda che sta continuando a diminuire. Questo passaggio è fisicamente significativo perché la tendenza della SST può contenere informazioni sulla direzione dei flussi di calore aria-mare e sulla configurazione atmosferica in atto. Una brusca diminuzione delle SST può, per esempio, essere associata a un aumento delle perdite di calore oceaniche dovuto all’avvezione di aria fredda e secca sopra l’oceano, mentre uno stato freddo ma in recupero può rappresentare la fase successiva di un’evoluzione completamente differente.
Gli esperimenti modellistici di Bischof et al. (2023) forniscono un elemento importante per distinguere ulteriormente causa e risposta. Attraverso simulazioni atmosferiche ECHAM6 con condizioni oceaniche imposte, gli autori hanno confrontato un esperimento rappresentativo delle SST del 2018, caratterizzate da una marcata anomalia fredda subpolare, con una simulazione nella quale tale anomalia veniva rimossa. Il confronto indica che la presenza delle SST fredde nel Nord Atlantico subpolare può aumentare significativamente durata e magnitudo delle ondate di caldo europee a valle. Questo risultato suggerisce che l’anomalia oceanica non sia necessariamente soltanto un prodotto passivo della circolazione atmosferica, ma possa esercitare a sua volta un’influenza sulla successiva evoluzione del flusso atmosferico.
Il meccanismo proposto è coerente con l’importanza della baroclinicità. Una distribuzione anomala delle SST modifica infatti i gradienti orizzontali di temperatura nella bassa troposfera e, di conseguenza, le condizioni favorevoli allo sviluppo delle perturbazioni extratropicali. Krüger et al. mostrano che gli eventi caratterizzati da SST fredde e contemporaneamente in diminuzione sono associati a un incremento della baroclinicità nel Nord Atlantico, seguito da moto ascendente inclinato e da una maggiore organizzazione della guida d’onda nella troposfera superiore. Questa struttura favorisce lo sviluppo verso valle di un promontorio europeo attraverso l’attività delle onde di Rossby. Il pattern risultante combina una componente planetaria, riconducibile a una struttura di numero d’onda 3, con attività ondulatoria maggiormente confinata al settore euro-atlantico. In questa prospettiva, il contrasto cromatico fra blu atlantico e rosso europeo mostrato nella parte superiore della Figura 1 può essere interpretato come l’espressione superficiale di una configurazione tridimensionale molto più complessa della circolazione atmosferica.
Un ulteriore contributo viene dai processi diabatici. Zschenderlein et al. (2020), analizzando mediante traiettorie lagrangiane gli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee, hanno mostrato che il riscaldamento diabatico delle masse d’aria può svolgere un ruolo importante nella formazione e nel mantenimento dei promontori anticiclonici. Parte delle masse d’aria che successivamente costituiscono il ridge europeo ascende infatti all’interno di sistemi ciclonici, dove la condensazione del vapore acqueo libera calore latente e modifica la vorticità potenziale. Una volta raggiunta la troposfera superiore, queste masse d’aria a bassa vorticità potenziale possono contribuire all’amplificazione dell’anticiclone. Ciò permette di comprendere perché la presenza di una saccatura atlantica non costituisca necessariamente un elemento opposto al caldo europeo: il ciclone upstream e il promontorio downstream possono essere parti dinamicamente collegate dello stesso sistema ondulatorio.
Anche il successivo feedback della superficie terrestre è importante. Una volta stabilitosi un anticiclone persistente sull’Europa, la subsidenza riduce la formazione di nubi e precipitazioni, aumenta l’insolazione e accelera l’essiccamento del suolo. La diminuzione dell’umidità superficiale riduce progressivamente la quota di energia destinata all’evapotraspirazione e incrementa quella trasformata in calore sensibile, favorendo ulteriormente l’aumento della temperatura atmosferica. Nel caso del 2018, la grave siccità sviluppatasi durante la primavera e l’estate ha contribuito all’intensificazione e alla persistenza dell’anomalia termica europea, mostrando come circolazione atmosferica, SST oceaniche e condizioni della superficie continentale possano interagire durante gli eventi più estremi.
Le più recenti simulazioni ad alta risoluzione rafforzano ulteriormente questa interpretazione. Krüger et al. (2026) hanno confrontato configurazioni modellistiche con diversa risoluzione oceanica e hanno mostrato che i modelli capaci di rappresentare più realisticamente i processi oceanici mesoscalari del Nord Atlantico simulano meglio sia le SST e i flussi di calore superficiali sia la successiva risposta atmosferica. Nei modelli a maggiore risoluzione risultano meglio rappresentate la saccatura nord-atlantica, la componente stazionaria dell’attività delle onde di Rossby e il ridge europeo, mentre le versioni a risoluzione più bassa tendono a sottostimare la risposta termica europea alcuni giorni dopo gli eventi di SST fredde e in diminuzione. Questo risultato è particolarmente importante perché suggerisce che la corretta rappresentazione della dinamica oceanica non sia un dettaglio secondario, ma possa condizionare la capacità dei modelli di riprodurre gli estremi di temperatura sul continente europeo.
Nel complesso, la Figura 1 deve quindi essere interpretata come la rappresentazione iniziale di un sistema accoppiatonel quale oceano e atmosfera interagiscono su scale temporali differenti. Le SST del Nord Atlantico possiedono una memoria relativamente lunga e possono conservare l’impronta delle condizioni atmosferiche dei mesi precedenti; la circolazione sinottica può successivamente modificarle attraverso i flussi aria-mare e, allo stesso tempo, lo stato oceanico può influenzare gradienti termici, baroclinicità e sviluppo delle perturbazioni. La propagazione e l’amplificazione delle onde di Rossby trasferiscono poi l’influenza dinamica verso l’Europa, mentre blocking, avvezione calda, subsidenza e feedback suolo-atmosfera determinano l’intensità finale del caldo continentale. La figura non dimostra quindi che “un Atlantico freddo provoca automaticamente un’Europa calda”; dimostra piuttosto che il contrasto tra i due settori compare ripetutamente durante alcuni importanti episodi e fornisce la base statistica per investigare una concatenazione fisica molto più complessa. Questa prudenza interpretativa è essenziale, soprattutto considerando che gli studi sulla circolazione mostrano come differenti configurazioni del jet, della SNAO, del Summer East Atlantic pattern e del blocking possano produrre estremi europei simili attraverso percorsi dinamici differenti.
Da questo punto di vista, uno degli aspetti più interessanti della Figura 1 consiste proprio nell’unire scale temporali differenti: il caso sinottico-substagionale dell’estate 2018, la variabilità interannuale delle SST e della T2m, i modi atmosferici rappresentati dalla SNAO e dal SEA e infine la selezione giornaliera degli eventi attraverso i quantili. Il quadro che emerge anticipa efficacemente i risultati dei compositi successivi: non è necessariamente l’anomalia fredda oceanica presa isolatamente a contenere l’informazione maggiore, quanto piuttosto la combinazione tra SST persistentemente basse, tendenza negativa, aumento della baroclinicità nord-atlantica e sviluppo di una configurazione saccatura–promontorio capace di culminare alcuni giorni dopo in anomalie termiche positive sull’Europa centrale. Gli studi osservativi, gli esperimenti atmosferici e le più recenti simulazioni climatiche ad alta risoluzione convergono nel suggerire che il Nord Atlantico rappresenti quindi una componente potenzialmente importante della prevedibilità degli estremi termici europei, pur all’interno di un sistema nel quale le interazioni bidirezionali e la variabilità interna dell’atmosfera impediscono qualsiasi interpretazione deterministica.
2.3–2.6. Variabili dinamiche derivate, regimi di circolazione, propagazione delle onde di Rossby e valutazione della significatività statistica
Per comprendere in modo fisicamente coerente il possibile collegamento tra la variabilità della temperatura superficiale del Nord Atlantico e gli episodi di caldo europeo non è sufficiente analizzare le sole anomalie di SST e della temperatura dell’aria a due metri. È necessario ricostruire la struttura tridimensionale della circolazione atmosferica e determinare attraverso quali processi un’anomalia inizialmente localizzata nel settore oceanico possa risultare associata, alcuni giorni più tardi, alla formazione di una saccatura sul Nord Atlantico e di un promontorio anticiclonico sull’Europa. Per questo motivo Krüger et al. affiancano alle variabili meteorologiche di base una serie di diagnostiche derivate che permettono di analizzare i moti verticali della media troposfera, l’instabilità baroclina, la struttura della tropopausa dinamica, i principali regimi della circolazione euro-atlantica e la propagazione delle onde di Rossby. L’obiettivo metodologico è quindi passare da una semplice associazione statistica fra “Atlantico freddo” ed “Europa calda” a un’interpretazione dinamica capace di seguire l’intera catena di processi atmosferici che collega le due regioni.
Una prima informazione essenziale è fornita dall’integrazione verticale della velocità verticale tra 700 e 500 hPa, cioè attraverso una parte considerevole della media troposfera. Questa diagnostica permette di individuare le regioni nelle quali prevalgono moti ascendenti o discendenti persistenti e risulta particolarmente utile quando si studia lo sviluppo delle perturbazioni extratropicali. Una saccatura atmosferica non rappresenta infatti soltanto un’anomalia della pressione o del geopotenziale, ma è associata a una struttura tridimensionale nella quale il trasporto di calore, la convergenza e divergenza del vento e i moti verticali partecipano all’evoluzione del sistema baroclino. Integrare la velocità verticale su uno strato relativamente profondo riduce inoltre l’influenza delle oscillazioni presenti a un singolo livello isobarico e permette di evidenziare meglio strutture verticali coerenti. Nel contesto dello studio, questo parametro serve soprattutto a verificare se gli eventi caratterizzati da SST nord-atlantiche fredde e in diminuzione siano accompagnati da un’organizzazione dei moti ascendenti coerente con l’intensificazione di una saccatura atlantica e con lo sviluppo successivo della struttura ondulatoria a valle.
Questa analisi acquista un significato ancora maggiore quando viene combinata con il Maximum Eady Growth Rate, una delle diagnostiche classiche dell’instabilità baroclina. Il concetto deriva dal modello di Eady, nel quale la crescita delle perturbazioni atmosferiche è legata essenzialmente alla presenza di shear verticale del vento in un fluido stratificato e rotante. In termini fisici, un’atmosfera caratterizzata da un forte gradiente verticale del vento e da una stabilità statica relativamente debole offre condizioni maggiormente favorevoli alla conversione dell’energia potenziale disponibile del campo medio in energia delle perturbazioni. Hoskins e Valdes (1990), analizzando l’esistenza e il mantenimento delle storm tracks, mostrarono come la distribuzione geografica della baroclinicità costituisca un elemento fondamentale per comprendere le regioni preferenziali di crescita dei sistemi sinottici delle medie latitudini. Il Maximum Eady Growth Rate non deve quindi essere interpretato come il tasso effettivo di crescita di ogni singolo ciclone, ma come una misura dell’ambiente dinamico potenzialmente favorevole allo sviluppo baroclino.
Nel lavoro di Krüger et al. tale parametro viene calcolato tra 850 e 700 hPa e rappresentato al livello intermedio di circa 775 hPa. Questa scelta concentra l’attenzione sulla bassa troposfera, dove i gradienti termici legati alle SST e gli scambi di calore tra oceano e atmosfera possono esercitare un’influenza particolarmente importante sulla baroclinicità. Athanasiadis et al. (2022) hanno adottato una diagnostica analoga proprio nel settore del Nord Atlantico, utilizzando il Maximum Eady Growth Rate tra 850 e 700 hPa per valutare le modificazioni della storm track associate alla rappresentazione dei processi oceanici e atmosferici. Il collegamento con le SST è particolarmente rilevante perché una modifica del gradiente meridionale della temperatura superficiale oceanica può riflettersi sulla struttura termica della bassa troposfera e quindi sulla distribuzione della baroclinicità. In questo senso, un’anomalia fredda a sud della Groenlandia non viene considerata soltanto per il suo valore termico assoluto: ciò che interessa è anche la possibilità che essa modifichi il contrasto termico orizzontale e quindi l’ambiente nel quale evolvono le perturbazioni della storm track nord-atlantica.
Questo aspetto consente di comprendere perché la tendenza delle SST assuma nello studio un’importanza pari, e in alcuni casi superiore, allo stato termico assoluto. Quando il Nord Atlantico subpolare è già freddo e continua ulteriormente a raffreddarsi, il gradiente termico atmosferico e la distribuzione della baroclinicità possono risultare differenti rispetto a un episodio nel quale la stessa SST fredda sta invece aumentando. La diminuzione della temperatura superficiale marina può essere contemporaneamente una conseguenza della circolazione atmosferica – attraverso l’avvezione di aria fredda e secca e l’aumento dei flussi turbolenti di calore dall’oceano verso l’atmosfera – e un elemento capace di modificare l’ambiente baroclino della bassa troposfera. L’uso del Maximum Eady Growth Rate permette quindi di verificare se agli eventi di SST fredde e in diminuzione corrisponda effettivamente una maggiore predisposizione allo sviluppo baroclino nel settore atlantico, fornendo un passaggio dinamico intermedio tra l’anomalia oceanica e l’evoluzione della circolazione atmosferica.
Una seconda diagnostica di grande importanza riguarda il gradiente orizzontale della temperatura potenziale sulla superficie di 2 PVU, utilizzata come approssimazione della tropopausa dinamica. Il ricorso alla vorticità potenziale rappresenta uno dei cardini della meteorologia dinamica moderna. Hoskins, McIntyre e Robertson (1985) mostrarono come la rappresentazione della circolazione attraverso la vorticità potenziale su superfici isentropiche permetta di interpretare in maniera particolarmente efficace la dinamica delle perturbazioni extratropicali, la struttura della tropopausa e l’interazione fra anomalie della troposfera e della stratosfera. La superficie di circa 2 PVU segue infatti relativamente bene la tropopausa dinamica alle medie latitudini e permette di esaminare direttamente le forti variazioni della temperatura potenziale associate alla corrente a getto e alle strutture ondulatorie della tropopausa.
Il gradiente orizzontale della temperatura potenziale sulla tropopausa dinamica può essere utilizzato come indicatore della capacità dell’atmosfera di guidare la propagazione delle onde di Rossby. Woollings et al. hanno mostrato che i gradienti di temperatura potenziale sulla superficie di 2 PVU sono particolarmente intensi nelle regioni occupate dai jet delle medie latitudini e possono essere utilizzati come proxy della cosiddetta waveguidability, cioè della capacità del flusso atmosferico di confinare e guidare l’attività ondulatoria. Le onde di Rossby non si propagano infatti indistintamente attraverso tutta l’atmosfera: la loro propagazione è favorita lungo regioni caratterizzate da forti gradienti della vorticità potenziale, frequentemente coincidenti con la corrente a getto. Quando tali gradienti diventano sufficientemente pronunciati, la tropopausa può comportarsi come una sorta di guida d’onda lungo la quale l’energia delle perturbazioni si trasferisce longitudinalmente.
Questa diagnostica è particolarmente pertinente per il problema del caldo europeo. Se una perturbazione baroclina si intensifica sul Nord Atlantico, l’anomalia associata non deve necessariamente rimanere confinata nella regione nella quale si è formata. L’energia ondulatoria può propagarsi lungo il jet e favorire lo sviluppo a valle di una sequenza di saccature e promontori. La presenza di un gradiente intenso di temperatura potenziale sulla tropopausa dinamica può quindi indicare una regione nella quale il segnale atmosferico è potenzialmente in grado di propagarsi efficacemente dall’Atlantico verso l’Europa. Woollings et al. sottolineano inoltre che i gradienti sulla superficie di 2 PVU raggiungono i valori maggiori proprio nelle regioni dei jet e che la loro distribuzione stagionale segue gli spostamenti della circolazione occidentale; ciò rende questa variabile particolarmente adatta a indagare la dinamica estiva euro-atlantica.
La relazione fra questi gradienti, onde di Rossby e caldo europeo assume ulteriore interesse alla luce dei risultati di Rousi et al. (2022), richiamati anche nella revisione di Woollings e colleghi. In estate, la struttura dei gradienti dinamici alle alte e medie latitudini può contribuire alla presenza di configurazioni del getto favorevoli alla propagazione o alla persistenza delle onde; proprio l’aumento della persistenza degli stati a doppio getto è stato associato a una parte rilevante dell’accelerazione delle ondate di caldo nell’Europa occidentale. Woollings et al. osservano inoltre che il contrasto termico estivo fra il continente eurasiatico e l’Oceano Artico contribuisce alla formazione dell’Arctic frontal jet e a gradienti sufficientemente intensi da sostenere una certa propagazione ondulatoria anche a latitudini subpolari. Ciò sottolinea quanto la distribuzione dei gradienti dinamici, e non soltanto la velocità del vento in sé, sia importante per capire dove un’onda possa propagarsi, amplificarsi o eventualmente rompersi.
A questa prospettiva dinamica viene affiancata l’analisi delle Empirical Orthogonal Functions (EOF) applicata alle anomalie giornaliere della pressione media al livello del mare nell’intero dominio Nord Atlantico–Europa. L’EOF analysis consente di decomporre un campo atmosferico complesso in pattern spaziali ortogonali ordinati secondo la quantità di varianza spiegata. Nel caso specifico, il primo modo viene identificato con la Summer North Atlantic Oscillation, mentre il secondo è interpretato come Summer East Atlantic pattern. Tale approccio permette di distinguere la componente della variabilità riconducibile ai principali regimi atmosferici estivi dalla parte del segnale che può derivare da configurazioni sinottiche o ondulatorie più transitorie.
La SNAO costituisce infatti uno dei principali modi della variabilità atmosferica estiva nel settore Nord Atlantico. Folland et al. (2009) hanno mostrato come essa influenzi significativamente precipitazioni, temperatura e nuvolosità dell’Europa settentrionale attraverso modificazioni della posizione della storm track nord-atlantica. Pur presentando un’ampiezza inferiore rispetto alla NAO invernale, la SNAO riveste un ruolo importante negli estremi estivi dell’Europa nord-occidentale, contribuendo alla modulazione di episodi di siccità, precipitazioni abbondanti e stress termico. La somiglianza fra il primo EOF ottenuto da Krüger et al. e quello individuato da Folland et al., pur con un leggero spostamento longitudinale, suggerisce quindi che la procedura statistica riesca a isolare una struttura fisicamente riconoscibile della variabilità atmosferica estiva.
Il secondo EOF viene associato invece al Summer East Atlantic pattern. Wulff et al. (2017) hanno identificato il SEA come il secondo modo dominante della variabilità estiva a bassa frequenza nel settore euro-atlantico, dimostrando che le sue anomalie di circolazione esercitano un’influenza significativa sulla temperatura e sulle precipitazioni europee. Gli autori hanno inoltre mostrato che una parte della variabilità interannuale del SEA può essere collegata a riscaldamenti diabatici tropicali nel Pacifico e nei Caraibi, capaci di generare un treno di onde di Rossby che raggiunge le medie latitudini. Questo risultato evidenzia come la circolazione europea possa rispondere contemporaneamente a forzanti regionali atlantiche e a teleconnessioni provenienti da regioni molto più distanti. Di conseguenza, distinguere SNAO e SEA permette a Krüger et al. di verificare se la configurazione atmosferica associata alle SST del Nord Atlantico possa essere semplicemente interpretata come la manifestazione di uno di questi regimi oppure se contenga caratteristiche dinamiche ulteriori.
Particolarmente utile è la successiva proiezione dell’intero campo giornaliero di pressione sui pattern SNAO e SEA. Questa operazione produce serie temporali giornaliere definite “pseudo-PC”, che descrivono quanto fortemente la circolazione di ciascun giorno assomigli ai due modi atmosferici. Mentre una componente principale media stagionale consente di classificare l’estate nel suo complesso, una proiezione giornaliera permette di seguire l’evoluzione del regime atmosferico durante i giorni precedenti e successivi all’inizio dell’evento di SST. Ciò diventa essenziale in un’analisi composita nella quale il segnale evolve su una scala di alcuni giorni: un’estate può avere una SNAO media debole e tuttavia contenere un episodio di pochi giorni nel quale il pattern SNAO è molto pronunciato. La metodologia giornaliera permette pertanto di riconoscere questa variabilità transitoria che sarebbe nascosta dalla sola media stagionale.
L’analisi EOF presenta però un limite intrinseco: ogni modo è un pattern spaziale fisso, mentre la circolazione reale è caratterizzata da onde che nascono, si propagano, cambiano ampiezza, velocità e fase e infine decadono o si rompono. Per questo motivo Krüger et al. integrano l’analisi dei regimi con un vero e proprio filtraggio delle onde. L’altezza geopotenziale a 300 hPa viene sottoposta a una trasformata di Fourier lungo la longitudine, separando le strutture di grande scala associate ai numeri d’onda zonali 1–3 dalle componenti intermedie 4–15. Le prime vengono interpretate come onde planetarie, mentre le seconde rappresentano prevalentemente i Rossby wave packets di scala sinottica. Questa decomposizione permette di conservare l’informazione sulla fase e sulla propagazione longitudinale dei disturbi, cosa che non può essere ottenuta semplicemente analizzando alcuni EOF.
La distinzione è fisicamente importante. Le onde planetarie a basso numero d’onda presentano scale spaziali molto grandi e possono contribuire a configurazioni quasi stazionarie estese sull’intero emisfero, mentre i Rossby wave packets rappresentano strutture di ampiezza localizzata che tendono a propagare energia lungo il jet. La revisione di Wirth et al. (2018) definisce i Rossby wave packets come onde la cui ampiezza raggiunge un massimo localizzato e diminuisce allontanandosi da tale regione; tali pacchetti costituiscono un elemento fondamentale della dinamica della troposfera superiore e del cosiddetto downstream development, attraverso il quale una perturbazione può influenzare regioni situate migliaia di chilometri più a est.
Già Zimin et al. (2003) avevano sviluppato metodologie specifiche per individuare e seguire l’inviluppo dei pacchetti di onde di Rossby, sottolineando il loro ruolo nel trasferimento dell’energia cinetica nelle regioni extratropicali e nell’evoluzione baroclina a valle. Successivamente Wolf e Wirth hanno ulteriormente sviluppato strumenti diagnostici per descrivere la propagazione orizzontale dei pacchetti ondulatori. Questi lavori costituiscono il fondamento metodologico della scelta di utilizzare numeri d’onda intermedi per isolare la componente sinottica della circolazione.
Applicato al collegamento Nord Atlantico–Europa, tale approccio consente di rispondere a una domanda essenziale: il promontorio europeo associato agli eventi di SST è principalmente parte di una grande configurazione planetaria quasi stazionaria oppure rappresenta lo sviluppo a valle di un pacchetto di onde sinottiche formatosi o amplificatosi nel settore atlantico? Le due possibilità non sono mutuamente esclusive. Al contrario, una delle caratteristiche più interessanti della dinamica atmosferica consiste proprio nell’interazione fra le onde di scala sinottica, continuamente generate dalle perturbazioni barocline, e le strutture planetarie del flusso medio. L’energia prodotta dalla crescita baroclina può propagarsi lungo il jet e interagire con un pattern planetario preesistente, contribuendo alla sua amplificazione e, in determinate condizioni, alla formazione di blocchi atmosferici persistenti.
Ne deriva una concatenazione concettualmente molto coerente fra le differenti diagnostiche utilizzate nello studio. Il Maximum Eady Growth Rate identifica l’ambiente favorevole alla crescita delle perturbazioni; l’integrale della velocità verticale mostra dove la circolazione presenta una risposta ascendente organizzata; il gradiente di temperatura potenziale sulla tropopausa dinamica indica la presenza di una guida favorevole alla propagazione delle onde; il filtraggio di Fourier distingue la componente planetaria da quella associata ai pacchetti di Rossby; infine le EOF consentono di stabilire quanto la configurazione osservata proietti sui principali regimi atmosferici estivi, SNAO e SEA. Considerate insieme, queste variabili consentono quindi di seguire un potenziale percorso fisico che parte dalla baroclinicità della bassa troposfera nord-atlantica e arriva all’amplificazione delle anomalie di geopotenziale sulla troposfera superiore europea.
Un’attenzione altrettanto importante viene dedicata alla significatività statistica. Gli eventi estremi sono per loro natura relativamente rari e i compositi dello studio contengono campioni molto diversi fra loro: soltanto 12 eventi nelle categorie di SST fredde, 35 negli eventi neutri con tendenza negativa e 19 in ciascuna delle categorie calde. Una procedura statistica basata esclusivamente su assunzioni gaussiane potrebbe risultare poco appropriata quando le dimensioni campionarie sono così limitate e quando la distribuzione delle variabili atmosferiche può essere asimmetrica o contenere valori estremi. Per questo motivo gli autori ricorrono al bootstrap, tecnica di ricampionamento particolarmente utile per stimare empiricamente la distribuzione di una statistica. Fisher e Hall (1991) hanno specificamente discusso l’applicazione di algoritmi bootstrap a piccoli campioni, mostrando come il ricampionamento possa essere utilizzato per ricostruire proprietà della distribuzione senza dover imporre una forma parametrica rigida.
Nel caso di Krüger et al. vengono generate mille realizzazioni casuali a partire dai valori giornalieri estivi del periodo 1979–2019, mantenendo per ogni esperimento la stessa numerosità del composito reale. Si costruisce così una distribuzione empirica delle medie che ci si attenderebbe in assenza di una relazione specifica con gli eventi selezionati. Se la media osservata del composito ricade nelle code estreme di questa distribuzione, essa viene considerata statisticamente significativa al livello del 95%. La medesima logica viene applicata al composito dei 18 eventi di caldo europeo, per il quale ogni ricampionamento contiene esattamente 18 elementi. Questa procedura consente quindi di chiedere non semplicemente se un’anomalia sia grande, ma se sia sufficientemente insolita rispetto alla variabilità estiva complessiva da rendere poco probabile la sua comparsa per puro caso.
Occorre comunque interpretare correttamente anche la significatività statistica. Un risultato significativo non costituisce automaticamente una dimostrazione di causalità e, allo stesso modo, l’assenza di significatività in un punto geografico non implica necessariamente l’assenza di un processo fisico. Con campioni di 12–19 eventi, la potenza statistica rimane necessariamente limitata e la variabilità interna dell’atmosfera può essere molto elevata. Il valore metodologico dello studio deriva quindi soprattutto dalla convergenza di diagnostiche indipendenti: un’anomalia acquista maggiore credibilità fisica quando il segnale della temperatura è accompagnato da modificazioni coerenti della baroclinicità, dei moti verticali, della struttura della tropopausa, delle onde di Rossby e dei regimi della pressione atmosferica. Il bootstrap fornisce il controllo statistico, mentre la dinamica atmosferica offre il quadro causale da sottoporre a verifica.
Nel complesso, l’apparato metodologico sviluppato nelle sezioni 2.3–2.6 consente di affrontare il collegamento fra SST nord-atlantiche e caldo europeo attraverso una prospettiva molto più completa rispetto alla semplice correlazione fra due serie termiche. L’integrale della velocità verticale ricostruisce la struttura dei moti troposferici; il Maximum Eady Growth Rate valuta la predisposizione dell’ambiente alla crescita baroclina; il gradiente della temperatura potenziale sulla tropopausa dinamica permette di riconoscere le regioni favorevoli alla propagazione delle onde; l’analisi EOF identifica il contributo della SNAO e del Summer East Atlantic pattern; la decomposizione spettrale distingue le onde planetarie dai pacchetti di Rossby sinottici; infine il bootstrap verifica se le anomalie composite eccedano plausibilmente la normale variabilità atmosferica estiva. È proprio l’integrazione di questi strumenti a permettere di formulare una spiegazione fisicamente plausibile nella quale lo stato termico del Nord Atlantico, l’instabilità baroclina della storm track, la struttura della corrente a getto e la propagazione delle onde di Rossby possono concorrere alla formazione di un promontorio persistente sull’Europa.
In questa prospettiva, il Nord Atlantico deve essere considerato non semplicemente come un serbatoio termico adiacente all’Europa, ma come una regione nella quale interagiscono gradienti oceanici, flussi aria-mare, instabilità baroclina e storm track, generando perturbazioni che possono trasferire energia verso valle lungo le guide d’onda della troposfera superiore. Le ondate di caldo europee risultano così inserite in una dinamica atmosferica che può estendersi per migliaia di chilometri e nella quale fenomeni apparentemente distinti – raffreddamento delle SST subpolari, approfondimento della saccatura atlantica, intensificazione dei moti verticali, propagazione di un Rossby wave packet e sviluppo di un ridge europeo – possono rappresentare fasi successive dello stesso processo. La metodologia descritta da Krüger et al. è particolarmente efficace proprio perché consente di verificare separatamente ciascun anello di questa catena, evitando di attribuire alle SST un ruolo causale sulla base della sola coincidenza temporale e fornendo invece gli strumenti necessari per distinguere il semplice segnale statistico da una connessione sostenuta dalla dinamica dell’atmosfera.
RELAZIONE STATISTICA TRA LE SST DEL NORD ATLANTICO E LA TEMPERATURA DELL’ARIA A 2 METRI SULL’EUROPA
L’analisi della relazione statistica tra le temperature superficiali del mare del Nord Atlantico e le anomalie della temperatura dell’aria a due metri sull’Europa costituisce uno dei passaggi centrali dello studio di Krüger et al. (2023), poiché permette di stabilire se la configurazione osservata durante alcuni eventi eccezionali, caratterizzata dalla contemporanea presenza di un Atlantico subpolare relativamente freddo e di un continente europeo molto caldo, rappresenti una semplice coincidenza oppure una caratteristica ricorrente della variabilità climatica estiva euro-atlantica. Gli episodi del 2015 e del 2018 costituiscono due esempi particolarmente evidenti: durante il periodo compreso tra il 12 luglio e l’8 agosto 2018 le anomalie della SST nella regione nord-atlantica a sud della Groenlandia raggiunsero valori prossimi a −2,5 °C, mentre sulla Scandinavia e sull’Europa centrale furono osservate anomalie positive della temperatura dell’aria a due metri fino a circa +4 °C. Il contrasto termico fra i due settori, tuttavia, non deve essere interpretato come la prova immediata di un rapporto causale diretto; esso rappresenta piuttosto il punto di partenza per verificare statisticamente e dinamicamente se determinate condizioni oceaniche possano essere associate a una successiva evoluzione della circolazione atmosferica favorevole al caldo europeo.
La prima evidenza emerge sulla scala stagionale. Dopo avere rimosso il ciclo stagionale e il trend lineare, le anomalie medie di giugno, luglio e agosto della T2m europea e delle SST del Nord Atlantico mostrano una tendenza a evolvere in senso opposto, producendo una relazione apparentemente anticorrelata. Per quantificare questo contrasto gli autori introducono la differenza ΔT tra la temperatura dell’Europa centrale e quella superficiale del settore oceanico nord-atlantico. Tale indice raggiunge valori particolarmente elevati durante alcune delle estati caratterizzate da importanti episodi di caldo, fra cui 1992, 1994, 2003, 2015 e 2018. La sua correlazione con una delle prime formulazioni della Summer North Atlantic Oscillation, ricavata dal contrasto termico fra Ilulissat in Groenlandia e Vienna, raggiunge R = +0,75 con un p-value inferiore a 0,001. Questo risultato suggerisce che il contrasto termico fra Atlantico e continente europeo contenga una componente strettamente connessa all’organizzazione della circolazione atmosferica estiva, ma non dimostra che tutte le grandi differenze ΔT possano essere ricondotte a una medesima configurazione dinamica.
Il caso dell’estate 2003 è estremamente istruttivo sotto questo profilo. L’elevatissimo ΔT deriva prevalentemente dalla forte anomalia positiva della temperatura europea e soltanto marginalmente da una debole anomalia negativa della SST nord-atlantica. Questo episodio costituisce quindi una sorta di controesempio naturale rispetto a una lettura deterministica del rapporto Atlantico–Europa: un’ondata di caldo eccezionale può svilupparsi anche senza la presenza di SST fortemente negative nel box subpolare considerato. Ne consegue che le SST fredde a sud della Groenlandia non rappresentano una condizione necessaria per la formazione delle ondate di caldo europee. Il loro possibile ruolo deve invece essere interpretato come quello di un fattore di precondizionamento o di modulazione capace di modificare la probabilità, l’intensità o la persistenza di alcune configurazioni atmosferiche, mentre altri eventi possono essere prodotti attraverso differenti percorsi dinamici.
Questa conclusione risulta coerente con la più ampia comprensione fisica delle ondate di caldo. Gli estremi termici continentali non dipendono da un unico precursore, ma dall’interazione tra circolazione atmosferica su larga scala, avvezione termica, subsidenza, radiazione solare, condizioni del suolo e persistenza dei regimi atmosferici. Nel caso europeo, la presenza di un promontorio anticiclonico quasi stazionario può favorire contemporaneamente avvezione di aria molto calda, compressione adiabatica durante la subsidenza, riduzione della nuvolosità e incremento dell’energia solare disponibile alla superficie. Il Nord Atlantico può concorrere a creare o rafforzare l’ambiente dinamico nel quale tale promontorio si sviluppa, ma rappresenta soltanto una delle componenti del sistema. Gli esperimenti numerici di Bischof et al. (2023), effettuati modificando le condizioni della SST nord-atlantica, hanno fornito un importante sostegno a questa interpretazione: SST fredde nel Nord Atlantico subpolare possono influire sulle caratteristiche delle ondate di caldo europee, aumentando in particolare la loro durata e magnitudo, senza implicare che ogni evento caldo sia necessariamente originato dallo stesso meccanismo.
Un interrogativo fondamentale riguarda quindi la possibilità che gli elevati valori di ΔT siano semplicemente manifestazioni dei principali modi della variabilità atmosferica estiva. La Summer North Atlantic Oscillation (SNAO) rappresenta il primo candidato. Folland et al. (2009) hanno definito la SNAO come il principale EOF della pressione atmosferica estiva nel settore nord-atlantico e hanno mostrato come essa moduli in maniera significativa la posizione della corrente occidentale e numerose caratteristiche climatiche dell’Europa durante luglio e agosto. Nello studio di Krüger et al., la SNAO presenta una fase positiva durante l’estate 2018, coerente con la forte anomalia calda osservata sulla Scandinavia, mentre appare negativa nel 1992 e nel 2015. Già questa alternanza dimostra che estati accomunate da un elevato contrasto termico Atlantico–Europa possono manifestarsi durante fasi opposte della SNAO.
Una conclusione analoga emerge considerando il Summer East Atlantic pattern (SEA), identificato mediante il secondo EOF. Il SEA tende verso la fase positiva durante le estati del 1992, 1994 e 2018, ma non presenta una fase distintiva nell’estate eccezionalmente calda del 2003. Wulff et al. (2017) hanno dimostrato che il Summer East Atlantic pattern esercita una significativa influenza sulle anomalie di temperatura e precipitazione europee e può essere collegato anche a forzanti tropicali capaci di generare onde di Rossby dirette verso l’Atlantico e l’Europa. Ciò evidenzia ulteriormente come la circolazione estiva euro-atlantica non possa essere descritta attraverso un unico indice: SNAO e SEA rappresentano importanti modi statistici, ma non esauriscono la variabilità atmosferica responsabile degli estremi.
Il fatto che né PC1, rappresentativa della SNAO, né PC2, associata al SEA, mostrino una corrispondenza sistematica con tutti i grandi valori di ΔT è pertanto un risultato scientificamente rilevante. Esso suggerisce che l’associazione tra SST nord-atlantiche e caldo europeo non possa essere semplicemente ridotta alla proiezione della circolazione su uno dei due principali EOF stagionali. Questo risultato è anche una conseguenza della scala temporale utilizzata. Le medie stagionali JJA possono infatti attenuare fortemente episodi atmosferici che persistono soltanto per una o due settimane. Un’intensa configurazione anticiclonica può dominare il tempo europeo per quindici giorni e provocare un’ondata di caldo eccezionale, ma il suo segnale può risultare notevolmente ridotto quando viene mediato insieme agli altri settanta o ottanta giorni della stagione. Per questo motivo lo studio passa successivamente dai valori medi stagionali alla variabilità giornaliera, utilizzando le proiezioni quotidiane sui pattern SNAO e SEA e soprattutto l’analisi lead–lag dei compositi.
La distinzione tra scala stagionale e scala sinottico-substagionale è particolarmente importante nello studio delle ondate di caldo. I regimi atmosferici che producono gli estremi possono svilupparsi rapidamente attraverso l’amplificazione di onde di Rossby, la formazione di blocchi atmosferici o lo sviluppo a valle di perturbazioni barocline. Un indice stagionale può descrivere lo stato medio della circolazione, ma non necessariamente la sequenza dinamica che conduce all’evento. L’estate 2018 ne rappresenta un esempio significativo: studi dedicati a quell’episodio hanno evidenziato l’importanza del blocking atmosferico persistente, delle anomalie della corrente a getto e della configurazione ondulatoria su larga scala nella formazione delle temperature estreme sull’Europa settentrionale. La presenza contemporanea di SST fredde nel Nord Atlantico subpolare deve quindi essere collocata all’interno di questa evoluzione dinamica, anziché essere considerata isolatamente.
Quando l’analisi viene condotta utilizzando i dati giornalieri, emerge inoltre una marcata asimmetria temporale nella distribuzione degli eventi di SST. Fra i dodici episodi caratterizzati da SST fredde e contemporaneamente in diminuzione, cinque si concentrano nel periodo 1985–1995, mentre soltanto due vengono individuati fra il 1995 e il 2010. La distribuzione degli eventi caldi con tendenza negativa presenta un comportamento quasi opposto: soltanto due dei diciannove episodi ricadono nel periodo 1985–1995, mentre undici si verificano nei quindici anni successivi. Krüger et al. osservano che tale cambiamento, localizzato approssimativamente attorno alla metà degli anni Novanta, risulta coerente con la transizione della variabilità multidecadale atlantica da una fase relativamente fredda a una fase relativamente calda.
Questa interpretazione si inserisce nella letteratura sulla Atlantic Multidecadal Variability (AMV), cioè la variabilità delle SST dell’Atlantico settentrionale su scale decadali e multidecadali. Sutton e Hodson (2005) mostrarono che le variazioni multidecadali delle temperature dell’Atlantico possono esercitare una significativa influenza sul clima estivo del Nord America e dell’Europa, indicando che lo stato termico dell’oceano può modulare la circolazione atmosferica e le condizioni climatiche continentali su scale temporali molto più lunghe rispetto ai singoli eventi sinottici. Studi successivi hanno confermato che l’AMV è associata a importanti variazioni del clima europeo estivo, pur evidenziando che la separazione tra variabilità oceanica interna, risposta atmosferica e forzanti esterne è complessa e non può essere ricondotta a una semplice oscillazione periodica. Pertanto, nello studio di Krüger et al., l’AMV non viene utilizzata come spiegazione diretta delle singole ondate di caldo, ma come possibile modulatore del numero e del tipo di eventi SST che vengono campionati nei diversi decenni.
Questo punto introduce una distinzione concettuale essenziale fra variabilità multidecadale e meccanismo sinottico. Se durante una fase calda dell’AMV il background della SST nord-atlantica risulta mediamente più elevato, sarà statisticamente più facile che un episodio con tendenza negativa venga classificato come “caldo in raffreddamento” anziché come “freddo in raffreddamento”; durante una fase multidecadale più fredda può accadere l’opposto. Questo non significa necessariamente che il processo atmosferico associato alla diminuzione della SST sia completamente differente. Una saccatura atlantica, per esempio, può produrre un rapido raffreddamento della superficie oceanica attraverso flussi di calore verso l’atmosfera sia partendo da condizioni relativamente fredde sia partendo da condizioni relativamente calde. Lo stato multidecadale dell’oceano modifica però il valore assoluto sul quale tale perturbazione si sovrappone e quindi la categoria nella quale l’evento viene classificato.
La limitata influenza del detrending sulla selezione degli eventi rafforza questa interpretazione. Nel dominio nord-atlantico utilizzato dagli autori, il trend lineare delle SST tra il 1979 e il 2019 è sufficientemente piccolo da non modificare sostanzialmente l’identificazione degli episodi estremi. Di conseguenza, la marcata variazione del numero relativo di eventi freddi e caldi nel corso dei decenni non può essere semplicemente spiegata come effetto di una tendenza lineare monotona. La variabilità a bassa frequenza dell’Atlantico e la circolazione atmosferica contribuiscono invece a produrre oscillazioni non lineari e multidecadali sovrapposte al trend climatico generale.
Un altro risultato particolarmente significativo riguarda gli anni caratterizzati dai maggiori valori del contrasto ΔT. 1992, 1994, 2015 e 2018 contribuiscono tutti con almeno un episodio al composito delle SST fredde con tendenza negativa, mentre il 2003 costituisce nuovamente l’eccezione. La ricorrenza dei primi quattro anni suggerisce che la combinazione fra anomalie oceaniche fredde e ulteriore diminuzione della SST sia effettivamente presente durante una frazione rilevante delle grandi configurazioni Europa-calda/Atlantico-freddo. Tuttavia, il fatto che non tutti gli eventi estremi seguano tale schema conferma che ci troviamo di fronte a una relazione probabilistica e non deterministica.
La Tabella 1 dello studio permette di spingersi oltre la semplice contemporaneità e di affrontare il problema cruciale della sequenza temporale. In quattro casi viene individuata una corrispondenza fra il composito delle SST fredde con tendenza negativa e quello degli eventi di caldo europeo. Particolarmente interessanti sono gli episodi del 1992, 1994 e 2015, nei quali l’inizio dell’evento SST precede quello del caldo europeo di circa 6–10 giorni. Tale intervallo è fisicamente plausibile per un processo atmosferico di sviluppo a valle: una perturbazione può intensificarsi nel Nord Atlantico, modificare i flussi aria-mare e contemporaneamente generare o amplificare un pacchetto di onde di Rossby che, propagandosi lungo la corrente occidentale, favorisce alcuni giorni più tardi la formazione di un ridge sull’Europa.
Il caso del 2015 assume particolare importanza perché era stato analizzato già prima dello studio composito. Le ricerche sull’evento avevano evidenziato la presenza di SST eccezionalmente fredde nell’Atlantico subpolare e avevano discusso la loro possibile relazione con l’ondata di caldo europea. Il successivo lavoro di Krüger et al. ha collocato il 2015 all’interno di un insieme più ampio di episodi, mostrando che un evento di SST fredda e in diminuzione verificatosi il 25 giugno precedeva l’inizio dell’ondata di caldo europea dei primi giorni di luglio. Il più recente studio modellistico di Krüger et al. (2026) riprende esplicitamente questo meccanismo e mostra che, nelle rianalisi ERA5, gli eventi di SST subpolari fredde accompagnati da tendenza negativa sono seguiti da una sequenza comprendente intensificazione dei flussi di calore latente verso l’atmosfera, moti ascendenti nel Nord Atlantico, sviluppo di una saccatura e successiva formazione di un ridge europeo con anomalie termiche positive a circa cinque-sette giorni di distanza.
Questi risultati più recenti sono particolarmente importanti perché forniscono una verifica indipendente della relazione statistica individuata nel lavoro del 2023. Krüger et al. (2026), confrontando sette modelli climatici accoppiati, hanno mostrato che le configurazioni con oceano a maggiore risoluzione riproducono più realisticamente il collegamento osservato tra SST nord-atlantiche e caldo europeo. Nei modelli a bassa risoluzione i bias delle SST e dei flussi di calore tendono a indebolire la baroclinicità della bassa troposfera, i moti ascendenti, le precipitazioni e la saccatura atlantica; di conseguenza viene sottostimato anche il successivo promontorio europeo e il relativo riscaldamento superficiale. Le configurazioni ad alta risoluzione mostrano invece una migliore rappresentazione della componente stazionaria dell’attività delle onde di Rossby e della persistenza del sistema saccatura–promontorio. Questo risultato conferma che il legame statistico osservato non sembra dipendere soltanto da una coincidenza fra due serie termiche, ma possiede una struttura dinamica riproducibile nei modelli quando gli scambi oceano-atmosfera vengono rappresentati adeguatamente.
Il caso del 2002, nel quale la data formalmente identificata come inizio dell’evento SST avviene tre giorni dopo l’inizio del caldo europeo, mostra però quanto sia importante distinguere la data convenzionale di superamento della soglia dall’inizio fisico del processo. Un evento viene classificato come “freddo” soltanto quando la SST attraversa il decimo percentile; il raffreddamento può però essere iniziato diversi giorni prima. Pertanto, se al momento dell’inizio dell’ondata di caldo la SST sta già diminuendo ma non ha ancora oltrepassato la soglia statistica, la data formalmente assegnata all’evento oceanico apparirà successiva, nonostante il processo atmosferico-oceanico sia già in corso. Questo costituisce un esempio molto chiaro della differenza fra una definizione statistica di onset e l’effettiva evoluzione fisica di un sistema.
Proprio per evitare che le conclusioni dipendano eccessivamente da pochi casi coincidenti, gli autori non attribuiscono a queste quattro corrispondenze temporali un valore probabilistico definitivo. La numerosità è troppo piccola e non viene imposto a priori un criterio formale per definire quale distanza temporale debba essere considerata una corrispondenza. La presenza di tre casi nei quali il raffreddamento precede il caldo europeo di 6–10 giorni rappresenta quindi un’indicazione interessante, ma non una dimostrazione statistica. È metodologicamente corretto che lo studio utilizzi questi episodi soltanto come motivazione per passare a un’analisi più generale lead–lag, nella quale l’intera evoluzione spazio-temporale viene mediata su tutti gli eventi e confrontata con una distribuzione bootstrap.
Dal punto di vista fisico, la presenza di un ritardo di alcuni giorni fra l’evento atlantico e l’anomalia europea è precisamente ciò che ci si attenderebbe se il collegamento fosse mediato dalle dinamiche della troposfera anziché da una risposta termica istantanea. Il raffreddamento dell’oceano può essere associato all’intensificazione dei flussi di calore sensibile e latente verso un’atmosfera sovrastante relativamente fredda e secca; contemporaneamente, la maggiore baroclinicità può favorire lo sviluppo della perturbazione. L’ascesa delle masse d’aria e il rilascio di calore latente contribuiscono alla dinamica della troposfera superiore, mentre il segnale può propagarsi verso est sotto forma di attività ondulatoria. A valle della saccatura atlantica tende quindi a svilupparsi un’anomalia anticiclonica sull’Europa centrale, dove subsidenza, avvezione calda e condizioni relativamente serene favoriscono l’aumento della T2m. La relazione statistica SST–T2m assume pertanto un significato molto più convincente quando viene letta come espressione superficiale di questa sequenza tridimensionale.
Anche gli esperimenti di Bischof et al. (2023) contribuiscono a separare la componente di risposta atmosferica da quella di feedback oceanico. Nelle loro simulazioni con ECHAM6, la modifica delle SST subpolari nord-atlantiche produce cambiamenti statisticamente rilevanti nelle caratteristiche delle ondate di caldo europee, indicando che lo stato dell’oceano può retroagire sulla circolazione e non deve essere considerato esclusivamente una conseguenza della stessa configurazione atmosferica che produce il caldo continentale. Ne deriva una relazione bidirezionale: la circolazione atmosferica può raffreddare il Nord Atlantico attraverso i flussi aria-mare e, contemporaneamente, il gradiente di SST risultante può modificare la baroclinicità e contribuire alla successiva evoluzione della circolazione.
Questo quadro aiuta anche a interpretare correttamente l’anticorrelazione stagionale osservata all’inizio dell’analisi. Un coefficiente di correlazione, per quanto elevato e statisticamente significativo, non identifica da solo il verso della causalità. La relazione tra SST e T2m può contenere simultaneamente il segnale della circolazione atmosferica che agisce sulle due regioni in senso opposto, la memoria termica dell’oceano e la retroazione delle anomalie oceaniche sulla dinamica atmosferica. In altre parole, un Nord Atlantico freddo e un’Europa calda possono essere in parte prodotti dalla medesima configurazione ondulatoria, mentre lo stato preesistente dell’oceano può a sua volta rendere tale configurazione più o meno favorevole alla persistenza. È precisamente per distinguere queste possibilità che lo studio non si arresta alla correlazione fra le serie temporali.
L’importanza della variabilità multidecadale aggiunge un ulteriore livello di complessità. Sutton e Hodson hanno mostrato come le variazioni lente delle SST atlantiche possano modificare il clima estivo europeo, mentre il lavoro di Krüger et al. suggerisce che questo background possa influenzare anche la frequenza con cui vengono osservati diversi tipi di eventi SST su scala giornaliera. Si crea così una gerarchia di scale temporali: l’AMV modifica lentamente lo stato di fondo dell’Atlantico; su questo background si sviluppano perturbazioni sinottiche capaci di alterare rapidamente le SST attraverso i flussi aria-mare; le perturbazioni e i relativi pacchetti di onde possono propagarsi verso l’Europa nell’arco di alcuni giorni; infine, quando il ridge diventa sufficientemente persistente, i processi continentali possono amplificare l’anomalia termica. La stessa ondata di caldo risulta quindi dall’interazione fra fenomeni che agiscono da pochi giorni a diversi decenni.
Nel complesso, la relazione statistica individuata tra le SST del Nord Atlantico e la T2m europea deve essere interpretata come un’indicazione robusta dell’esistenza di una connessione dinamica preferenziale, ma non come una legge deterministica. Gli anni 1992, 1994, 2015 e 2018 mostrano come importanti contrasti termici Atlantico–Europa possano essere accompagnati da episodi di SST fredde e in diminuzione; il 2003 dimostra contemporaneamente che un’estrema anomalia calda europea può svilupparsi anche in assenza di un forte segnale freddo atlantico. La SNAO e il SEA contribuiscono a descrivere la variabilità atmosferica, ma nessuno dei due modi, considerato isolatamente e su scala stagionale, spiega sistematicamente tutti gli eventi caratterizzati da elevato ΔT. L’AMV sembra modulare la distribuzione temporale delle categorie di SST, mentre la scala giornaliera rivela indizi di un ritardo di circa una settimana fra alcuni episodi di raffreddamento nord-atlantico e l’inizio del caldo europeo.
La forza dell’impostazione di Krüger et al. risiede quindi nel passaggio progressivo dalla coincidenza spaziale alla relazione statistica, dalla relazione statistica alla sequenza temporale e dalla sequenza temporale all’interpretazione dinamica. Il contrasto osservato fra un Atlantico subpolare freddo e un’Europa centrale calda costituisce soltanto il primo indizio. L’anticorrelazione delle anomalie stagionali dimostra che il segnale ricorre nel tempo; la classificazione giornaliera mostra che lo stato assoluto e soprattutto la tendenza delle SST possiedono informazioni differenti; le corrispondenze temporali suggeriscono che alcuni episodi oceanici precedano il caldo europeo di diversi giorni; gli esperimenti modellistici indipendenti indicano che le SST possono realmente modulare le caratteristiche delle ondate di caldo; infine, le più recenti simulazioni accoppiate ad alta risoluzione mostrano che una migliore rappresentazione degli scambi aria-mare e della dinamica mesoscalare dell’Atlantico migliora contemporaneamente la simulazione della saccatura nord-atlantica, del ridge europeo e delle anomalie positive della temperatura continentale.
Ne emerge quindi una visione nella quale il Nord Atlantico costituisce una componente fondamentale del sistema climatico estivo euro-atlantico. Le SST a sud della Groenlandia non rappresentano un semplice “segnale precursore” universalmente valido, né la loro diminuzione deve essere considerata la causa unica delle ondate di caldo. Esse possono però fornire informazioni sullo stato del sistema oceano-atmosfera e sull’evoluzione della storm track, della baroclinicità e della circolazione ondulatoria. La prospettiva lead–lag introdotta alla fine della sezione diventa pertanto decisiva: solo seguendo l’evoluzione delle anomalie prima e dopo l’inizio degli eventi e verificandone la significatività attraverso il bootstrap è possibile stabilire se il raffreddamento atlantico sia sistematicamente seguito da una risposta europea coerente. In questa prospettiva, la relazione SST–T2m assume un valore non soltanto descrittivo, ma potenzialmente predittivo, poiché una migliore rappresentazione dello stato termico e dinamico del Nord Atlantico potrebbe contribuire ad accrescere la capacità dei modelli di anticipare alcune configurazioni favorevoli agli estremi termici europei su scale temporali subseasonal. I risultati modellistici più recenti indicano proprio questa direzione, mostrando che una descrizione più realistica dell’oceano e delle interazioni aria-mare può migliorare la simulazione degli eventi di caldo a valle sull’Europa.
Tabella 1 – Corrispondenza temporale tra eventi di raffreddamento delle SST nord-atlantiche e ondate di caldo sull’Europa
La Tabella 1 costituisce uno degli elementi più interessanti dello studio di Krüger et al. (2023), poiché permette di passare dalla semplice osservazione di un contrasto termico tra il Nord Atlantico e l’Europa alla valutazione della sua possibile organizzazione temporale. Gli autori confrontano due popolazioni di eventi selezionate in maniera indipendente: dodici episodi caratterizzati da SST eccezionalmente fredde nel settore del Nord Atlantico compreso tra 45–60°N e 15–40°W e contemporaneamente soggette a una tendenza negativa, e diciotto episodi di caldo europeo identificati nel dominio 45–52,5°N e 0–20°E attraverso anomalie della temperatura dell’aria a due metri particolarmente elevate. Questa distinzione metodologica è fondamentale perché impedisce di selezionare a posteriori soltanto i casi nei quali oceano e continente mostrano apparentemente una relazione. Gli eventi oceanici e quelli continentali vengono prima identificati secondo criteri quantitativi indipendenti; soltanto successivamente vengono confrontate le rispettive date per verificare l’esistenza di corrispondenze temporali.
La serie degli eventi nord-atlantici comprende il 3 agosto 1985, 27 luglio 1986, 6 agosto 1988, 28 luglio 1992, 21 giugno 1994, 19 giugno 2002, 26 agosto 2009, 5 luglio 2011, 25 giugno 2015, 29 luglio 2017, 16 giugno 2018 e 26 luglio 2018. Gli eventi di caldo europeo individuati separatamente comprendono invece il 9 luglio 1983, 7 agosto 1992, 27 giugno e 4 agosto 1994, 6 giugno 1996, 5 giugno 1998, 16 giugno 2002, 10 giugno e 3 agosto 2003, 19 luglio 2006, 9 luglio 2010, 19 agosto 2012, 17 giugno 2013, 8 giugno 2014, 1 luglio 2015, 26 agosto 2016, 19 giugno 2017 e 24 giugno 2019. All’interno di questi due insiemi gli autori evidenziano quattro casi nei quali emerge una corrispondenza temporale particolarmente evidente: 1992, 1994, 2002 e 2015. È importante sottolineare che la tabella non propone una relazione uno-a-uno fra i dodici episodi oceanici e i diciotto eventi continentali; al contrario, la presenza di numerosi casi senza corrispondenza costituisce una parte essenziale del risultato e dimostra immediatamente che le SST fredde del Nord Atlantico non rappresentano una condizione necessaria né sufficiente per la formazione di ogni ondata di caldo europea.
Il caso del 1992 è uno dei più chiari dal punto di vista della sequenza temporale. L’evento caratterizzato da SST fredde e in diminuzione inizia il 28 luglio, mentre il caldo europeo viene identificato il 7 agosto, circa dieci giorni più tardi. Nel 1994 la distanza è ancora più breve: l’evento oceanico del 21 giugno precede quello europeo del 27 giugno di circa sei giorni. Nel 2015 si osserva una successione quasi analoga, con l’evento SST identificato il 25 giugno e il superamento della soglia di caldo europeo il 1° luglio, ancora una volta con un ritardo di circa sei giorni. Considerati insieme, questi tre episodi suggeriscono quindi una scala temporale caratteristica dell’ordine di 6–10 giorni tra il raggiungimento delle condizioni utilizzate per identificare l’evento oceanico e l’inizio dell’evento termico continentale. Krüger et al. interpretano questa successione come un primo indizio, non ancora come una prova causale, di una relazione lead–lag fra l’evoluzione del Nord Atlantico e quella della temperatura europea.
Un intervallo di circa una settimana risulta particolarmente interessante dal punto di vista della dinamica atmosferica. Esso è troppo breve per essere interpretato come una risposta climatica lenta dell’oceano, ma è pienamente compatibile con le scale temporali associate allo sviluppo delle perturbazioni barocline, alla propagazione dei pacchetti di onde di Rossby e alla costruzione di promontori anticiclonici a valle. Una perturbazione che si approfondisce sul Nord Atlantico può infatti modificare rapidamente i flussi di calore tra oceano e atmosfera e, contemporaneamente, generare o intensificare anomalie della circolazione nella troposfera superiore. L’energia ondulatoria può successivamente propagarsi verso est lungo la corrente a getto, determinando uno sviluppo a valle nel quale alla saccatura atlantica segue la formazione di un ridge sull’Europa. Una volta consolidatosi, quest’ultimo favorisce avvezione calda, subsidenza, cieli più sereni e accumulo di calore alla superficie, condizioni tipiche degli eventi termici continentali. Il ritardo di 6–10 giorni osservato in alcuni casi della Tabella 1 è quindi coerente, almeno qualitativamente, con una possibile evoluzione dinamica di questo tipo.
Ciò non significa però che il raffreddamento della superficie oceanica rappresenti necessariamente il primo anello causale della catena. Una delle interpretazioni più importanti dello studio è precisamente quella della bidirezionalità dell’interazione oceano-atmosfera. Una profonda saccatura sul Nord Atlantico può trasportare aria relativamente fredda e secca sopra la superficie marina, aumentando i flussi turbolenti di calore dall’oceano verso l’atmosfera e producendo una diminuzione delle SST. Nello stesso momento la perturbazione atmosferica può contribuire alla formazione del promontorio a valle. Pertanto, una SST che diventa rapidamente più fredda può costituire almeno in parte una firma superficiale della stessa dinamica atmosferica che, qualche giorno più tardi, favorisce il caldo europeo. Krüger et al. cercano proprio di distinguere questo effetto atmosferico dal possibile ruolo di feedback esercitato successivamente dall’anomalia oceanica sulla baroclinicità e sulla storm track.
Il caso del 2002 mostra con particolare chiarezza la difficoltà di stabilire il verso temporale del processo utilizzando esclusivamente le date formali di onset. L’evento di caldo europeo viene identificato il 16 giugno, mentre quello di SST fredda compare il 19 giugno, tre giorni più tardi. Apparentemente il caldo precederebbe quindi il raffreddamento oceanico. Tuttavia, la data riportata nella tabella non coincide necessariamente con il momento nel quale la SST ha iniziato a diminuire: rappresenta il giorno nel quale l’anomalia attraversa la soglia quantitativa richiesta per entrare nella categoria degli eventi freddi. Il raffreddamento può essere iniziato diversi giorni prima, quando la SST si trovava ancora al di sopra del decimo percentile. Gli stessi autori sottolineano questa possibilità e considerano pertanto plausibile che i due episodi appartengano alla medesima evoluzione atmosferico-oceanica, pur non essendo possibile dimostrarlo semplicemente dalle date della tabella.
Questa distinzione tra inizio fisico del processo e onset statistico dell’evento è cruciale. Una soglia percentile è indispensabile per rendere la classificazione oggettiva e riproducibile, ma inevitabilmente introduce una certa artificialità nella determinazione della data iniziale. Se, per esempio, una SST passa gradualmente da un’anomalia moderatamente negativa a una estremamente negativa nell’arco di una settimana, l’interazione atmosfera-oceano che produce il raffreddamento opera durante tutto il periodo, mentre la classificazione formale dell’evento viene assegnata soltanto al giorno del superamento del percentile prestabilito. Analogamente, il caldo europeo può iniziare a intensificarsi prima che la T2m superi il 95° percentile. La distanza tra le due date riportate in tabella non deve quindi essere interpretata come una misura precisa del tempo impiegato da una perturbazione oceanica per “causare” il caldo europeo; è piuttosto un indicatore della sequenza statistica delle due anomalie estreme.
Tra i quattro casi coincidenti, il 2015 riveste un’importanza particolare perché rappresenta uno degli episodi per i quali il collegamento tra Nord Atlantico freddo e caldo europeo era stato studiato già indipendentemente. Duchez et al. (2016) mostrarono che nel 2015 vaste regioni del Nord Atlantico medio-alto presentarono temperature superficiali oceaniche eccezionalmente basse, mentre l’Europa sperimentò una delle maggiori ondate di caldo del periodo osservativo considerato dagli autori. L’anomalia fredda oceanica fu ricondotta a una combinazione di intense perdite di calore avvenute negli inverni precedenti, contenuto termico anomalo dell’oceano e processi dinamici, compresa la riemersione di masse d’acqua fredde. Lo studio mise inoltre in evidenza una relazione tra lo stato termico dell’Atlantico e la configurazione atmosferica associata all’evento europeo del 2015.
Inserire il 2015 all’interno della Tabella 1 assume quindi un valore metodologico importante: ciò che inizialmente era stato osservato come caso eccezionale viene confrontato con diversi decenni di dati e appare come una delle manifestazioni di un comportamento che, pur non essendo universale, ricorre in altri anni. Il 1992 e il 1994 mostrano infatti sequenze temporali paragonabili e il composito complessivo dello studio estende ulteriormente questo risultato: partendo non più dai soli quattro “match” della tabella ma dall’intero campione di eventi di caldo europeo, Krüger et al. rilevano che una tendenza negativa delle SST del Nord Atlantico precede 15 dei 18 eventi di caldo, mentre SST relativamente fredde sono presenti in 14 dei 18 casi. Questa evidenza successiva è molto più significativa della semplice conta delle coincidenze in Tabella 1, perché utilizza l’intera evoluzione della SST nei giorni precedenti gli eventi europei e non richiede necessariamente che l’anomalia superi la soglia estrema utilizzata per classificare formalmente un “cold SST event”.
Proprio questa distinzione consente di comprendere perché la Tabella 1 mostri soltanto quattro corrispondenze evidenziate in grassetto, mentre l’analisi composita successiva riveli una relazione molto più diffusa. Affinché un evento compaia nella colonna di sinistra, la SST deve infatti essere non soltanto in diminuzione, ma sufficientemente fredda da superare la soglia estrema richiesta dagli autori e mantenere tale condizione secondo i criteri di durata e indipendenza stabiliti. Un’ondata di caldo europea può quindi essere preceduta da un marcato raffreddamento dell’Atlantico senza che la SST raggiunga necessariamente il decimo percentile. In questo senso, la tendenza della SST può contenere un’informazione dinamica più generale rispetto al suo valore assoluto. È una delle conclusioni concettualmente più interessanti dello studio: l’oceano non deve necessariamente trovarsi in una condizione eccezionalmente fredda perché la sua evoluzione sia associata alla successiva configurazione atmosferica europea.
Il 2003 rappresenta il caso complementare e mostra perché sia necessario evitare una spiegazione monocausale delle ondate di caldo europee. Nella colonna degli eventi europei compaiono due episodi, il 10 giugno e il 3 agosto 2003, ma nessuno dei due possiede una corrispondenza con un evento estremo di SST fredda e in diminuzione. Come già evidenziato nell’analisi della Figura 1, l’elevato contrasto termico tra Europa e Nord Atlantico durante quell’estate derivò soprattutto dall’enorme anomalia positiva della temperatura continentale, mentre la componente negativa della SST nord-atlantica risultò modesta. Krüger et al. utilizzano implicitamente questo caso per dimostrare che il meccanismo analizzato rappresenta una possibile via dinamica verso il caldo europeo, non l’unica.
Ciò è pienamente coerente con la letteratura sulle ondate di caldo europee. Blocking atmosferico, avvezione meridionale, onde di Rossby quasi stazionarie, sviluppo a valle delle perturbazioni e interazioni suolo-atmosfera possono produrre eventi termici estremi attraverso combinazioni differenti. Una volta instauratosi un anticiclone persistente, il riscaldamento continentale può intensificarsi mediante elevata insolazione, riduzione delle precipitazioni ed essiccamento del terreno. La revisione di Kautz et al. mostra che gli eventi caldi europei sono strettamente connessi al blocking proprio perché quest’ultimo può favorire sia l’accumulo di calore attraverso il trasporto atmosferico sia il riscaldamento diabatico attraverso radiazione e flussi superficiali.
Un ulteriore meccanismo capace di collegare dinamicamente il Nord Atlantico al successivo ridge europeo riguarda il riscaldamento diabatico nella troposfera. Zschenderlein et al. (2020), ricostruendo mediante traiettorie lagrangiane le masse d’aria associate agli anticicloni dell’alta troposfera durante le ondate di caldo europee, hanno mostrato che una parte rilevante di queste masse d’aria viene riscaldata diabaticamente nei giorni precedenti il loro ingresso nel promontorio. Circa il 25–45% delle particelle considerate sperimenta riscaldamento diabatico nei tre giorni precedenti l’arrivo e la percentuale cresce al 35–50% considerando una finestra di sette giorni. Una delle regioni nelle quali tale riscaldamento avviene è proprio il Nord Atlantico occidentale, dove le correnti ascendenti dei cicloni extratropicali trasportano aria umida verso l’alto e la condensazione libera calore latente.
Questo processo fornisce un’interpretazione particolarmente interessante del ritardo osservato tra alcuni degli eventi riportati nella Tabella 1. L’intensificazione ciclonica atlantica può contemporaneamente favorire il raffreddamento della superficie oceanica attraverso i flussi aria-mare e generare riscaldamento diabatico nelle correnti ascendenti. Le modificazioni della vorticità potenziale associate alla liberazione di calore latente contribuiscono alla costruzione del ridge a valle. Il risultato finale può quindi essere una configurazione nella quale un episodio di raffreddamento delle SST viene seguito, alcuni giorni più tardi, da una pronunciata anomalia anticiclonica e termica sull’Europa. Non si tratta di un trasferimento diretto del “freddo” oceanico verso il “caldo” continentale, ma di una risposta dinamica tridimensionale del sistema atmosferico.
Un supporto importante all’ipotesi secondo cui lo stato oceanico possa esercitare anche un’autentica retroazione sull’atmosfera proviene dagli esperimenti numerici di Bischof et al. (2023). Utilizzando il modello atmosferico ECHAM6 e modificando sperimentalmente le SST del Nord Atlantico subpolare, gli autori hanno mostrato che condizioni oceaniche fredde possono aumentare significativamente la durata e la magnitudo delle ondate di caldo europee a valle. Ciò significa che, pur essendo una parte del raffreddamento oceanico prodotta dalla circolazione atmosferica, l’anomalia di SST risultante può a sua volta alterare i gradienti termici nella bassa troposfera e contribuire alla successiva evoluzione della circolazione. L’interazione è dunque bidirezionale, caratteristica tipica di un sistema oceano-atmosfera accoppiato.
I risultati più recenti di Krüger et al. (2026) rafforzano ulteriormente tale interpretazione. Confrontando diversi modelli climatici accoppiati, gli autori hanno mostrato che le configurazioni con una rappresentazione oceanica più realistica riproducono meglio la relazione osservata tra anomalie fredde e in diminuzione nel Nord Atlantico e il successivo caldo europeo. Nelle rianalisi, questi episodi sono associati a una maggiore baroclinicità nella bassa troposfera, a una saccatura nord-atlantica più pronunciata e alla successiva formazione di un ridge sull’Europa; i modelli capaci di rappresentare meglio i processi oceanici mesoscalari simulano più efficacemente anche questa sequenza atmosferica.
La distribuzione temporale dei dodici eventi oceanici riportati nella tabella offre inoltre indicazioni sulla variabilità climatica a scala più lunga. Krüger et al. osservano che cinque dei dodici episodi freddi con tendenza negativa ricadono tra il 1985 e il 1995, mentre soltanto due vengono individuati tra il 1995 e il 2010. Al contrario, gli eventi caratterizzati da SST inizialmente calde ma in diminuzione diventano relativamente più frequenti dopo la metà degli anni Novanta. Gli autori mettono questa variazione in relazione con la transizione da condizioni relativamente fredde a condizioni relativamente calde della Atlantic Multidecadal Variability, sottolineando però che ciò riguarda soprattutto lo stato di fondo sul quale si sovrappongono gli eventi sinottici. Sutton e Hodson (2005) avevano già mostrato che le variazioni multidecadali delle SST dell’Atlantico settentrionale sono associate a importanti cambiamenti del clima estivo europeo e nordamericano.
Questo elemento consente di interpretare correttamente la classificazione della tabella. Una medesima perturbazione atmosferica capace di determinare una diminuzione della SST potrebbe produrre un evento classificato come “freddo” durante un periodo nel quale lo stato di fondo del Nord Atlantico è relativamente fresco, oppure un evento “caldo con tendenza negativa” quando lo stato oceanico di fondo è più caldo. Di conseguenza, la frequenza delle categorie statistiche può essere modulata dalla variabilità decadale e multidecadale senza che il meccanismo sinottico responsabile del raffreddamento debba necessariamente cambiare completamente. È proprio per questo motivo che lo studio considera contemporaneamente valore assoluto e tendenza della SST.
Anche la presenza di due episodi freddi nel 2018, il 16 giugno e il 26 luglio, merita attenzione. Il 2018 fu caratterizzato da caldo eccezionale su vaste regioni europee, eppure nella tabella nessuna delle due date oceaniche viene evidenziata come corrispondenza formale con uno dei diciotto eventi europei. Questa apparente contraddizione ricorda quanto siano selettivi i criteri statistici utilizzati: l’esistenza di caldo intenso in una determinata regione o durante una determinata fase estiva non implica automaticamente che la media T2m dell’intero box europeo superi la soglia richiesta, soddisfacendo contemporaneamente tutti i criteri di durata, onset e indipendenza. L’assenza del grassetto deve quindi essere interpretata come assenza di un match secondo la specifica definizione del composito, non come assenza di un rapporto dinamico tra Atlantico e caldo europeo nel 2018.
Anche la letteratura sulla corrente a getto suggerisce che nel 2018 abbiano operato processi atmosferici capaci di sostenere una forte persistenza del caldo. Rousi et al. (2022) hanno mostrato che gli stati di double jet sull’Eurasia sono particolarmente importanti per gli estremi dell’Europa occidentale e possono spiegare fino a circa il 35% della variabilità associata alle ondate di caldo nella regione. La maggiore persistenza di tali configurazioni crea condizioni favorevoli all’immobilizzazione relativa di saccature e promontori, aumentando la durata degli estremi termici. Il quadro suggerisce quindi che l’influenza delle SST nord-atlantiche debba essere interpretata insieme alla struttura del getto e alla propagazione delle onde, anziché come meccanismo isolato.
La Tabella 1 assume pertanto un valore importante proprio perché mette in evidenza contemporaneamente presenze e assenze di corrispondenza. Se tutti i dodici eventi oceanici fossero seguiti invariabilmente da caldo europeo, si potrebbe sospettare una relazione quasi deterministica; se nessuno coincidesse, l’ipotesi perderebbe gran parte della propria motivazione. La situazione osservata è invece intermedia e climaticamente più realistica: alcuni episodi mostrano una sequenza temporale suggestiva, mentre altri no. Ciò indica che lo stato del Nord Atlantico modifica probabilmente la probabilità o le caratteristiche della risposta atmosferica, ma la realizzazione di un evento caldo dipende dal contesto dinamico complessivo, comprendente posizione del jet, fase delle onde di Rossby, sviluppo delle perturbazioni, blocking e condizioni della superficie terrestre.
È inoltre essenziale non attribuire significatività statistica ai quattro casi in grassetto sulla sola base della loro presenza nella tabella. Gli stessi Krüger et al. dichiarano esplicitamente di non applicare in questa fase un criterio quantitativo specifico di corrispondenza temporale e di non assegnare quindi una probabilità formale al risultato. La tabella svolge una funzione esplorativa: identifica una struttura temporale sufficientemente interessante da giustificare l’analisi lead–lag successiva, nella quale tutti gli eventi vengono allineati rispetto alla loro data iniziale e le anomalie atmosferiche e oceaniche vengono seguite sistematicamente prima e dopo l’onset. La significatività viene poi valutata attraverso il bootstrap, riducendo il rischio che le conclusioni derivino da poche coincidenze casuali.
È proprio questa progressione metodologica a rendere la Tabella 1 scientificamente utile. Il 1992, il 1994 e il 2015suggeriscono che un raffreddamento estremo del Nord Atlantico possa precedere il caldo europeo di circa una settimana; il 2002 dimostra che la definizione formale dell’onset può complicare la successione temporale; il 2003mostra che possono verificarsi eventi europei estremi senza un corrispondente evento freddo oceanico; il 2018 dimostra che un forte contrasto Atlantico–Europa può esistere anche senza soddisfare simultaneamente i criteri estremamente restrittivi impiegati per ottenere un match nella tabella. Considerati complessivamente, questi casi impediscono interpretazioni semplicistiche e indirizzano verso una concezione probabilistica e dinamica della relazione.
In questo quadro, il dato forse più importante non è quindi il numero assoluto di coincidenze, ma la sequenza fisica che esse suggeriscono. Un’anomalia atmosferica può favorire intense perdite di calore dal Nord Atlantico e una diminuzione delle SST; il gradiente termico e la baroclinicità della bassa troposfera possono modificarsi; la perturbazione atlantica può intensificarsi e produrre moti ascendenti e liberazione di calore latente; l’attività delle onde di Rossby può propagarsi verso est; a valle può essere costruito un promontorio europeo, nel quale subsidenza, trasporto caldo e processi radiativi favoriscono l’aumento della T2m. Gli esperimenti modellistici mostrano inoltre che la SST fredda può retroagire su alcuni di questi passaggi, contribuendo alla durata e all’intensità della risposta europea.
La Tabella 1 costituisce dunque più di un semplice elenco cronologico. Essa rappresenta il punto di incontro fra una prospettiva statistica e una prospettiva dinamica: consente di riconoscere che, in alcuni importanti episodi, il raffreddamento nord-atlantico precede il caldo continentale con un ritardo compatibile con la propagazione atmosferica, ma dimostra contemporaneamente che tale meccanismo non è universale. La letteratura successiva rafforza proprio questa interpretazione, indicando che le SST del Nord Atlantico possono esercitare un ruolo di precondizionamento e modulazione, mentre la realizzazione concreta dell’ondata di caldo dipende dall’evoluzione della circolazione atmosferica su scala sinottica e planetaria.
Nel complesso, quindi, i dati della Tabella 1 suggeriscono una relazione Nord Atlantico–Europa che deve essere considerata probabilistica, non deterministica; dinamica, non puramente termica; bidirezionale, non semplicemente causale in un solo verso. La presenza di tre eventi nei quali il raffreddamento oceanico precede il caldo europeo di 6–10 giorni rappresenta un indizio importante, ma acquista reale significato soltanto quando viene integrata con l’analisi composita, con la dinamica delle onde di Rossby, con la baroclinicità della storm track e con gli esperimenti modellistici. Proprio questa convergenza di evidenze rende lo stato termico del Nord Atlantico un elemento potenzialmente prezioso per comprendere, e forse in prospettiva migliorare la previsione subseasonal, di alcune configurazioni favorevoli agli estremi termici europei.
4.1. Compositi basati sugli eventi di SST del Nord Atlantico: evoluzione della saccatura atlantica, sviluppo del promontorio europeo e risposta termica continentale
L’analisi composita dei cinque differenti stati della temperatura superficiale del mare nel Nord Atlantico costituisce uno dei passaggi più importanti del lavoro di Krüger et al. (2023), poiché consente di stabilire se il collegamento precedentemente individuato tra anomalie fredde dell’oceano e caldo europeo rappresenti una semplice relazione statistica oppure sia accompagnato da un’evoluzione dinamica coerente della circolazione atmosferica. Gli autori non si limitano infatti al solo composito delle SST fredde, ma confrontano cinque configurazioni differenti, distinguendo contemporaneamente il valore assoluto della temperatura oceanica e il segno della sua tendenza. Vengono così considerate condizioni fredde, neutre e calde associate a raffreddamento, insieme agli eventi freddi e caldi caratterizzati da riscaldamento. Tale impostazione permette di verificare una questione essenziale: se il rapporto fra Nord Atlantico ed Europa fosse semplicemente simmetrico, a SST fredde dovrebbero corrispondere anomalie europee calde o fredde in modo sistematico e anomalie oceaniche di segno opposto dovrebbero generare risposte continentali speculari. I risultati mostrano invece una forte asimmetria: fra tutte le configurazioni analizzate, soltanto quella caratterizzata da SST nord-atlantiche fredde e contemporaneamente in diminuzione produce una risposta termica europea positiva, intensa e statisticamente significativa.
La variabile discriminante non sembra quindi essere esclusivamente lo stato assoluto dell’oceano, ma la combinazione tra un’anomalia fredda già presente e un’ulteriore tendenza negativa. Tutti e cinque i compositi mostrano variazioni delle SST dell’ordine di circa 0,3–0,5 °C alla settimana attorno alla data di riferimento, ma la risposta atmosferica differisce profondamente. Questo risultato possiede una notevole rilevanza fisica: un’anomalia fredda quasi stazionaria può rappresentare la memoria termica di processi oceanici precedenti, mentre un rapido raffreddamento in corso può indicare un’interazione atmosferica attiva, caratterizzata da forti scambi di calore aria-mare e da una configurazione della circolazione capace di modificare rapidamente la superficie oceanica. La classificazione degli eventi secondo la tendenza consente quindi di distinguere uno stato oceanico da una vera e propria fase evolutiva del sistema accoppiato oceano-atmosfera.
La chiave interpretativa emerge con particolare chiarezza dall’evoluzione dell’altezza geopotenziale a 300 hPa sul Nord Atlantico. Nel composito delle SST fredde con tendenza negativa compare una pronunciata anomalia negativa di Z300, con valori che raggiungono approssimativamente −100 metri geopotenziali poco prima dell’inizio convenzionale dell’evento SST. Una diminuzione di Z300 di questa magnitudo rappresenta la presenza di una robusta saccatura nella troposfera superiore, e soprattutto il fatto che il minimo di geopotenziale preceda temporalmente il raffreddamento oceanico suggerisce che la circolazione atmosferica svolga inizialmente un ruolo dominante nel determinare la tendenza della SST. Non è dunque l’oceano freddo a comparire per primo e a generare istantaneamente la saccatura: l’evoluzione temporale del composito indica piuttosto che la struttura ciclonica atmosferica precede il massimo tasso di raffreddamento della superficie marina.
Questo comportamento è fisicamente plausibile. Una saccatura nord-atlantica può favorire l’avvezione di masse d’aria relativamente fredde e secche sopra una superficie oceanica più mite, aumentando il contrasto termico e igrometrico tra mare e atmosfera. Ne consegue un rafforzamento dei flussi turbolenti di calore sensibile e latente dall’oceano verso l’atmosfera, capace di sottrarre energia allo strato superficiale del mare. Il raffreddamento della SST può quindi costituire, almeno nella fase iniziale, una risposta alla circolazione atmosferica sovrastante. È proprio questo uno dei motivi per cui Krüger et al. insistono sulla necessità di non interpretare semplicemente le SST fredde come una forzante esterna: parte dell’anomalia marina viene generata dalla stessa configurazione atmosferica che successivamente evolve verso un promontorio europeo. Le simulazioni più recenti di Krüger et al. (2026) confermano questa sequenza, mostrando che gli eventi di SST fredde e in diminuzione sono associati a un aumento dei flussi di calore latente verso l’atmosfera e a una saccatura nord-atlantica pronunciata.
La stessa tendenza negativa di Z300 compare, con caratteristiche differenti, in tutti e tre i compositi nei quali la SST diminuisce. Quando l’oceano parte da condizioni fredde o neutre, la diminuzione del geopotenziale conduce alla costruzione di una vera saccatura; quando le SST iniziali sono invece calde, la stessa evoluzione atmosferica tende soprattutto a indebolire un precedente promontorio. Questa differenza mostra che la risposta atmosferica dipende dallo stato iniziale del sistema e aiuta a spiegare perché una semplice classificazione in “SST che diminuiscono” non sia sufficiente a produrre una risposta termica europea univoca. Al contrario, negli eventi caratterizzati da SST calde e tendenza positiva compare attorno al lag zero una configurazione di ridge sul Nord Atlantico, coerente con condizioni atmosferiche profondamente diverse da quelle associate al composito freddo in raffreddamento.
L’elemento più importante dell’intera analisi emerge tuttavia alcuni giorni dopo il lag zero. Soltanto nel composito delle SST fredde con tendenza negativa la temperatura dell’Europa centrale sviluppa un’anomalia positiva statisticamente significativa, che raggiunge quasi +1,5 °C e persiste approssimativamente per una settimana. Contemporaneamente, l’altezza geopotenziale a 300 hPa sull’Europa aumenta fino a circa +60 metri geopotenziali, indicando la progressiva formazione di un promontorio anticiclonico nella media-alta troposfera. La forte covarianza fra Z300 e T2m dimostra che il riscaldamento europeo non costituisce una risposta termica isolata: esso è strettamente accompagnato dalla costruzione di una struttura anticiclonica profonda, capace di modificare la circolazione, la subsidenza, l’avvezione delle masse d’aria e il bilancio radiativo superficiale.
Questa successione temporale rappresenta il risultato dinamicamente più significativo dello studio: prima si sviluppa la saccatura sul Nord Atlantico, successivamente emerge il ridge sull’Europa e solo con esso si consolida l’anomalia calda continentale. In altre parole, il pattern non appare simultaneamente in forma completamente sviluppata, ma evolve nello spazio e nel tempo. È proprio questa sequenza a rendere insufficiente un’interpretazione basata esclusivamente su un regime atmosferico stazionario. Se la saccatura atlantica e il promontorio europeo fossero semplicemente le due parti permanenti di un singolo EOF, ci si aspetterebbe che le rispettive anomalie raggiungessero il massimo in maniera maggiormente sincronizzata. Al contrario, il ritardo temporale del ridge europeo rispetto alla saccatura suggerisce un processo di sviluppo a valle, potenzialmente riconducibile alla propagazione delle onde di Rossby attraverso la corrente occidentale.
Questa interpretazione è coerente con la teoria della dinamica delle medie latitudini. Le perturbazioni barocline che si sviluppano lungo la storm track non trasportano soltanto massa e calore localmente, ma generano pacchetti di onde di Rossby capaci di propagare energia verso est lungo la corrente a getto. Il cosiddetto downstream development permette a una perturbazione inizialmente localizzata nell’Atlantico occidentale o centrale di essere seguita, dopo alcuni giorni, dall’amplificazione di una saccatura e di un ridge più a valle. Il fatto che nel composito di Krüger et al. il minimo del geopotenziale atlantico preceda il massimo positivo europeo costituisce quindi un comportamento compatibile con una struttura ondulatoria in evoluzione, piuttosto che con una teleconnessione perfettamente stazionaria. È proprio per verificare questo punto che gli autori introducono successivamente la decomposizione spettrale del campo di Z300 in onde planetarie e Rossby wave packets.
Il legame con la dinamica baroclina assume particolare importanza poiché il settore subpolare nord-atlantico presenta forti gradienti orizzontali di temperatura che possono modulare la crescita delle perturbazioni. Gli esperimenti atmosferici di Bischof et al. (2023), nei quali l’anomalia fredda del Nord Atlantico subpolare è stata modificata indipendentemente, indicano che SST relativamente basse possono aumentare significativamente durata e magnitudo delle ondate di caldo europee a valle. Questo risultato è importante perché dimostra che, pur essendo parte del raffreddamento oceanico una conseguenza dell’atmosfera, l’oceano può successivamente esercitare un feedback sulla circolazione. Una SST più fredda modifica il gradiente termico superficiale e quindi la struttura termica della bassa troposfera, alterando la baroclinicità e potenzialmente l’evoluzione delle perturbazioni. L’interazione è pertanto bidirezionale: l’atmosfera raffredda l’oceano, ma lo stato oceanico risultante può a sua volta modificare la successiva risposta atmosferica.
Le simulazioni climatiche accoppiate ad alta risoluzione pubblicate da Krüger et al. nel 2026 forniscono un’ulteriore conferma di questa interpretazione. Le configurazioni modellistiche che rappresentano meglio i processi oceanici mesoscalari del Nord Atlantico simulano SST e flussi di calore superficiali più realistici e, contemporaneamente, una saccatura atlantica e un promontorio europeo maggiormente confrontabili con ERA5. In particolare, l’aumento della risoluzione oceanica riduce alcuni bias superficiali nord-atlantici e migliora la rappresentazione delle interazioni aria-mare; le versioni ad alta risoluzione mostrano inoltre una componente stazionaria dell’attività delle onde di Rossby più realistica, contribuendo alla maggiore persistenza della saccatura atlantica e del ridge europeo. Ciò suggerisce che la capacità di simulare correttamente il caldo europeo dipenda anche dalla rappresentazione dello stato oceanico upstream, e non soltanto dalla fisica atmosferica locale sul continente.
Il rapporto tra il promontorio in quota e il riscaldamento superficiale europeo può essere compreso attraverso diversi processi. Una configurazione anticiclonica persistente determina generalmente subsidenza su larga scala, che favorisce il riscaldamento adiabatico delle masse d’aria discendenti e limita la formazione di nubi profonde. La maggiore insolazione permette alla superficie terrestre di accumulare energia, mentre l’eventuale progressiva diminuzione dell’umidità del suolo trasferisce una quota crescente dell’energia disponibile dal flusso di calore latente a quello sensibile. La letteratura sulle ondate di caldo europee mostra infatti che queste ultime sono frequentemente associate ad anomalie positive della pressione e del geopotenziale attraverso gran parte della troposfera. Il ridge osservato da Krüger et al. deve quindi essere considerato come l’elemento dinamico direttamente collegato al massimo della T2m europea, mentre l’anomalia oceanica rappresenta una componente upstream del sistema.
La formazione dell’anticiclone europeo può inoltre essere favorita da processi diabatici che avvengono molto lontano dalla regione dove si manifesta il caldo. Zschenderlein et al. (2020), seguendo all’indietro le traiettorie delle masse d’aria associate agli anticicloni dell’alta troposfera durante le ondate di caldo europee, hanno mostrato che circa il 25–45% delle particelle sperimenta un riscaldamento diabatico nei tre giorni precedenti il proprio arrivo nell’anticiclone, percentuale che sale al 35–50% considerando sette giorni. Una delle due principali regioni di riscaldamento è situata sul Nord Atlantico occidentale, dove l’aria ascende nei cicloni extratropicali e viene riscaldata attraverso la liberazione di calore latente durante la condensazione. Questa branca remota è particolarmente importante nella fase di formazione del promontorio, mentre una seconda branca più vicina all’Europa contribuisce maggiormente al suo mantenimento.
Tale risultato offre un’importante chiave interpretativa per il composito di Krüger et al. La saccatura atlantica che precede il ridge europeo non deve essere considerata semplicemente un’anomalia negativa contrapposta all’anticiclone a valle. Essa può essere la sede di processi ascendenti e diabatici che contribuiscono attivamente alla successiva amplificazione del promontorio. Durante la salita delle masse d’aria umide nei sistemi ciclonici, il rilascio di calore latente modifica la struttura della vorticità potenziale nella troposfera superiore; l’aria così trasformata può successivamente essere trasportata verso valle e contribuire alla formazione di anomalie anticicloniche. La stessa configurazione che favorisce forti scambi aria-mare e il raffreddamento delle SST può quindi contemporaneamente contribuire, attraverso processi atmosferici tridimensionali, allo sviluppo dell’anticiclone responsabile del caldo europeo.
L’analisi delle componenti associate alla Summer North Atlantic Oscillation e al Summer East Atlantic patternpermette di verificare se l’evoluzione osservata possa essere spiegata semplicemente attraverso uno dei principali regimi atmosferici euro-atlantici. Nel composito delle SST fredde con tendenza negativa compare una preferenza per la fase negativa della SNAO e per la fase positiva del SEA. Quest’ultima presenta una struttura saccatura–promontorio qualitativamente simile a quella individuata nei campi di Z300, suggerendo che il SEA contribuisca effettivamente alla configurazione atmosferica. Tuttavia, il segnale positivo del SEA perde significatività prima del quinto giorno successivo all’onset, mentre il ridge europeo continua a svilupparsi e raggiunge il proprio massimo attorno al lag +6. La discrepanza temporale impedisce quindi di attribuire l’intera evoluzione al semplice mantenimento del SEA positivo.
Questo punto è metodologicamente molto importante. Gli EOF sono estremamente utili per individuare pattern ricorrenti di variabilità, ma per costruzione descrivono strutture spaziali fisse la cui ampiezza varia nel tempo. Un pacchetto di onde di Rossby, al contrario, possiede una fase e un inviluppo che si spostano nello spazio; il massimo di una saccatura può quindi precedere quello del promontorio successivo. Se l’evoluzione reale è dominata da un segnale propagante, la proiezione su SNAO o SEA può descrivere una parte della configurazione, ma non rappresentarne interamente la dinamica. Il fatto che il ridge europeo continui a crescere dopo la perdita di significatività del SEA costituisce esattamente il tipo di evidenza che richiede una diagnostica ondulatoria esplicita.
L’insieme dei risultati mostra inoltre che non esiste una risposta semplicemente speculare tra SST e temperatura continentale. Se fosse valido un rapporto lineare e simmetrico, le SST calde con tendenza positiva dovrebbero eventualmente produrre anomalie fredde sull’Europa comparabili, per segno opposto, a quelle calde generate dal composito freddo. Questo non avviene. Le anomalie europee più robuste sono concentrate nella sola categoria fredda con raffreddamento in corso. Una simile asimmetria è tipica dei sistemi atmosferici non lineari, nei quali una specifica combinazione di stato iniziale, baroclinicità e configurazione del jet può favorire determinati percorsi dinamici senza che il processo inverso produca automaticamente una risposta speculare.
Il risultato estende anche quanto emerso dalla Tabella 1. In quella fase dell’analisi erano stati individuati alcuni eventi estremi nei quali una SST nord-atlantica fredda e in diminuzione precedeva un’ondata di caldo europea di circa 6–10 giorni. Il composito dimostra ora che la relazione non è limitata agli episodi che superano la rigorosa soglia utilizzata per definire formalmente gli eventi estremi europei. Anche considerando anomalie positive della T2m meno eccezionali, il segnale medio rimane presente: dopo l’inizio degli eventi oceanici freddi con tendenza negativa, la T2m dell’Europa centrale aumenta e rimane significativamente positiva per circa una settimana. In questo senso, la relazione sembra descrivere una preferenza dinamica verso condizioni più calde sull’Europa, e non esclusivamente la genesi delle ondate di caldo più estreme.
Questo punto è particolarmente rilevante ai fini della prevedibilità. Se la configurazione SST-saccatura precede sistematicamente il massimo del ridge e della temperatura europea di alcuni giorni, essa potrebbe contenere informazione utile per anticipare l’evoluzione della circolazione. Non si tratta di utilizzare la SST fredda come un predittore deterministico, poiché molti altri fattori possono impedire o modificare lo sviluppo del promontorio europeo, ma di considerare la combinazione fra stato oceanico, tendenza delle SST e configurazione atmosferica upstream come possibile indicatore probabilistico. La capacità dei modelli ad alta risoluzione di rappresentare meglio questa successione rafforza la prospettiva secondo cui una migliore simulazione delle interazioni aria-mare nord-atlantiche possa contribuire al miglioramento delle previsioni degli estremi europei.
La distinzione tra risposta locale dell’oceano e feedback sull’atmosfera rimane comunque fondamentale. Il minimo di Z300 che precede la tendenza negativa della SST indica chiaramente che almeno una parte del raffreddamento è atmosfericamente forzata. Ciò impedisce di affermare che una “cold blob” nord-atlantica rappresenti automaticamente la causa primaria del caldo europeo. Gli esperimenti di Bischof et al., tuttavia, dimostrano che modificare la SST mantenendo controllate altre condizioni atmosferiche altera le caratteristiche delle ondate di caldo a valle. L’interpretazione più coerente è quindi quella di un sistema accoppiato caratterizzato da una sequenza di forzanti e feedback: la circolazione iniziale raffredda l’oceano, lo stato oceanico modifica i gradienti termici e gli scambi di calore, tali variazioni possono influenzare la crescita e la persistenza della perturbazione e la risposta ondulatoria contribuisce infine allo sviluppo del promontorio europeo.
In questo quadro, la baroclinicità rappresenta uno degli anelli di congiunzione più plausibili. La presenza di forti gradienti termici orizzontali nella bassa troposfera permette alle perturbazioni di convertire energia potenziale disponibile in energia cinetica, sostenendo l’attività ciclonica lungo la storm track. Un’anomalia di SST che modifica questi gradienti può quindi alterare il contesto nel quale cresce la saccatura atlantica. Una volta sviluppatosi il sistema, l’attività delle onde nella troposfera superiore può trasportare il segnale verso l’Europa. Le più recenti simulazioni accoppiate mostrano proprio che una migliore rappresentazione delle SST e dei flussi di calore nord-atlantici coincide con una migliore simulazione della saccatura, dell’attività ondulatoria stazionaria e del ridge europeo.
Il risultato centrale della sezione 4.1 può quindi essere riassunto attraverso una sequenza fisica estremamente coerente. Prima del lag zero, la circolazione evolve verso una pronunciata saccatura nord-atlantica; questa struttura favorisce una tendenza negativa delle SST attraverso l’interazione aria-mare. Attorno al momento in cui le SST superano la soglia utilizzata per identificare l’evento, la saccatura è già ben organizzata. Nei giorni successivi il segnale atmosferico evolve verso est e il geopotenziale aumenta sull’Europa centrale. Il ridge europeo raggiunge il proprio massimo circa sei giorni dopo, contemporaneamente ad anomalie di T2m prossime a +1,5 °C e persistenti per circa una settimana. La SNAO e il SEA descrivono parte della configurazione, ma non ne spiegano completamente l’evoluzione temporale, indicando l’esistenza di una componente non stazionaria compatibile con la propagazione delle onde di Rossby.
Le evidenze fornite dalla letteratura successiva rafforzano questo quadro senza tuttavia trasformarlo in un rapporto deterministico. Gli esperimenti atmosferici mostrano che le SST fredde del Nord Atlantico subpolare possono intensificare durata e magnitudo del caldo europeo; le analisi lagrangiane mostrano che il riscaldamento diabatico nei cicloni nord-atlantici può contribuire alla costruzione degli anticicloni europei; le simulazioni accoppiate ad alta risoluzione indicano che una migliore rappresentazione dei processi oceanici migliora contemporaneamente la saccatura upstream e il ridge downstream. Considerate insieme, queste evidenze sostengono l’esistenza di una catena dinamica nella quale oceano e atmosfera non occupano ruoli rigidamente separati, ma interagiscono attraverso un continuo scambio di energia e attraverso la propagazione delle perturbazioni.
Il composito delle SST fredde con tendenza negativa emerge dunque come la configurazione più importante fra le cinque considerate non perché il freddo oceanico determini inevitabilmente il caldo europeo, ma perché rappresenta lo stato nel quale risultano contemporaneamente più coerenti numerosi elementi dinamici: una robusta saccatura nord-atlantica, un rapido raffreddamento della superficie marina, la successiva costruzione di un ridge sull’Europa e un’anomalia positiva persistente della temperatura continentale. È proprio la concordanza temporale fra questi segnali, insieme alla loro significatività statistica, a distinguere tale composito dagli altri quattro. La scelta degli autori di concentrare su di esso le analisi successive risulta pertanto pienamente giustificata, poiché permette di studiare il caso nel quale il legame Nord Atlantico–Europa emerge con maggiore intensità e robustezza.
Nel complesso, la sezione 4.1 modifica profondamente il modo in cui deve essere interpretata l’associazione statistica presentata nelle sezioni precedenti. Il rapporto non è semplicemente “SST fredde–T2m calda”, ma una successione molto più articolata: saccatura atmosferica nord-atlantica → raffreddamento delle SST e intensificazione degli scambi aria-mare → evoluzione della struttura ondulatoria → sviluppo a valle del promontorio europeo → aumento significativo della temperatura continentale. La componente oceanica può contemporaneamente costituire una risposta iniziale all’atmosfera e una sorgente di feedback capace di modulare la successiva evoluzione della perturbazione. È questa interazione bidirezionale, accompagnata dalla natura non stazionaria del pattern saccatura–promontorio, a fornire il fondamento fisico per le successive analisi delle onde di Rossby. I risultati più recenti pubblicati nel 2026, che mostrano come una maggiore risoluzione oceanica migliori la rappresentazione dell’intera sequenza dall’Atlantico all’Europa, conferiscono ulteriore solidità a questa interpretazione e suggeriscono che una corretta descrizione delle interazioni oceano-atmosfera nord-atlantiche possa rappresentare un elemento importante per comprendere e migliorare la simulazione degli episodi di caldo europeo.
Figura 2 – Evoluzione composita delle SST nord-atlantiche, della circolazione troposferica e della risposta termica europea
La Figura 2 rappresenta uno dei nuclei interpretativi dello studio di Krüger et al. (2023), perché consente di passare dalla semplice associazione statistica tra temperatura superficiale del Nord Atlantico e temperatura europea a una ricostruzione temporale della circolazione atmosferica che precede e segue gli eventi oceanici. Attraverso un’analisi lead–lag estesa da circa sessanta giorni prima a sessanta giorni dopo la data di onset, gli autori confrontano cinque differenti classi di eventi di SST: condizioni fredde con tendenza negativa, fredde con tendenza positiva, neutre con tendenza negativa, calde con tendenza negativa e calde con tendenza positiva. Questa classificazione permette di separare due aspetti fisicamente distinti dello stato oceanico, cioè l’anomalia assoluta della temperatura superficiale e la direzione nella quale essa sta evolvendo. Il risultato fondamentale è una forte asimmetria tra i cinque compositi: la configurazione nella quale il Nord Atlantico è già relativamente freddo e continua ulteriormente a raffreddarsi è quella che produce la più robusta successione di anomalie atmosferiche, culminando alcuni giorni più tardi nella formazione di un promontorio sull’Europa centrale e in anomalie positive della T2m prossime a +1,5 °C. Questa relazione, evidenziata inizialmente attraverso ERA5, è stata successivamente riprodotta anche in esperimenti modellistici e in simulazioni climatiche accoppiate ad alta risoluzione, rafforzando l’ipotesi che il segnale osservato rifletta una reale interazione dinamica fra oceano, storm track e circolazione europea.
Il pannello 2a costituisce il punto di partenza dell’analisi e mostra chiaramente la differenza fra stato assoluto e tendenza della SST. Gli eventi freddi con tendenza negativa, rappresentati dalla linea blu continua, sono caratterizzati da anomalie già inferiori alla climatologia diverse settimane prima del lag zero; successivamente il raffreddamento si intensifica e la SST raggiunge valori prossimi a −1 °C poco dopo l’onset. La superficie oceanica rimane poi relativamente fredda per molte settimane, mostrando una memoria termica decisamente più lunga rispetto alle oscillazioni sinottiche dell’atmosfera. Gli eventi freddi con tendenza positiva, pur partendo anch’essi da anomalie negative, evolvono invece verso valori meno freddi. La distinzione è fondamentale: due condizioni oceaniche che in un determinato giorno possono mostrare una SST simile possiedono una storia dinamica completamente differente, e tale storia sembra contenere informazioni importanti sulla configurazione atmosferica sovrastante. Analogamente, le SST calde possono trovarsi in fase di ulteriore riscaldamento oppure in diminuzione, mentre gli eventi neutri attraversano la mediana con una tendenza negativa. Tutte le categorie presentano variazioni dell’ordine di circa 0,3–0,5 °C alla settimana, ma soltanto una di esse è seguita da una risposta europea statisticamente coerente.
Questo risultato suggerisce che la tendenza della SST non debba essere interpretata come un semplice dettaglio statistico, ma come un potenziale indicatore dello stato dinamico dell’interfaccia oceano-atmosfera. Una SST fredda e relativamente stabile può essere il residuo di processi oceanici o atmosferici avvenuti settimane o mesi prima; una SST fredda che si sta rapidamente raffreddando indica invece che sono probabilmente in corso flussi energetici e anomalie della circolazione capaci di modificare attivamente la superficie oceanica. Tale distinzione assume particolare importanza nel Nord Atlantico subpolare, una regione nella quale l’interazione fra storm track, forti gradienti termici, correnti oceaniche e flussi turbolenti aria-mare è particolarmente intensa. La letteratura modellistica mostra inoltre che le anomalie di SST possono modificare la posizione e l’intensità della storm track attraverso alterazioni della baroclinicità della bassa troposfera, mentre la stessa storm track agisce a sua volta sulle SST mediante flussi di calore e stress del vento: la causalità deve pertanto essere considerata bidirezionale, non lineare.
È tuttavia il pannello 2b a fornire la prima indicazione decisiva sulla sequenza causale. Nel composito delle SST fredde con tendenza negativa, l’anomalia di Z300 sul Nord Atlantico diminuisce rapidamente prima del lag zero e raggiunge valori dell’ordine di −100 gpm, segnalando la presenza di una marcata saccatura nella troposfera superiore. Il fatto che il minimo di geopotenziale si sviluppi prima o contemporaneamente alla fase più intensa del raffreddamento oceanico è estremamente importante: indica che, almeno nella fase iniziale, l’anomalia atmosferica non appare come una semplice risposta a una SST precedentemente raffreddata. Al contrario, la saccatura è già presente e può contribuire attivamente alla diminuzione della temperatura superficiale del mare. Krüger et al. interpretano infatti la sequenza come indicativa di una forzante atmosferica iniziale sulla SST.
La spiegazione fisica è coerente con i processi di scambio aria-mare tipici delle medie latitudini. Una saccatura nord-atlantica può favorire il trasporto di aria relativamente fredda e secca sulle acque oceaniche; quando la superficie marina è più calda dell’aria sovrastante, aumentano i flussi di calore sensibile e soprattutto latente diretti dall’oceano verso l’atmosfera. L’oceano perde energia e la SST tende a diminuire, mentre l’atmosfera riceve calore e umidità. La ricerca successiva di Krüger et al. sui modelli climatici accoppiati mostra precisamente che il meccanismo osservato negli eventi freddi con tendenza negativa comprende flussi di calore latente verso l’alto, moto ascendente sul Nord Atlantico, sviluppo ciclonico e successivo ridge europeo. I modelli a maggiore risoluzione oceanica riproducono meglio questa catena, mentre importanti bias nelle SST e nei flussi superficiali tendono a indebolirla.
La configurazione del pannello 2b mostra inoltre che la diminuzione del geopotenziale non è una caratteristica esclusiva delle SST fredde. Anche i compositi neutro e caldo con tendenza negativa mostrano una diminuzione di Z300 prima del lag zero. Tuttavia, l’effetto dipende fortemente dallo stato atmosferico e oceanico di partenza. Nel caso freddo si forma una saccatura molto pronunciata; nel caso neutro il segnale è più modesto; nel caso delle SST inizialmente calde, la diminuzione del geopotenziale può essere interpretata soprattutto come l’erosione di condizioni di ridge precedentemente presenti. Gli eventi caldi con tendenza positiva mostrano invece una marcata anomalia positiva del geopotenziale attorno al lag zero. Questa asimmetria dimostra che la dinamica dell’atmosfera non risponde semplicemente al segno della SST: conta la configurazione complessiva del sistema e, in particolare, il modo in cui le anomalie oceaniche interagiscono con la circolazione preesistente.
Il passaggio decisivo avviene nei giorni successivi al lag zero ed è documentato dai pannelli 2c e 2d. Nel composito freddo con tendenza negativa, la temperatura dell’Europa centrale aumenta rapidamente dopo l’inizio dell’evento oceanico e raggiunge un massimo prossimo a +1,5 °C, rimanendo significativamente superiore alla climatologia per circa una settimana. Contemporaneamente, Z300 sull’Europa centrale passa verso anomalie positive e raggiunge circa +60 gpm, con un massimo approssimativamente attorno al sesto giorno successivo all’onset. La quasi simultaneità fra massimo del geopotenziale europeo e massimo della T2m fornisce un forte indizio che il riscaldamento superficiale sia direttamente collegato alla costruzione del promontorio nella media-alta troposfera.
La successione temporale è quindi estremamente significativa: il massimo della saccatura nord-atlantica precede il massimo del ridge europeo. Non si osserva semplicemente un dipolo atmosferico già completamente formato al lag zero; il sistema evolve. Prima si intensifica l’anomalia ciclonica sull’Atlantico, poi il segnale atmosferico si sposta o si sviluppa verso valle e alcuni giorni più tardi raggiunge la massima espressione anticiclonica sull’Europa. Questa struttura costituisce uno degli indizi più importanti dell’esistenza di un processo di downstream development, cioè dello sviluppo progressivo delle anomalie meteorologiche lungo la corrente occidentale. I Rossby wave packets rappresentano uno dei meccanismi fondamentali attraverso i quali l’energia delle perturbazioni può propagarsi longitudinalmente nelle medie latitudini; studi basati sulla dinamica della vorticità potenziale mostrano che saccature e promontori all’interno di questi pacchetti non sono strutture isolate, ma parti di sistemi ondulatori la cui evoluzione può modulare eventi meteorologici ad alto impatto molto lontano dalla regione di origine.
Il fatto che il ridge europeo raggiunga il massimo circa sei giorni dopo l’onset è inoltre coerente con la scala temporale individuata precedentemente nella Tabella 1. Negli episodi del 1992, 1994 e 2015, eventi di SST fredde con tendenza negativa precedevano il caldo europeo di circa 6–10 giorni. La Figura 2 compie però un passo ulteriore, perché mostra che questa sequenza non è limitata alle sole ondate di caldo più estreme selezionate attraverso il 95° percentile. Mediando tutti gli eventi della categoria, emerge comunque un aumento significativo della T2m centrale europea. Il meccanismo sembra quindi aumentare più in generale la probabilità di condizioni calde sull’Europa, anche quando la successiva anomalia termica non raggiunge necessariamente la soglia richiesta per essere classificata formalmente come evento estremo.
Il promontorio rappresentato nel pannello 2d possiede implicazioni termodinamiche immediate. Una struttura anticiclonica persistente nella troposfera favorisce subsidenza e riscaldamento adiabatico, riduce la formazione di nuvolosità e precipitazioni e consente un maggiore apporto radiativo alla superficie. Se il regime persiste, il terreno può progressivamente perdere umidità, riducendo l’energia disponibile per l’evapotraspirazione e aumentando la componente di calore sensibile. Tuttavia, la formazione del ridge non deve essere interpretata soltanto attraverso processi locali europei. Le analisi lagrangiane di Zschenderlein et al. (2020) dimostrano che una parte considerevole delle masse d’aria che entrano negli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee è stata precedentemente sottoposta a riscaldamento diabatico: circa il 25–45% delle particelle nei tre giorni precedenti e il 35–50% nei sette giorni precedenti. Per l’Europa centrale, una delle principali regioni di tale riscaldamento remoto si trova proprio sul Nord Atlantico, dove l’ascesa nelle warm conveyor belts dei cicloni favorisce la condensazione e la liberazione di calore latente.
Questo risultato offre una connessione particolarmente interessante con la Figura 2. La saccatura atlantica che precede il ridge europeo può creare le condizioni per l’ascesa di masse d’aria umide nei cicloni extratropicali. La liberazione di calore latente durante l’ascesa modifica la struttura della vorticità potenziale e contribuisce alla formazione di aria a bassa PV nella troposfera superiore, che può successivamente alimentare il promontorio a valle. Zschenderlein et al. hanno mostrato che, per gli anticicloni associati alle ondate di caldo dell’Europa centrale, la branca remota del riscaldamento diabatico interessa soprattutto il Nord Atlantico centrale, approssimativamente tra 40–50°N e 20–40°W, e che questa componente è particolarmente importante durante la fase di formazione del ridge. Questo settore è notevolmente vicino alla regione atlantica considerata da Krüger et al., offrendo un meccanismo fisico plausibile attraverso il quale l’attività ciclonica upstream può contribuire alla costruzione dell’anticiclone europeo downstream.
Ne deriva una relazione apparentemente paradossale ma dinamicamente coerente: una circolazione ciclonica sul Nord Atlantico può contemporaneamente contribuire al raffreddamento dell’oceano e alla successiva formazione di un anticiclone europeo. Il primo processo avviene attraverso l’avvezione fredda e l’aumento dei flussi turbolenti dalla superficie marina; il secondo attraverso la propagazione delle anomalie ondulatorie e i processi diabatici associati all’ascesa nei sistemi ciclonici. La SST negativa non deve quindi essere vista come una sorgente di “freddo” che in qualche modo produce direttamente il caldo continentale. Essa è una componente osservabile di una configurazione tridimensionale molto più complessa nella quale oceano, storm track e dinamica della troposfera superiore interagiscono continuamente.
Gli esperimenti di Bischof et al. (2023) aggiungono però un elemento fondamentale: sebbene la circolazione atmosferica possa inizialmente produrre o rafforzare l’anomalia fredda oceanica, la SST può successivamente retroagire sull’atmosfera. Attraverso esperimenti modellistici nei quali sono state prescritte differenti condizioni superficiali oceaniche, gli autori hanno mostrato che lo stato del Nord Atlantico influenza le caratteristiche delle ondate di caldo europee e che condizioni subpolari fredde possono aumentare la loro magnitudo e durata. Ciò esclude una rappresentazione puramente passiva dell’oceano e sostiene invece un sistema di feedback nel quale la circolazione modifica la SST e la nuova struttura termica dell’oceano altera a sua volta la baroclinicità e l’evoluzione della circolazione.
Da questo punto di vista, la presenza di una saccatura profonda nel pannello 2b assume anche un significato rispetto alla storm track nord-atlantica. La crescita delle perturbazioni delle medie latitudini dipende fortemente dalla baroclinicità della bassa troposfera, che a sua volta è controllata dal gradiente termico e dallo shear verticale del vento. Studi classici e successivi sulla storm track hanno utilizzato il Maximum Eady Growth Rate proprio per diagnosticare le regioni nelle quali l’ambiente è maggiormente favorevole alla crescita delle onde barocline. Modificazioni della distribuzione delle SST del Nord Atlantico possono quindi alterare il gradiente termico atmosferico vicino alla superficie e influenzare le regioni preferenziali di sviluppo ciclonico. In questo senso, il raffreddamento della regione subpolare può non soltanto accompagnare la saccatura, ma anche contribuire al mantenimento di un gradiente termico favorevole alla successiva evoluzione della perturbazione.
I pannelli 2e e 2f permettono di verificare se questa successione possa essere spiegata utilizzando esclusivamente i principali modi statistici della circolazione atmosferica estiva. Nel composito delle SST fredde con tendenza negativa, la proiezione della MSLP sul primo EOF mostra una preferenza per la fase negativa della SNAO, mentre la proiezione sul secondo EOF indica una fase positiva del Summer East Atlantic pattern. Quest’ultima somiglia qualitativamente alla configurazione saccatura–ridge individuata nei campi di geopotenziale. Tuttavia, la relazione temporale non coincide perfettamente: il segnale SEA positivo perde significatività prima del quinto giorno, mentre il ridge europeo continua a intensificarsi e raggiunge il proprio massimo circa al lag +6.
Questa divergenza temporale è molto importante perché mostra i limiti di una spiegazione basata esclusivamente sugli EOF. Un EOF rappresenta una struttura spaziale fissa la cui ampiezza cambia nel tempo; non descrive direttamente il movimento della fase di un’onda, la propagazione del suo inviluppo o lo sviluppo successivo di saccature e promontori. La Figura 2 suggerisce invece un sistema esplicitamente non stazionario: prima emerge il trough atlantico e successivamente viene costruito il ridge europeo. Per questo motivo Krüger et al. ricorrono nelle sezioni successive alla decomposizione di Fourier del geopotenziale a 300 hPa, separando onde planetarie con numeri d’onda 1–3 e Rossby wave packets a scala sinottica con numeri d’onda 4–15. Tale approccio consente di distinguere una componente planetaria quasi stazionaria da segnali realmente propaganti.
L’importanza della dinamica della corrente a getto per gli estremi europei è sostenuta anche da studi indipendenti. Rousi et al. (2022) hanno mostrato che la persistenza degli stati a doppio getto sull’Eurasia è fortemente associata alle ondate di caldo dell’Europa occidentale e può spiegare localmente fino al 35% della variabilità della loro intensità cumulativa. Gli autori hanno inoltre attribuito all’aumento della persistenza dei double jets una parte considerevole dell’accelerazione osservata delle ondate di caldo europee negli ultimi decenni. Sebbene il meccanismo analizzato da Rousi et al. non sia identico a quello della Figura 2, i due risultati convergono su un principio fondamentale: la temperatura estrema europea dipende in modo sostanziale dalla configurazione e dalla persistenza della circolazione della troposfera superiore, e non può essere interpretata unicamente come conseguenza del riscaldamento termodinamico di fondo.
Questa considerazione permette anche di comprendere perché gli altri quattro compositi della Figura 2 non producano una risposta europea speculare. Se il rapporto fosse semplicemente lineare, si potrebbe attendere che SST calde con tendenza positiva producano un raffreddamento europeo equivalente e di segno opposto rispetto al riscaldamento associato alle SST fredde in diminuzione. La figura mostra invece che ciò non avviene. Le oscillazioni di T2m e Z300 degli altri compositi sono meno persistenti, meno coerenti e in gran parte non significative. La risposta atmosfera-oceano è dunque fortemente non lineare: una determinata combinazione di stato della SST, gradiente termico, posizione della storm track e fase delle onde atmosferiche può attivare una sequenza favorevole al ridge europeo, mentre la configurazione opposta non genera necessariamente una risposta simmetrica.
La significatività statistica evidenziata dallo spessore delle linee rafforza questa conclusione. Gli autori applicano il bootstrap per verificare se le anomalie composite siano compatibili con la normale variabilità giornaliera estiva. Il fatto che il minimo di Z300 sull’Atlantico e il successivo massimo di Z300 e T2m sull’Europa emergano come segnali statisticamente robusti nel composito freddo con tendenza negativa, mentre analoghe strutture non compaiono sistematicamente negli altri compositi, indica che la sequenza non è semplicemente il risultato di oscillazioni casuali della circolazione allineate attorno alla data dell’evento. Naturalmente, la significatività statistica non dimostra da sola la causalità, soprattutto considerando il numero relativamente limitato di eventi, ma la concordanza tra tempistica, struttura dinamica e risultati modellistici indipendenti conferisce maggiore solidità all’interpretazione fisica.
Un ulteriore sostegno proviene dallo studio di Krüger et al. pubblicato nel 2026 sui modelli HighResMIP. Gli autori mostrano che i modelli con maggiore risoluzione, soprattutto quelli dotati di una componente oceanica capace di rappresentare più realisticamente i vortici mesoscalari, riproducono meglio il meccanismo osservato in ERA5. Una rappresentazione più accurata delle correnti nord-atlantiche riduce i bias di SST e dei flussi turbolenti, migliora la risposta della storm track e favorisce una simulazione più realistica della saccatura atlantica e del ridge europeo. Le versioni ad alta risoluzione presentano inoltre una migliore componente stazionaria dell’attività delle onde di Rossby, associata a una maggiore persistenza delle anomalie atmosferiche e a una migliore simulazione degli episodi caldi europei.
Questo risultato è particolarmente importante perché trasforma la Figura 2 da una semplice relazione diagnostica osservata in ERA5 in un possibile benchmark dinamico per i modelli climatici. Un modello che non rappresenti correttamente la posizione delle correnti del Nord Atlantico, i gradienti di SST o i flussi di calore superficiale può produrre errori nella baroclinicità atmosferica e nella storm track; tali errori possono poi propagarsi verso valle e alterare la posizione, l’intensità o la durata dei promontori europei. Krüger et al. mostrano infatti che i bias nord-atlantici possono essere associati a una rappresentazione meno realistica delle onde di Rossby e dei regimi meteorologici europei. La qualità della previsione degli estremi termici continentali dipende quindi anche dalla capacità di simulare correttamente processi oceanici che avvengono migliaia di chilometri a ovest.
La Figura 2 assume pertanto anche una possibile rilevanza per la prevedibilità subseasonal. Il massimo della risposta termica europea non si presenta contemporaneamente all’identificazione dell’evento SST, ma diversi giorni dopo, e viene preceduto da una sequenza strutturata di anomalie atmosferiche. In linea teorica, la combinazione fra SST subpolari fredde, ulteriore tendenza negativa, sviluppo di una saccatura atlantica e organizzazione della guida d’onda potrebbe quindi contenere informazione predittiva sulla probabilità di un successivo ridge europeo. Non sarebbe tuttavia corretto utilizzare la sola SST come predittore deterministico: la Figura 2 mostra un comportamento medio composito, mentre ogni singolo episodio dipende dalla fase delle onde, dalla posizione del getto, dal forcing diabatico e dalle condizioni continentali. I risultati modellistici più recenti suggeriscono però che una migliore rappresentazione dello stato del Nord Atlantico e delle interazioni aria-mare può effettivamente migliorare la simulazione degli eventi caldi a valle.
Nel complesso, quindi, la Figura 2 permette di ricostruire una concatenazione fisica molto più articolata rispetto alla semplice formula “Atlantico freddo–Europa calda”. La sequenza osservata è più correttamente descritta come sviluppo di una saccatura nord-atlantica → intensificazione degli scambi aria-mare e raffreddamento delle SST → possibile rafforzamento della baroclinicità e dell’attività ciclonica → propagazione e sviluppo a valle delle anomalie delle onde di Rossby → formazione di un ridge sull’Europa centrale → aumento persistente della T2m europea. Alcuni passaggi sono guidati principalmente dall’atmosfera, altri implicano una retroazione dell’oceano e altri ancora dipendono dai processi diabatici associati alla storm track. La distinzione tra forcing e feedback è quindi fondamentale: la saccatura appare precedere il massimo raffreddamento, suggerendo un’origine atmosferica iniziale della tendenza negativa della SST, ma gli esperimenti modellistici indicano che lo stato termico oceanico può successivamente modificare l’intensità e la durata della risposta europea.
Il risultato centrale della figura rimane comunque straordinariamente netto: fra le cinque configurazioni oceaniche analizzate, le SST nord-atlantiche fredde accompagnate da un ulteriore raffreddamento sono quelle associate alle anomalie più robuste della circolazione e alla più chiara risposta calda dell’Europa centrale. La saccatura atlantica raggiunge valori dell’ordine di −100 gpm, mentre alcuni giorni più tardi il ridge europeo raggiunge circa +60 gpm e la T2m quasi +1,5 °C, con una persistenza dell’anomalia termica significativa di circa una settimana. La mancata perfetta corrispondenza con SNAO e SEA dimostra inoltre che il processo possiede una componente propagante e non può essere completamente descritto attraverso regimi atmosferici statici. Proprio questa caratteristica rende necessaria l’analisi successiva delle onde planetarie e dei Rossby wave packets.
Considerata insieme agli studi di Zschenderlein et al. sui processi diabatici, agli esperimenti di Bischof et al. sulle SST subpolari, alle ricerche di Rousi et al. sulla persistenza della corrente a getto e ai più recenti esperimenti accoppiati di Krüger et al., la Figura 2 contribuisce quindi a delineare una visione moderna delle ondate di caldo europee come prodotto di un sistema dinamico multiscala, nel quale oceano, storm track, jet stream, onde di Rossby e feedback continentali interagiscono continuamente. Non è il semplice valore freddo della SST a determinare l’estremo europeo, ma la particolare evoluzione del sistema nel quale una superficie oceanica già fredda continua a raffreddarsi mentre una saccatura si approfondisce nell’Atlantico; da questa configurazione upstream può quindi emergere, attraverso processi baroclini, diabatici e ondulatori, il promontorio downstream responsabile delle anomalie calde sull’Europa centrale. È proprio questa sequenza temporale, chiaramente visibile nella Figura 2, a costituire una delle evidenze più convincenti dell’esistenza di un collegamento dinamico fra la variabilità del Nord Atlantico e alcuni episodi di caldo europeo.
4.2. Confronto con il composito basato sugli eventi di caldo europei
Il confronto tra il composito costruito a partire dagli episodi caratterizzati da temperature superficiali del mare anormalmente basse nel Nord Atlantico e contemporaneamente interessate da una tendenza negativa, e quello definito indipendentemente sulla base degli eventi di caldo osservati sull’Europa, costituisce uno degli elementi più rilevanti dell’analisi, poiché permette di verificare se la relazione individuata partendo dallo stato termico dell’oceano sia riconoscibile anche procedendo nella direzione opposta, ossia selezionando dapprima gli estremi termici continentali e ricostruendo successivamente le condizioni oceaniche e atmosferiche che li precedono. Questo approccio bidirezionale è particolarmente importante nello studio delle interazioni atmosfera-oceano alle medie latitudini, dove una semplice correlazione simultanea tra temperatura superficiale marina e temperatura continentale non permette di distinguere agevolmente il ruolo dell’oceano da quello della circolazione atmosferica. Krüger et al. (2023), utilizzando la rianalisi ERA5 e concentrandosi sul settore del Nord Atlantico compreso tra 45–60°N e 15–40°W e sull’Europa centrale tra 45–52,5°N e 0–20°E, mostrano infatti che gli episodi caratterizzati da SST fredde e da un ulteriore raffreddamento sono seguiti con notevole regolarità dalla formazione di anomalie termiche positive sull’Europa, nell’ambito di un’evoluzione dinamica che coinvolge una saccatura nord-atlantica e il successivo sviluppo di un promontorio anticiclonico a valle sul continente europeo.
La Figura 3 consente di quantificare questa relazione in maniera particolarmente chiara. Nel composito dei dodici episodi caratterizzati da SST fredde del Nord Atlantico con tendenza negativa, le anomalie della temperatura dell’aria a due metri sull’Europa rimangono mediamente positive fino a circa quattordici giorni dopo la data di riferimento. Ancora più significativo, dal punto di vista della robustezza fisica del risultato, è il fatto che undici episodi su dodici, cioè circa il 90% del campione, siano seguiti da anomalie positive della T2m europea. L’unica eccezione riguarda l’agosto 1985, quando la saccatura atlantica, invece di rimanere sufficientemente confinata a ovest dell’Europa da favorire lo sviluppo di un promontorio a valle sull’area analizzata, si estese maggiormente verso il continente. Anche in quel caso, tuttavia, un’anomalia calda si sviluppò più a est, verso la Russia nord-occidentale, suggerendo che la differenza rispetto agli altri episodi riguardasse soprattutto la posizione longitudinale del sistema ondulatorio atmosferico e non necessariamente l’assenza di un meccanismo dinamico favorevole al caldo.
La verifica effettuata selezionando direttamente i diciotto eventi di caldo europei rende la relazione ancora più interessante. La temperatura europea raggiunge nel composito un’anomalia prossima a +4 °C circa due giorni dopo il superamento del 95° percentile, mentre già cinque giorni prima dell’inizio dell’evento caldo quattordici casi su diciotto presentano SST nord-atlantiche inferiori alla media. Ancora più marcata è la concordanza per quanto riguarda la tendenza: quindici eventi su diciotto sono preceduti da una diminuzione delle SST nord-atlantiche. Il fatto che il valore medio dell’anomalia marina non raggiunga la significatività statistica secondo il bootstrap non elimina l’interesse dinamico del risultato. Le anomalie oceaniche sono infatti relativamente deboli e il campione è costituito soltanto da diciotto episodi, mentre la notevole prevalenza del segno negativo della tendenza suggerisce l’esistenza di uno stato atmosferico-oceanico ricorrente antecedente a numerosi eventi caldi europei. Gli stessi autori sottolineano pertanto che il risultato deve essere interpretato in termini probabilistici: una SST fredda nel Nord Atlantico non costituisce una condizione necessaria né sufficiente per lo sviluppo di un’ondata di caldo europea, ma può rappresentare una componente di una configurazione dinamica che aumenta la probabilità che essa si realizzi.
Questa distinzione è fondamentale. Sarebbe infatti fuorviante interpretare la sequenza semplicemente come “oceano freddo che provoca Europa calda”. Alle scale sinottiche considerate nello studio, una parte sostanziale della diminuzione delle SST appare inizialmente forzata dall’atmosfera stessa. Nei compositi di Krüger et al. una marcata anomalia negativa del geopotenziale a 300 hPa, indicativa di una profonda saccatura sul Nord Atlantico, precede o accompagna il raffreddamento superficiale dell’oceano. L’advezione di aria relativamente fredda e secca proveniente dalle regioni groenlandesi e del Labrador intensifica gli scambi turbolenti di calore dall’oceano verso l’atmosfera, favorendo un’ulteriore diminuzione della temperatura superficiale marina. Successivamente, mentre la saccatura atlantica persiste, a valle si sviluppa un’anomalia positiva del geopotenziale sull’Europa centrale; circa cinque giorni dopo l’evento SST il promontorio europeo risulta chiaramente riconoscibile e le anomalie termiche superficiali aumentano. La successione temporale indica quindi un sistema accoppiato nel quale la circolazione atmosferica contribuisce inizialmente alla formazione dell’anomalia oceanica e, contemporaneamente, predispone la struttura ondulatoria capace di favorire il successivo caldo europeo.
Un meccanismo analogo era già emerso nell’analisi dell’estate 2015. Duchez et al. mostrarono che quell’anno il Nord Atlantico centro-settentrionale fu caratterizzato da temperature superficiali eccezionalmente basse, mentre l’Europa sperimentò contemporaneamente una delle più importanti ondate di caldo delle ultime decadi. Il forte raffreddamento oceanico del 2015 derivò da una combinazione di perdita di calore superficiale, anomalie nella struttura termica oceanica e processi dinamici legati alla circolazione atmosferica e oceanica. L’importanza di quel caso risiede nell’aver richiamato l’attenzione su una configurazione apparentemente controintuitiva: condizioni fredde sul Nord Atlantico possono coesistere con condizioni estremamente calde sull’Europa perché ciò che conta non è il semplice trasferimento diretto di temperatura dall’oceano al continente, ma la risposta della circolazione atmosferica al forte gradiente termico e alla distribuzione spaziale delle anomalie.
La letteratura successiva ha fornito elementi importanti per distinguere il ruolo dell’atmosfera da quello dell’oceano. Bischof et al. (2023), mediante esperimenti numerici con il modello atmosferico ECHAM6, hanno confrontato simulazioni nelle quali venivano prescritte le condizioni oceaniche osservate nel 2018, caratterizzate da un’anomalia fredda nel Nord Atlantico subpolare, con esperimenti nei quali tale anomalia veniva artificialmente rimossa. Il confronto mostra che la presenza delle SST fredde può aumentare significativamente la durata e l’intensità delle ondate di caldo in diverse regioni europee. Il collegamento viene attribuito a una modificazione della struttura ondulatoria media della circolazione troposferica estiva, fornendo pertanto un supporto modellistico all’ipotesi che, dopo essere state almeno in parte generate dall’atmosfera, le anomalie oceaniche possano retroagire sulla circolazione e contribuire al mantenimento o all’amplificazione della configurazione favorevole al caldo continentale.
In questa prospettiva l’interazione atmosfera-oceano assume la forma di una retroazione piuttosto che di una causalità unidirezionale. Una saccatura persistente sul Nord Atlantico favorisce flussi di calore turbolento diretti dall’oceano verso l’atmosfera e può raffreddare ulteriormente la superficie marina; le SST anormalmente basse aumentano a loro volta il contrasto termico orizzontale nella bassa troposfera e possono modificare la baroclinicità, la posizione e l’intensità della guida d’onda atmosferica. Krüger et al. mostrano che, negli episodi con SST fredde e tendenza negativa, la baroclinicità nella bassa troposfera risulta rafforzata e successivamente si intensifica la struttura della waveguide in alta troposfera. Quest’ultima può favorire la propagazione organizzata delle anomalie di vorticità e lo sviluppo downstream, consentendo alla perturbazione inizialmente localizzata sull’Atlantico di contribuire alla costruzione di un promontorio sul continente europeo.
Il processo è strettamente connesso alla dinamica delle onde di Rossby. L’analisi spettrale effettuata da Krüger et al. evidenzia la sovrapposizione tra una componente planetaria dominata dal numero d’onda zonale 3 e pacchetti regionali di onde di Rossby con numeri d’onda più elevati. Questa sovrapposizione contribuisce alla configurazione saccatura-promontorio che collega dinamicamente il Nord Atlantico all’Europa. Non si tratta quindi di un semplice pattern stazionario riconducibile integralmente a una singola modalità climatica quale la Summer North Atlantic Oscillation, ma di una struttura evolutiva nella quale la saccatura atlantica precede temporalmente l’amplificazione del promontorio europeo. Tale carattere non stazionario spiega anche perché il segnale non possa essere interpretato esclusivamente attraverso indici atmosferici mediati su vaste regioni.
Un ulteriore elemento dinamico riguarda il ruolo del riscaldamento diabatico nelle correnti ascendenti associate ai cicloni nord-atlantici. Le analisi lagrangiane di Zschenderlein et al. (2020) hanno mostrato che una parte dell’aria che successivamente raggiunge gli anticicloni dell’alta troposfera responsabili delle ondate di caldo sull’Europa può provenire dal Nord Atlantico. Nei cosiddetti warm conveyor belts dei cicloni extratropicali, l’aria viene sollevata rapidamente e la condensazione del vapore acqueo libera calore latente. Questo riscaldamento diabatico modifica la vorticità potenziale delle masse d’aria e contribuisce alla costruzione o all’amplificazione di promontori anticiclonici nell’alta troposfera a valle. Zschenderlein et al. individuano infatti un ramo remoto del riscaldamento diabatico localizzato sull’Atlantico alcuni giorni prima che le masse d’aria raggiungano l’anticiclone europeo.
Tale risultato fornisce una spiegazione fisica plausibile della sequenza temporale osservata nella Figura 3. La presenza di una saccatura sul Nord Atlantico non deve essere interpretata soltanto come il ramo freddo dell’onda planetaria opposto al promontorio europeo. Essa ospita sistemi ciclonici, ascendenze e processi di condensazione che possono contribuire attivamente allo sviluppo del promontorio a valle. Krüger et al. osservano infatti nei compositi un aumento dei flussi turbolenti di calore verso l’alto, moti ascendenti, maggiore nuvolosità media e precipitazioni sull’Atlantico, contemporaneamente alla successiva amplificazione del geopotenziale europeo. Gli autori collegano esplicitamente questi risultati al “remote heating branch” individuato attraverso le analisi lagrangiane, suggerendo che il rilascio di calore latente sull’Atlantico rappresenti uno dei processi attraverso cui l’evoluzione ciclonica oceanica può contribuire all’anticiclogenesi in Europa.
Una volta sviluppatosi il promontorio anticiclonico europeo, intervengono inoltre numerosi processi locali capaci di amplificare le anomalie di temperatura. La subsidenza associata all’alta pressione produce riscaldamento adiabatico della colonna atmosferica e limita lo sviluppo della convezione; la riduzione della copertura nuvolosa aumenta la radiazione solare incidente, mentre la persistenza di condizioni secche diminuisce progressivamente l’umidità del terreno. Quando l’acqua disponibile nel suolo si riduce, una frazione crescente dell’energia netta disponibile alla superficie viene convertita in flusso di calore sensibile anziché in evaporazione, amplificando ulteriormente la temperatura dell’aria. È però importante sottolineare che, nel quadro proposto da Krüger et al., questi feedback superficiali europei sembrano agire soprattutto come amplificatori di un evento già predisposto dinamicamente dalla circolazione atmosferica, piuttosto che rappresentarne l’innesco originario.
La centralità della dinamica atmosferica è coerente anche con una vasta letteratura sulle ondate di caldo europee. Cassou et al. (2005) mostrarono che gli estremi termici estivi europei sono frequentemente associati a specifici regimi di circolazione del settore euro-atlantico e che anomalie termiche dell’Atlantico tropicale possono contribuire a favorirne l’eccitazione. Più recentemente Rousi et al. (2022) hanno evidenziato come l’Europa rappresenti un vero e proprio hotspot delle ondate di caldo, con tendenze all’aumento particolarmente rapide rispetto ad altre regioni delle medie latitudini dell’emisfero boreale, associando una parte consistente della variabilità e del trend delle ondate di caldo dell’Europa occidentale all’aumento della persistenza delle configurazioni a doppio getto sull’Eurasia. Tali configurazioni creano una regione di venti occidentali relativamente deboli tra il ramo subtropicale e quello settentrionale del getto, favorendo la persistenza di promontori e sistemi di blocco.
Questo punto è particolarmente rilevante perché mostra come il segnale delle SST nord-atlantiche della Figura 3 debba essere inserito in un sistema dinamico più ampio. Le anomalie oceaniche possono contribuire a modificare la baroclinicità e la guida d’onda, ma l’espressione concreta dell’ondata di caldo dipende dalla configurazione del getto, dalla propagazione delle onde di Rossby e dalla persistenza dei sistemi anticiclonici. Rousi et al. stimano che le configurazioni a doppio getto possano spiegare fino a circa il 35% della variabilità dell’intensità cumulativa delle ondate di caldo in alcune regioni dell’Europa occidentale e che la crescente persistenza di tali configurazioni possa spiegare gran parte dell’accelerazione del trend degli estremi termici nell’area occidentale del continente.
Anche la scala temporale utilizzata per analizzare le SST è determinante. Beobide-Arsuaga et al. (2023), considerando condizioni primaverili antecedenti alle ondate di caldo estive, hanno identificato un pattern tripolare delle SST nord-atlantiche come possibile precursore degli estremi termici europei. In particolare, un’anomalia positiva nel vortice subtropicale accompagnata da anomalie negative nel gyre subpolare e nell’Atlantico tropicale occidentale può precedere estati caratterizzate da un’elevata frequenza di ondate di caldo. Questi risultati non contraddicono quelli di Krüger et al.; piuttosto evidenziano che l’Atlantico può influenzare il clima estivo europeo attraverso meccanismi differenti a seconda della scala temporale considerata. Le anomalie primaverili possono agire come condizioni di fondo su scale stagionali, mentre la diminuzione delle SST rilevata pochi giorni prima degli eventi nella Figura 3 è strettamente associata alla dinamica sinottica della saccatura nord-atlantica e alla successiva propagazione downstream.
È altrettanto importante non identificare automaticamente ogni anomalia fredda considerata in questa analisi con il cosiddetto North Atlantic warming hole o cold blob subpolare. Quest’ultimo rappresenta un’anomalia climatica su scale pluridecennali, mentre gli eventi individuati da Krüger et al. sono definiti anche sulla base di variazioni delle SST su scale dell’ordine dei giorni. Le due fenomenologie possono sovrapporsi e uno stato oceanico persistentemente freddo può creare un ambiente più favorevole alla comparsa degli eventi studiati, ma non sono concettualmente equivalenti. Nello studio del 2023 gli episodi più efficaci nel precedere il caldo europeo si verificano infatti soprattutto durante estati nelle quali le SST nord-atlantiche rimangono persistentemente basse per diversi mesi; entro questo stato di fondo, un ulteriore raffreddamento sinottico associato alla saccatura sembra rappresentare il segnale più direttamente connesso alla successiva evoluzione atmosferica verso il promontorio europeo.
Inoltre, l’interazione con la variabilità multidecadale atlantica potrebbe contribuire a modulare la frequenza con cui questo meccanismo si manifesta. Krüger et al. osservano una distribuzione temporale non uniforme degli eventi freddi e sottolineano la possibile influenza dell’Atlantic Multidecadal Variability. Studi modellistici hanno mostrato che l’AMV è in grado di modificare significativamente il clima estivo euro-mediterraneo attraverso anomalie della circolazione atmosferica e feedback superficiali, sebbene l’ampiezza e perfino alcuni dettagli spaziali della risposta possano dipendere dal modello considerato. Questa sensibilità ricorda che il legame tra SST atlantiche e caldo europeo non può essere ricondotto a una semplice relazione lineare valida in ogni periodo climatico.
La Figura 3 deve quindi essere letta soprattutto come una dimostrazione della coerenza temporale e statistica di una sequenza atmosferico-oceanica ricorrente. Da una parte, partendo dai dodici episodi più chiaramente caratterizzati da SST nord-atlantiche fredde e in diminuzione, undici vengono seguiti da un riscaldamento europeo; dall’altra, partendo indipendentemente dai diciotto eventi di caldo europeo, quattordici risultano preceduti da SST atlantiche inferiori alla media e quindici da una loro tendenza negativa. La convergenza dei due compositi rafforza pertanto l’ipotesi di un legame fisico, pur senza dimostrare che ogni evento caldo europeo derivi dal medesimo meccanismo. Soltanto quattro dei diciotto eventi europei corrispondono infatti direttamente a episodi nei quali le SST scendono al di sotto del decimo percentile e presentano contemporaneamente una tendenza negativa secondo la definizione più restrittiva adottata nello studio.
Questo limite è scientificamente importante perché evidenzia la natura multicausale delle ondate di caldo. L’Europa può sperimentare temperature eccezionalmente elevate attraverso differenti configurazioni atmosferiche, influenzate dalla posizione del getto, dal blocco anticiclonico, dalle onde di Rossby, dalle condizioni del suolo, dal Mediterraneo e dagli oceani circostanti, oltre che dallo stato termodinamico di fondo determinato dal riscaldamento climatico. Le SST fredde del Nord Atlantico rappresentano pertanto un possibile fattore predisponente, non una regola deterministica. La loro utilità scientifica risiede nel fatto che esse possono fornire informazioni sulla configurazione della circolazione euro-atlantica e, potenzialmente, sulla probabilità di formazione di un promontorio europeo alcuni giorni più tardi. Gli esperimenti modellistici di Bischof et al., nei quali l’anomalia fredda viene manipolata direttamente, rafforzano questa interpretazione mostrando che l’oceano può effettivamente contribuire ad aumentare durata e intensità degli episodi caldi, ma non eliminano il ruolo dominante della variabilità atmosferica nella loro genesi.
Nel complesso, il confronto presentato nella sezione 4.2 fornisce quindi un’importante evidenza a favore di una connessione fisica tra il Nord Atlantico e gli estremi termici europei. La caratteristica fondamentale non è semplicemente la presenza di acqua oceanica più fredda a ovest del continente, bensì la combinazione fra uno stato persistentemente freddo del Nord Atlantico, un’ulteriore tendenza negativa delle SST, una profonda saccatura atmosferica atlantica, l’intensificazione della baroclinicità e della guida d’onda troposferica, il rilascio di calore latente nelle correnti ascendenti e la successiva amplificazione di un promontorio anticiclonico sull’Europa. All’interno di questa catena, la subsidenza, l’aumento della radiazione solare superficiale e i feedback terra-atmosfera amplificano ulteriormente l’anomalia termica continentale. La Figura 3 assume pertanto un significato che va oltre una semplice correlazione fra due serie di temperatura: essa documenta l’impronta statistica di un processo di sviluppo downstream attraverso il settore Nord Atlantico-Europa, coerente con la moderna comprensione delle interazioni fra oceano, jet stream, onde di Rossby e sistemi di blocco responsabili di una parte rilevante degli estremi di caldo europei.
Figura 3 – Relazione temporale tra il raffreddamento delle SST del Nord Atlantico e gli eventi di caldo europei
La Figura 3 costituisce uno dei passaggi più significativi dell’analisi di Krüger et al. (2023), poiché verifica il legame tra le anomalie della temperatura superficiale del mare del Nord Atlantico e gli episodi di caldo sull’Europa attraverso due criteri di selezione indipendenti e complementari. Nel pannello a) il punto di partenza è costituito da dodici episodi nei quali le SST del Nord Atlantico sono già anormalmente basse e mostrano contemporaneamente una tendenza negativa, mentre nel pannello b) il composito viene costruito selezionando diciotto eventi di caldo europei e ricostruendo retrospettivamente l’evoluzione delle condizioni oceaniche nord-atlantiche. Questo doppio approccio è metodologicamente importante perché consente di verificare se la relazione individuata partendo dall’oceano rimanga riconoscibile anche quando la selezione degli eventi viene effettuata indipendentemente sulla base della temperatura continentale. Nel complesso, gli autori mostrano che gli episodi caratterizzati da SST fredde e in ulteriore diminuzione sono frequentemente seguiti da anomalie termiche positive sull’Europa e che, procedendo in senso inverso, la maggior parte degli eventi di caldo europei è preceduta da SST nord-atlantiche inferiori alla media e da una loro tendenza negativa. Il risultato non dimostra una causalità semplice e unidirezionale dall’oceano all’atmosfera, ma identifica una configurazione atmosfera-oceano ricorrente nella quale il Nord Atlantico sembra svolgere un ruolo importante nell’evoluzione della circolazione favorevole al caldo europeo.
Nel pannello a), la linea blu rappresenta l’anomalia media delle SST del Nord Atlantico rispetto al giorno di riferimento, indicato dal lag 0. Già diverse settimane prima dell’evento le SST sono inferiori alla climatologia; avvicinandosi al giorno 0, tuttavia, il raffreddamento accelera e l’anomalia raggiunge valori prossimi a −1 °C nei giorni immediatamente successivi. È proprio questa ulteriore diminuzione, sovrapposta a uno stato oceanico già freddo, a distinguere la classe di eventi selezionata dagli autori. La linea rossa descrive invece l’evoluzione della temperatura dell’aria a 2 m sull’Europa centrale. Prima del lag 0 le anomalie europee oscillano prevalentemente attorno alla norma, mentre immediatamente dopo l’intensificazione del raffreddamento atlantico compare una rapida crescita della T2m continentale. Il massimo medio, prossimo a +1,5 °C, viene raggiunto alcuni giorni dopo il minimo oceanico e le anomalie positive persistono mediamente fino a circa il quattordicesimo giorno. Tale sfasamento temporale rappresenta un elemento essenziale: il massimo del riscaldamento europeo non coincide con l’inizio del raffreddamento oceanico, ma compare successivamente, coerentemente con un processo di sviluppo atmosferico downstream dall’Atlantico verso l’Europa. Krüger et al. mostrano infatti che la tendenza negativa delle SST si verifica in presenza di una marcata saccatura nord-atlantica e che alcuni giorni più tardi si forma a valle un’anomalia positiva del geopotenziale sull’Europa centrale, associata all’aumento della temperatura superficiale.
La robustezza del risultato emerge ancora più chiaramente considerando i singoli episodi che compongono il composito. Undici dei dodici eventi, pari a circa il 90% del campione, sono seguiti da anomalie positive della T2m europea. L’unica eccezione è rappresentata dall’agosto 1985, quando la saccatura nord-atlantica si estese maggiormente verso il continente e il massimo riscaldamento risultò spostato verso la Russia nord-occidentale, quindi al di fuori dell’area utilizzata dagli autori per calcolare la temperatura europea. Questa eccezione è interessante perché suggerisce che la posizione longitudinale della struttura ondulatoria atmosferica sia determinante nel decidere quale regione europea sperimenti il massimo riscaldamento. In altre parole, il meccanismo non deve essere interpretato come una risposta termica uniforme dell’intero continente, bensì come la conseguenza di un particolare assetto delle onde atmosferiche nel settore Nord Atlantico–Europa.
Le fasce rosse che circondano la T2m media nel pannello a) permettono inoltre di valutare la dispersione fra gli eventi. La fascia più scura rappresenta l’intervallo interquartile, mentre quella più chiara racchiude i valori compresi fra il 10° e il 90° percentile. La notevole ampiezza delle fasce indica che l’intensità del riscaldamento europeo varia sensibilmente da un episodio all’altro; tuttavia, la prevalenza quasi sistematica di anomalie positive dopo il lag 0 dimostra che il segno della risposta è molto più robusto della sua ampiezza. Lo spessore maggiore di alcuni segmenti delle curve segnala inoltre le fasi statisticamente significative secondo un intervallo di confidenza del 95% ottenuto mediante bootstrap. Questa procedura è particolarmente appropriata in presenza di campioni relativamente piccoli perché non richiede l’assunzione che la distribuzione degli eventi sia necessariamente gaussiana e permette di stimare empiricamente l’incertezza associata alla media composita.
Il pannello b) rappresenta una verifica ancora più stringente perché il composito non viene più costruito sulla base dello stato del Nord Atlantico, bensì selezionando direttamente diciotto episodi di caldo europeo. Il lag 0 corrisponde al superamento del 95° percentile della temperatura europea. La linea rossa mostra un incremento molto rapido della T2m nei giorni immediatamente precedenti l’evento e un massimo vicino a +4 °C circa due giorni dopo il superamento della soglia, seguito da un altrettanto rapido decadimento. La forma appuntita del massimo composito riflette la natura episodica degli estremi selezionati e indica che l’anomalia più intensa si concentra nei primi giorni dell’evento. Tuttavia, l’elemento scientificamente più interessante non è il picco termico europeo in sé, bensì ciò che accade simultaneamente e soprattutto nei giorni precedenti nel Nord Atlantico.
La curva blu mostra infatti che le SST nord-atlantiche tendono a collocarsi al di sotto della climatologia già prima dell’inizio del caldo europeo. Circa cinque giorni prima dell’evento, 14 dei 18 casi presentano SST inferiori alla media e, nello stesso intervallo temporale, 15 dei 18 episodi mostrano una tendenza negativa delle SST. Quest’ultima informazione viene rappresentata dalla linea verde tratteggiata e costituisce probabilmente uno degli elementi più importanti dell’intera figura. L’anomalia media delle SST rimane relativamente debole e non raggiunge una robusta significatività statistica, ma la prevalenza del segno negativo della tendenza è molto marcata. Ne consegue che non è necessariamente l’entità assoluta dell’anomalia fredda a contenere l’informazione dinamicamente più rilevante, quanto piuttosto il fatto che il Nord Atlantico si trovi in una fase di ulteriore raffreddamento nei giorni che precedono numerosi episodi di caldo europeo. Krüger et al. sottolineano precisamente questa distinzione: il segnale medio delle SST è modesto, ma la concordanza fra gli eventi è notevole.
La Figura 3 deve quindi essere interpretata in relazione alla dinamica atmosferica che produce contemporaneamente il raffreddamento oceanico e la successiva anomalia calda continentale. Nel composito di Krüger et al., una profonda saccatura nella media e alta troposfera è presente sul Nord Atlantico in prossimità del momento in cui le SST mostrano la loro tendenza negativa più pronunciata. L’advezione di aria relativamente fredda e secca proveniente dalle regioni groenlandesi e del Labrador, associata alla circolazione ciclonica, favorisce maggiori flussi turbolenti di calore dall’oceano verso l’atmosfera. Ciò contribuisce al raffreddamento della superficie marina, mostrando che almeno una parte del segnale SST è inizialmente atmosphere-driven, cioè generato dalla circolazione atmosferica sovrastante piuttosto che imposto autonomamente dall’oceano. Gli autori rilevano inoltre che la saccatura nord-atlantica precede il massimo del promontorio europeo, evidenziando una sequenza dinamica piuttosto che una configurazione perfettamente stazionaria.
Il successivo sviluppo del promontorio europeo appare collegato alla modifica della baroclinicità della bassa troposfera e alla presenza di una guida d’onda più intensa nella parte superiore della troposfera. Il rafforzamento del gradiente meridionale di temperatura superficiale nel Nord Atlantico può aumentare la baroclinicità e favorire lo sviluppo o il mantenimento dell’attività ciclonica e della saccatura. Più in alto, una struttura favorevole della corrente a getto permette alle perturbazioni di vorticità e ai pacchetti di onde di Rossby di propagarsi verso valle, contribuendo alla costruzione del promontorio sull’Europa. Nel loro studio, Krüger et al. individuano sia una componente a scala planetaria riconducibile a un numero d’onda zonale 3 sia un’attività ondulatoria regionale confinata al settore euro-atlantico; la sovrapposizione delle due componenti contribuisce alla caratteristica configurazione saccatura-atlantica/promontorio-europeo associata agli eventi analizzati.
Questa interpretazione trova un importante precedente nello studio di Duchez et al. (2016) sull’estate 2015, quando un’anomalia eccezionalmente fredda occupò il Nord Atlantico settentrionale mentre l’Europa sperimentava una severa ondata di caldo. Il caso del 2015 mostrò come una forte anomalia fredda oceanica potesse essere fisicamente collegata a condizioni atmosferiche favorevoli al caldo a valle, evidenziando il ruolo dei gradienti termici oceanici e della struttura della circolazione nord-atlantica. Il 25 giugno 2015 figura inoltre tra gli eventi individuati successivamente da Krüger et al. come episodio caratterizzato da SST fredde con tendenza negativa, pochi giorni prima dell’inizio del caldo europeo dei primi di luglio. Studi successivi hanno utilizzato proprio gli episodi del 2015 e del 2018 come casi emblematici di questa possibile connessione Atlantico-Europa.
Un sostegno ancora più diretto all’ipotesi di un ruolo attivo dell’oceano è stato fornito da Bischof et al. (2023), che attraverso esperimenti numerici con il modello atmosferico ECHAM6 hanno confrontato simulazioni caratterizzate da differenti configurazioni delle SST del Nord Atlantico. Gli autori hanno riscontrato che SST fredde nel settore subpolare possono aumentare significativamente la durata e la magnitudine delle ondate di caldo europee, rafforzando una struttura ondulatoria della circolazione estiva nella troposfera superiore. Questo risultato è importante perché permette di superare almeno in parte il problema della causalità presente nelle sole osservazioni: se nelle rianalisi l’atmosfera può contemporaneamente raffreddare l’oceano e riscaldare l’Europa, negli esperimenti di sensibilità è possibile modificare le SST e misurare la conseguente risposta atmosferica. Le simulazioni di Bischof et al. indicano così che l’anomalia oceanica, pur potendo essere inizialmente generata o amplificata dall’atmosfera, è anche in grado di retroagire sulla circolazione e di modificare le caratteristiche del caldo europeo.
Il quadro viene ulteriormente corroborato da un recente studio di Krüger et al. (2026) basato su sette modelli climatici globali, comprendenti configurazioni del progetto HighResMIP. Gli autori mostrano che i modelli a maggiore risoluzione, soprattutto quelli dotati di un oceano capace di rappresentare meglio i vortici mesoscalari, riproducono più realisticamente la relazione osservata tra SST fredde del Nord Atlantico, saccatura atmosferica e successivo promontorio europeo. Nelle configurazioni ad alta risoluzione vengono simulate in maniera più accurata l’evaporazione e il flusso di calore latente dalla superficie marina, la baroclinicità della bassa troposfera, l’intensità della saccatura atlantica e, circa cinque-sette giorni più tardi, l’anomalia positiva di geopotenziale e temperatura sull’Europa. La migliore rappresentazione del meccanismo nei modelli con oceano eddy-permitting o eddy-rich suggerisce che i processi mesoscalari e gli scambi aria-mare nel Nord Atlantico non costituiscano semplicemente dettagli secondari, ma possano contribuire alla corretta simulazione degli estremi termici europei.
Un ulteriore collegamento fisico riguarda il ruolo del riscaldamento diabatico associato alle perturbazioni atlantiche. Zschenderlein et al. (2020), ricostruendo mediante traiettorie lagrangiane l’origine delle masse d’aria che alimentano gli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee, hanno identificato due principali rami di riscaldamento diabatico. Uno di essi è localizzato a monte, sopra il Nord Atlantico, dove le masse d’aria ascendono nei sistemi ciclonici e vengono riscaldate dal rilascio di calore latente durante la condensazione; un secondo ramo agisce più vicino all’anticiclone europeo. Per diverse regioni settentrionali d’Europa il ramo remoto atlantico risulta particolarmente importante durante la fase di formazione del promontorio. Tale meccanismo fornisce una base fisica aggiuntiva alla sequenza temporale osservata nella Figura 3: l’attività ciclonica associata alla saccatura atlantica non costituisce semplicemente il settore opposto dell’onda rispetto all’anticiclone europeo, ma può contribuire attivamente alla crescita del promontorio a valle attraverso processi diabatici.
Una volta formato il promontorio anticiclonico sull’Europa, entrano in gioco processi locali che amplificano ulteriormente l’anomalia termica. Gli eventi di blocco atmosferico riducono il passaggio delle perturbazioni, favoriscono una persistente subsidenza e tendono a diminuire la copertura nuvolosa. Ne derivano una maggiore radiazione solare assorbita dalla superficie e un riscaldamento adiabatico dell’aria discendente. Se queste condizioni persistono per più giorni, la progressiva essiccazione del suolo riduce il flusso di calore latente associato all’evapotraspirazione e aumenta la frazione dell’energia disponibile convertita in calore sensibile, creando un feedback terra-atmosfera capace di intensificare ulteriormente le temperature. La revisione di Kautz et al. sul blocking euro-atlantico evidenzia precisamente come, durante l’estate, subsidenza, cielo sereno e persistente riscaldamento radiativo superficiale rappresentino processi fondamentali nella formazione delle ondate di caldo sotto gli anticicloni bloccanti.
Il ruolo della corrente a getto è altrettanto importante. Rousi et al. (2022) hanno mostrato che la crescente persistenza delle configurazioni a doppio getto sull’Eurasia è strettamente collegata alle ondate di caldo dell’Europa occidentale. Tali configurazioni possono spiegare fino a circa il 35% della variabilità dell’intensità cumulativa delle ondate di caldo in alcune regioni europee e il loro aumento di persistenza contribuisce sostanzialmente al rapido incremento degli estremi termici osservato nell’Europa occidentale. Il collegamento con la Figura 3 risiede nel fatto che sia le SST nord-atlantiche sia le anomalie di baroclinicità e la posizione del getto concorrono a determinare la struttura della guida d’onda attraverso cui le perturbazioni di Rossby si propagano verso l’Europa. L’anomalia fredda oceanica, pertanto, deve essere considerata all’interno di un sistema dinamico molto più ampio comprendente gradiente termico, storm track, getto, pacchetti d’onda e blocchi anticiclonici.
La relazione fra condizioni oceaniche antecedenti e caldo europeo è inoltre osservabile su scale temporali più lunghe rispetto ai pochi giorni analizzati nella Figura 3. Beobide-Arsuaga et al. (2023) hanno individuato un particolare pattern delle SST primaverili nord-atlantiche che può precedere estati caratterizzate da una maggiore probabilità di ondate di caldo europee: SST relativamente calde nel gyre subtropicale accompagnate da anomalie fredde più a nord e a sud. Questo risultato mostra che il bacino atlantico può influire sulla predisposizione agli estremi europei attraverso meccanismi operanti su scale stagionali, mentre la Figura 3 di Krüger et al. si concentra su una sequenza sinottica dell’ordine di pochi giorni. I due risultati non sono in contraddizione: uno stato oceanico persistente può costituire il contesto di fondo, mentre le rapide variazioni delle SST associate all’evoluzione della circolazione atmosferica possono caratterizzare la fase immediatamente precedente l’evento.
È altrettanto importante distinguere gli episodi freddi mostrati in Figura 3 dal più generale North Atlantic warming holeo cold blob. Quest’ultimo rappresenta una caratteristica climatica persistente del Nord Atlantico subpolare, mentre gli eventi considerati da Krüger et al. sono identificati sulla base di SST inferiori al decimo percentile accompagnate da un’ulteriore diminuzione su scala di pochi giorni. Una condizione oceanica fredda persistente può aumentare la probabilità che tali episodi sinottici si sviluppino, ma i due fenomeni non sono equivalenti. Proprio per questo gli autori sottolineano che gli eventi caratterizzati da SST fredde e tendenza negativa risultano concentrati soprattutto in determinati periodi della serie 1979–2019, suggerendo una possibile modulazione da parte della variabilità multidecadale atlantica.
Anche risultati molto recenti suggeriscono che il contrasto termico tra il Nord Atlantico subpolare e i mari più vicini al continente possa costituire una condizione favorevole all’intensificazione degli estremi europei. Simulazioni storylinepubblicate nel 2026 mostrano che alcune delle ondate di caldo centro-europee più intense generate in condizioni climatiche contemporanee sono precedute contemporaneamente da forti deficit di umidità del suolo, SST insolitamente elevate nei bacini prossimi all’Europa e anomalie fredde nel Nord Atlantico subpolare. Gli autori sottolineano tuttavia che nessuna di queste condizioni è sufficiente, isolatamente, a produrre gli eventi estremi: il caldo più severo emerge dall’interazione fra circolazione persistente, condizioni oceaniche, deficit idrici terrestri e variabilità interna. Questa interpretazione è perfettamente compatibile con il significato statistico della Figura 3, che indica una predisposizione e non una relazione deterministica.
Di conseguenza, il risultato più importante della Figura 3 non consiste nell’affermare che un Nord Atlantico freddo generi automaticamente un’ondata di caldo europea. Dei diciotto eventi di caldo considerati, infatti, soltanto una parte coincide esattamente con la definizione più restrittiva di evento SST utilizzata dagli autori, mentre altre ondate di caldo si sviluppano attraverso configurazioni differenti. Ciò riflette la natura multicausale degli estremi termici europei: il blocking, la posizione e la struttura del jet stream, i pacchetti di onde di Rossby, i processi diabatici a monte, l’umidità del suolo, l’avvezione di masse d’aria e lo stato termodinamico generale dell’atmosfera possono combinarsi in modi diversi. La relazione osservata deve dunque essere interpretata in termini probabilistici: le SST fredde accompagnate da una tendenza negativa rappresentano una condizione capace di spostare la distribuzione delle temperature europee verso valori più elevati, non un precursore infallibile di ogni evento caldo. Krüger et al. definiscono infatti il loro risultato come una stima statistica generale di come uno specifico stato delle SST nord-atlantiche possa favorire temperature estive positive sull’Europa centrale.
La forza scientifica della Figura 3 deriva proprio dalla concordanza fra i due esperimenti compositi. Partendo dall’oceano, 11 dei 12 episodi caratterizzati da SST fredde e in diminuzione vengono seguiti da anomalie termiche positive europee; partendo invece dal continente, 14 dei 18 eventi di caldo sono preceduti da SST inferiori alla media e 15 su 18 da una tendenza negativa del Nord Atlantico. La corrispondenza non è perfetta, né potrebbe esserlo in un sistema caotico come l’atmosfera, ma risulta sufficientemente sistematica da suggerire l’esistenza di un processo fisico ricorrente. La sequenza più plausibile prevede una saccatura nord-atlantica che contribuisce inizialmente al raffreddamento della superficie marina, un rafforzamento della baroclinicità e dell’attività ciclonica, ascendenze e rilascio di calore latente a monte, una guida d’onda favorevole alla propagazione delle anomalie e infine la costruzione di un promontorio anticiclonico sull’Europa. Sotto tale promontorio, subsidenza, maggiore irraggiamento e feedback terra-atmosfera possono trasformare una predisposizione dinamica in un vero episodio di caldo intenso.
La Figura 3 assume quindi un valore che va ben oltre la semplice rappresentazione di due curve termiche. Essa documenta l’impronta statistica di un sistema atmosfera-oceano accoppiato nel settore Nord Atlantico–Europa, nel quale le anomalie marine possono essere contemporaneamente una conseguenza della circolazione e un elemento capace di retroagire su di essa. Gli studi modellistici più recenti rafforzano ulteriormente questa interpretazione: la capacità dei modelli climatici ad alta risoluzione di riprodurre meglio la sequenza SST–saccatura atlantica–promontorio europeo–caldo continentale suggerisce che una corretta simulazione delle interazioni aria-mare e della dinamica oceanica nord-atlantica possa essere essenziale per migliorare la rappresentazione e, potenzialmente, la prevedibilità degli estremi termici europei. In questo senso, il segnale evidenziato dalla Figura 3 rappresenta non soltanto un’interessante connessione climatologica, ma anche un possibile elemento diagnostico per comprendere come lo stato del Nord Atlantico possa predisporre la circolazione atmosferica allo sviluppo di alcune delle più rilevanti ondate di caldo dell’Europa centrale.
Collegamento tra le anomalie delle SST del Nord Atlantico e la circolazione atmosferica su larga scala
Dopo aver stabilito l’esistenza di una relazione statistica temporalmente sfasata tra le anomalie fredde della temperatura superficiale del mare nel Nord Atlantico e il successivo sviluppo di anomalie termiche positive sull’Europa, l’analisi assume un carattere più propriamente dinamico e termodinamico, con l’obiettivo di ricostruire la sequenza di processi attraverso cui lo stato dell’oceano, la struttura della circolazione atmosferica e la formazione di un promontorio anticiclonico europeo possono risultare collegati. Questo passaggio è essenziale perché la semplice associazione statistica non permette di distinguere se le SST fredde rappresentino una causa diretta, una risposta alla circolazione atmosferica oppure, più plausibilmente, una componente di un sistema accoppiato nel quale oceano e atmosfera interagiscono reciprocamente. Il composito di Krüger et al. (2023) suggerisce precisamente quest’ultima interpretazione: gli episodi caratterizzati da SST persistentemente fredde e contemporaneamente interessate da un’ulteriore tendenza negativa sono associati dapprima a un rafforzamento della baroclinicità e di una saccatura sul Nord Atlantico, quindi a moti ascendenti e precipitazioni nel settore orientale della saccatura, al potenziamento di una guida d’onda nella parte superiore della troposfera e, infine, allo sviluppo downstream di un promontorio sull’Europa centrale.
L’evoluzione spaziale descritta dalle Figure 4 e 5 mostra innanzitutto come il giorno assunto quale riferimento, lag = 0, non rappresenti l’improvvisa comparsa di un’anomalia fredda oceanica, bensì il momento in cui un Nord Atlantico già relativamente freddo sperimenta un’ulteriore diminuzione delle SST. Contemporaneamente è già presente una marcata anomalia negativa del geopotenziale a 300 hPa, corrispondente a una saccatura ben sviluppata sull’Atlantico settentrionale. Questo ordine temporale costituisce un punto cruciale per l’interpretazione causale: nello stesso studio, il minimo di Z300 tende a precedere il massimo della tendenza negativa delle SST, indicando che almeno una parte del raffreddamento oceanico è verosimilmente forzata dall’atmosfera. In altre parole, non è necessario supporre che l’oceano freddo generi autonomamente la saccatura; è invece possibile che una perturbazione atmosferica ciclonica si intensifichi sopra un oceano già freddo e, attraverso l’avvezione di aria fredda e secca e l’aumento delle perdite di calore superficiali, accentui ulteriormente l’anomalia negativa delle SST.
Questa interpretazione viene sostenuta dalle anomalie dei flussi turbolenti di calore. In prossimità del lag = 0 e ancora cinque giorni più tardi, il composito mostra sul Nord Atlantico anomalie superiori in valore assoluto a circa 20 W m⁻², dominate dall’aumento del flusso di calore latente diretto dall’oceano verso l’atmosfera. Poiché nella convenzione utilizzata dagli autori i flussi positivi sono diretti verso il basso, le anomalie negative indicano una maggiore perdita di energia da parte dell’oceano. Una circolazione ciclonica che convoglia aria relativamente fredda e secca proveniente dalle regioni della Groenlandia e del Labrador aumenta infatti il contrasto termico e igrometrico tra atmosfera e superficie marina, favorendo evaporazione e perdita di calore latente. L’oceano viene pertanto ulteriormente raffreddato proprio mentre la saccatura atmosferica si approfondisce. Tale comportamento sottolinea come, alle medie latitudini e alle scale temporali di pochi giorni, le anomalie di SST possano essere in larga misura una risposta alla variabilità atmosferica, pur mantenendo successivamente la capacità di retroagire sulla struttura della bassa troposfera.
È proprio quest’ultimo aspetto a rendere particolarmente interessante il ruolo delle SST persistentemente fredde. Il composito basato su SST neutrali ma in diminuzione mostra anch’esso un aumento dei flussi turbolenti verso l’alto, coerente con l’azione di una perturbazione atmosferica capace di raffreddare la superficie oceanica. Tuttavia, in quel caso non emerge successivamente un promontorio europeo altrettanto intenso, né un segnale termico superficiale comparabile. Ancora più debole è la risposta nei compositi caratterizzati da SST inizialmente calde con tendenza negativa. La differenza suggerisce che non sia sufficiente il semplice raffreddamento transitorio dell’oceano: lo stato termico preesistente del Nord Atlantico sembra modificare l’ambiente nel quale la perturbazione atmosferica evolve. Krüger et al. interpretano quindi le SST fredde persistenti soprattutto come un fattore di preconditioning, ossia come una condizione di fondo che può aumentare la probabilità che un’anomalia ciclonica in transito si amplifichi, persista e dia origine alla successiva catena di processi atmosferici.
Questa distinzione tra “precondizionamento” e “forzante deterministica” è fondamentale. Parlare semplicemente di un Atlantico freddo che “provoca” il caldo europeo sarebbe un’eccessiva semplificazione del meccanismo. Un’atmosfera caotica può generare una saccatura indipendentemente dall’anomalia oceanica e la stessa saccatura può raffreddare l’oceano; tuttavia, una volta stabilita una determinata configurazione delle SST, i gradienti termici superficiali e la conseguente struttura baroclina possono contribuire a modificare la successiva evoluzione della circolazione. Questa visione ha ricevuto un importante sostegno dagli esperimenti numerici di Bischof et al. (2023), nei quali la presenza di SST fredde nel Nord Atlantico subpolare viene manipolata direttamente. Confrontando simulazioni atmosferiche con e senza l’anomalia fredda osservata nel 2018, gli autori mostrano che le SST subpolari fredde possono aumentare significativamente durata e magnitudine delle ondate di caldo sull’Europa e rafforzare la configurazione ondulatoria della circolazione nella troposfera superiore. Ciò indica che l’oceano, dopo essere stato almeno in parte forzato dall’atmosfera, può a sua volta esercitare una retroazione dinamicamente rilevante.
Un elemento centrale di questa retroazione è rappresentato dalla baroclinicità della bassa troposfera. Nelle Figure 4 e 5, l’Eady Growth Rate a 775 hPa presenta anomalie positive lungo una fascia prossima ai 50°N sul Nord Atlantico al lag = 0 e al lag = 5. L’EGR costituisce una misura diagnostica della predisposizione del flusso atmosferico alla crescita baroclina: valori elevati sono generalmente associati a forti shear verticali del vento e a condizioni favorevoli allo sviluppo delle perturbazioni extratropicali. Nel composito, quindi, l’aumento dell’EGR è coerente con un ambiente nel quale la saccatura nord-atlantica può mantenersi o intensificarsi. Non significa che l’EGR determini autonomamente il ciclone, ma che lo stato della struttura termica e dinamica della troposfera inferiore è maggiormente favorevole alla crescita delle perturbazioni. Krüger et al. collegano precisamente le anomalie positive dell’EGR al rafforzamento della saccatura osservato contemporaneamente nel campo di Z300.
Il rafforzamento della componente ciclonica è accompagnato da un’intensa attività verticale nel suo settore orientale. Al lag = 0 si osservano nelle vicinanze delle Isole Britanniche anomalie della velocità verticale integrate fra 500 e 700 hPa corrispondenti a moti ascendenti, con valori che raggiungono circa −0,05 Pa s⁻¹. La distribuzione della copertura nuvolosa evolve coerentemente: diminuiscono le nubi basse mentre aumentano le nubi medie e, in parte, quelle alte; contemporaneamente compare una fascia di precipitazioni estesa da Terranova fino alle Isole Britanniche. L’insieme di questi segnali delinea una regione di ascendenza inclinata di aria umida inserita nella circolazione ciclonica nord-atlantica, compatibile con il funzionamento dei sistemi frontali e delle cosiddette warm conveyor belts, le grandi correnti ascendenti che trasportano rapidamente aria calda e umida dalla bassa troposfera verso quote superiori all’interno dei cicloni extratropicali.
Il ruolo delle warm conveyor belts diventa particolarmente importante quando si considera che l’ascendenza non rappresenta soltanto un indicatore della presenza di un ciclone, ma può contribuire direttamente alla trasformazione della circolazione a valle. Durante la risalita, la condensazione del vapore acqueo libera calore latente e modifica la vorticità potenziale delle masse d’aria. Zschenderlein et al. (2020), attraverso un’analisi lagrangiana degli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee, hanno mostrato che una frazione rilevante delle masse d’aria che successivamente raggiungono tali anticicloni sperimenta un significativo riscaldamento diabatico nei giorni precedenti. Circa il 25–45% delle particelle considerate viene riscaldato diabaticamente nei tre giorni precedenti l’arrivo nell’anticiclone e la frazione sale al 35–50% considerando sette giorni. Una delle principali regioni di riscaldamento remoto è localizzata proprio fra il Nord America orientale e l’Atlantico occidentale, in corrispondenza di cicloni extratropicali e warm conveyor belts.
Questo risultato permette di interpretare in termini fisici la relazione fra la saccatura nord-atlantica e la successiva formazione del promontorio europeo. L’attività ciclonica sull’Atlantico non costituisce semplicemente il “lato opposto” di una configurazione ondulatoria rispetto all’anticiclone europeo. Il rilascio di calore latente nelle correnti ascendenti può produrre aria a bassa vorticità potenziale nella troposfera superiore e contribuire alla crescita dell’anomalia anticiclonica a valle. Zschenderlein et al. mostrano inoltre che il ramo remoto di riscaldamento atlantico è particolarmente importante durante la fase di formazione degli anticicloni associati alle ondate di caldo, mentre processi diabatici più vicini al continente contribuiscono maggiormente alla loro successiva persistenza. Durante gli eventi di lunga durata, il ramo atlantico può persino rigenerarsi, continuando a fornire aria a bassa PV all’anticiclone. La fascia di precipitazioni, i moti ascendenti e il riscaldamento della troposfera superiore evidenziati nel composito di Krüger et al. risultano quindi perfettamente coerenti con questo meccanismo lagrangiano.
Cinque giorni dopo il massimo della tendenza negativa delle SST, la struttura atmosferica cambia sensibilmente: mentre la saccatura rimane presente sul Nord Atlantico, sull’Europa centrale emerge un’anomalia positiva del geopotenziale a 300 hPa. Si costituisce così una configurazione saccatura-promontorio ben definita nel settore atlantico-europeo. Contemporaneamente iniziano a comparire anomalie positive della temperatura superficiale continentale, che interessano undici dei dodici eventi considerati. Al lag = 10, il massimo del promontorio e le temperature positive tendono a spostarsi ulteriormente verso est. La successione temporale dimostra quindi che non si tratta semplicemente della proiezione istantanea di un regime atmosferico stazionario: la struttura evolve e si propaga verso valle, suggerendo il coinvolgimento di una dinamica ondulatoria.
Una volta sviluppato il promontorio europeo, la temperatura superficiale può essere amplificata attraverso diversi processi. La circolazione anticiclonica favorisce la subsidenza e quindi il riscaldamento adiabatico dell’aria; allo stesso tempo la riduzione della copertura nuvolosa aumenta la radiazione solare incidente. Nel composito, il flusso radiativo netto alla superficie raggiunge localmente anomalie dell’ordine di 20 W m⁻² sull’Europa centrale ai lag di 5 e 10 giorni. A ciò si aggiungono anomalie dei flussi turbolenti superficiali dell’ordine di alcuni W m⁻², che contribuiscono a rafforzare il riscaldamento vicino al suolo. Gli autori sottolineano tuttavia che l’incremento della radiazione solare e i flussi superficiali europei devono essere interpretati soprattutto come meccanismi di amplificazione, non come l’innesco originario dell’evento: il riscaldamento si sviluppa all’interno di una struttura atmosferica già predisposta dinamicamente dal promontorio.
Il ruolo della subsidenza è coerente con studi lagrangiani sulle ondate di caldo europee, che identificano gli anticicloni della troposfera superiore come precursori dinamici fondamentali degli estremi caldi superficiali. Sotto un anticiclone persistente, l’aria discendente viene compressa e riscaldata adiabaticamente, mentre la stabilità atmosferica e la minore nuvolosità permettono un accumulo progressivo di energia alla superficie. Zschenderlein et al. evidenziano che le anomalie anticicloniche della troposfera superiore sono essenziali sia per la persistenza sia per l’intenso downwellingche accompagna gli eventi di caldo. Studi più recenti sulla struttura verticale delle grandi ondate di caldo confermano inoltre che l’advezione, il riscaldamento adiabatico e i processi diabatici possono fornire contributi diversi a seconda della quota e della fase evolutiva dell’evento, sottolineando come la temperatura estrema al suolo sia il risultato finale di una combinazione di processi tridimensionali e non del semplice accumulo radiativo locale.
La transizione dalla saccatura atlantica al promontorio europeo viene ulteriormente chiarita dall’analisi della guida d’onda atmosferica, o waveguide. Krüger et al. utilizzano il gradiente orizzontale della temperatura potenziale sulla superficie dinamica di 2 PVU come indicatore della capacità della tropopausa di canalizzare la propagazione delle onde di Rossby. Dopo l’applicazione di una media mobile di cinque giorni, al lag = 0 emerge una fascia zonalmente orientata di anomalie positive intorno ai 50°N. La struttura si sposta successivamente verso est insieme allo sviluppo del promontorio europeo. Una forte variazione meridionale delle proprietà dinamiche vicino alla tropopausa può infatti limitare la dispersione meridionale dell’energia ondulatoria e favorire la propagazione longitudinale dei pacchetti di onde, rendendo più efficiente lo sviluppo downstream.
La moderna letteratura sulla dinamica delle onde di Rossby conferma che le guide d’onda atmosferiche sono generalmente associate a forti gradienti meridionali di vorticità potenziale e alle correnti a getto. In tali condizioni, l’attività ondulatoria può essere maggiormente confinata lungo il getto e propagarsi per grandi distanze longitudinali. White et al. (2025), analizzando guide d’onda variabili nel tempo e nello spazio attraverso ERA5, sottolineano tuttavia che la definizione di waveguide non è univoca e che occorre distinguere accuratamente il flusso di fondo dalle perturbazioni che vi si propagano. Questo punto è particolarmente pertinente per gli estremi estivi, nei quali le onde possono essere altamente non lineari e possono esse stesse modificare la corrente a getto. Pertanto, il gradiente di temperatura potenziale impiegato da Krüger et al. deve essere interpretato come un indicatore della predisposizione del flusso a guidare l’attività ondulatoria, non come una dimostrazione automatica della traiettoria di una specifica onda.
Il fatto che il rafforzamento della guida d’onda compaia chiaramente soltanto nel composito con SST persistentemente fredde rafforza però l’ipotesi che lo stato del Nord Atlantico contribuisca a predisporre un ambiente dinamico particolarmente favorevole. I compositi caratterizzati da SST neutrali o calde in diminuzione non mostrano né un rafforzamento comparabile della saccatura né una guida d’onda altrettanto intensa. Ciò stabilisce una connessione fra la struttura termica della bassa troposfera e la dinamica della tropopausa: l’anomalia oceanica e i gradienti superficiali possono influire sulla baroclinicità inferiore, mentre l’evoluzione della perturbazione modifica il getto e i gradienti di PV nella troposfera superiore, favorendo la propagazione delle onde verso l’Europa. Si configura quindi un processo verticalmente accoppiato, nel quale oceano, strato limite, storm track, media troposfera e tropopausa partecipano alla stessa evoluzione.
Questo quadro trova una significativa conferma negli esperimenti climatici pubblicati successivamente allo studio osservativo originale. Krüger et al. (2026), utilizzando sette modelli climatici globali accoppiati, fra cui sei configurazioni HighResMIP, hanno verificato direttamente quanto bene i modelli siano in grado di riprodurre la sequenza osservata. Le configurazioni ad alta risoluzione simulano una relazione più realistica fra SST fredde del Nord Atlantico e temperature estreme europee, soprattutto perché rappresentano meglio la saccatura atlantica e il successivo promontorio sull’Europa centrale. Nei modelli a bassa risoluzione, i flussi di calore latente verso l’alto associati agli eventi risultano invece notevolmente sottostimati, mentre una migliore risoluzione dell’oceano permette una rappresentazione più realistica dei fronti di SST, degli scambi aria-mare e della risposta atmosferica.
Il risultato del 2026 è particolarmente importante perché trasforma quella che nello studio ERA5 del 2023 era ancora presentata prudentemente come un’ipotesi da verificare mediante modelli climatici in un meccanismo che trova ora un primo sostegno sistematico nelle simulazioni accoppiate. Le configurazioni oceaniche dell’ordine di circa 25 km o 10 km, capaci rispettivamente di permettere o rappresentare più efficacemente i vortici mesoscalari, riducono alcuni dei bias tipici del Nord Atlantico e migliorano la simulazione dei flussi di calore superficie-atmosfera. Nelle configurazioni a bassa risoluzione, invece, la struttura della North Atlantic Current, i fronti termici e la distribuzione delle SST sono spesso rappresentati meno realisticamente, con ripercussioni sulla baroclinicità atmosferica e sulla propagazione delle anomalie di circolazione. Questo risultato suggerisce che la corretta rappresentazione della mesoscala oceanica non sia importante soltanto per l’oceanografia, ma possa avere conseguenze concrete per la simulazione degli estremi atmosferici europei.
L’importanza della struttura del getto e della propagazione ondulatoria si inserisce inoltre in un quadro più ampio riguardante l’aumento delle ondate di caldo europee. Rousi et al. (2022) hanno mostrato che le configurazioni persistenti a doppio getto sull’Eurasia sono particolarmente favorevoli agli estremi termici dell’Europa occidentale, arrivando a spiegare localmente fino a circa il 35% della variabilità associata alle ondate di caldo. L’aumento della persistenza di tali configurazioni spiega inoltre gran parte dell’accelerazione osservata del trend delle ondate di caldo nell’Europa occidentale e circa il 30% sull’area europea più ampia. Sebbene il meccanismo analizzato da Rousi et al. non sia identico a quello delle SST fredde di Krüger et al., entrambi gli studi convergono sull’importanza della configurazione del jet stream e della capacità della troposfera superiore di sostenere strutture ondulatorie persistenti e anticicloni a valle.
Ne emerge quindi una visione più articolata rispetto alla semplice dicotomia “Atlantico freddo–Europa calda”. Il processo può iniziare con SST persistentemente inferiori alla climatologia nel Nord Atlantico. Una perturbazione ciclonica in transito interagisce con questo stato di fondo e può approfondirsi; l’avvezione di aria fredda e secca intensifica le perdite turbolente di calore oceanico e produce un’ulteriore tendenza negativa delle SST. La baroclinicità della bassa troposfera aumenta e la saccatura diventa più pronunciata. Sul suo settore orientale, correnti ascendenti umide alimentano sistemi frontali, nuvolosità e precipitazioni; il rilascio di calore latente nelle warm conveyor beltscontribuisce alla generazione di aria a bassa vorticità potenziale nella troposfera superiore. Parallelamente si rafforza una guida d’onda lungo il getto, che favorisce la propagazione verso valle dell’attività di Rossby. Alcuni giorni più tardi emerge così il promontorio europeo, accompagnato da anomalie positive del geopotenziale e della temperatura. Sotto il promontorio, subsidenza, riscaldamento adiabatico, minore copertura nuvolosa, maggiore radiazione solare e flussi superficiali amplificano ulteriormente il caldo. Questa concatenazione è coerente sia con il composito osservativo sia con le analisi lagrangiane degli anticicloni europei e con i più recenti esperimenti climatici ad alta risoluzione.
La sequenza deve comunque essere interpretata in termini probabilistici. Le SST fredde non costituiscono né una condizione necessaria né una condizione sufficiente per la formazione di un’ondata di caldo europea. La variabilità interna dell’atmosfera può produrre molteplici configurazioni in grado di generare un promontorio continentale, e lo stesso stato oceanico può produrre risposte diverse a seconda della posizione del getto, della fase delle onde planetarie, della storm track e delle condizioni atmosferiche iniziali. Ciò che emerge dallo studio è piuttosto un aumento della probabilità che, in presenza di SST persistentemente fredde, una perturbazione ciclonica nord-atlantica trovi un ambiente favorevole alla propria intensificazione e a uno sviluppo ondulatorio downstream. Questa interpretazione è rafforzata proprio dal fatto che i compositi neutri e caldi non riproducono la stessa sequenza dinamica.
Particolarmente significativa è infine la connessione fra la scala sinottica e quella planetaria. L’intensificazione della guida d’onda apre infatti la questione se il successivo promontorio europeo sia prodotto principalmente da un pacchetto di onde regionalmente confinato, da una configurazione planetaria preesistente oppure dalla sovrapposizione delle due componenti. Krüger et al. mostrano che durante questi eventi è presente sia una componente riconducibile a un numero d’onda zonale 3, sia un’attività di onde di Rossby regionalmente confinata nel settore Nord Atlantico-Europa. La configurazione osservata deve pertanto essere intesa come il risultato di una possibile interferenza costruttiva fra un’onda planetaria di grande scala e anomalie transitorie generate o amplificate localmente. È questa sovrapposizione che può trasformare una saccatura atlantica in un sistema saccatura-promontorio particolarmente pronunciato, incrementando la persistenza dell’anticiclone e quindi la probabilità di temperature estreme sull’Europa.
Nel complesso, il collegamento fra le anomalie fredde delle SST del Nord Atlantico e la circolazione atmosferica su larga scala appare quindi come un processo profondamente accoppiato, tridimensionale e non lineare. L’oceano freddo costituisce uno stato di fondo capace di modificare gli scambi energetici e la baroclinicità; la circolazione atmosferica contribuisce a sua volta a raffreddare ulteriormente l’oceano; la saccatura nord-atlantica attiva ascendenze, precipitazioni e riscaldamento diabatico; la struttura della tropopausa si organizza in una guida d’onda favorevole allo sviluppo verso valle; il promontorio europeo viene alimentato dinamicamente e successivamente amplifica il riscaldamento superficiale attraverso subsidenza e bilancio radiativo. La letteratura pubblicata dopo lo studio osservativo del 2023, in particolare gli esperimenti di Bischof et al. e le simulazioni HighResMIP di Krüger et al. del 2026, rafforza l’idea che le SST fredde del Nord Atlantico possano effettivamente contribuire a modulare la circolazione estiva europea e le caratteristiche degli estremi di caldo, pur non rappresentandone una causa unica o deterministica. In questa prospettiva, il Nord Atlantico non deve essere considerato semplicemente come una sorgente passiva di anomalie termiche, ma come una componente dinamicamente attiva del sistema atmosfera-oceano capace, in determinate configurazioni, di contribuire alla costruzione della sequenza saccatura atlantica–guida d’onda–promontorio europeo–anomalia calda continentale.
Figura 4 – Evoluzione dinamica e termodinamica dal raffreddamento del Nord Atlantico allo sviluppo del promontorio caldo europeo
La Figura 4 rappresenta uno dei passaggi centrali dello studio di Krüger et al. (2023), poiché permette di passare dalla semplice relazione statistica tra temperature superficiali marine fredde nel Nord Atlantico ed episodi caldi europei a una ricostruzione fisica della sequenza atmosferico-oceanica che può collegare i due fenomeni. Il composito è costruito sui dodici eventi caratterizzati dalla presenza di SST già anormalmente basse nel settore nord-atlantico compreso approssimativamente tra 45–60°N e 15–40°W, accompagnate da un’ulteriore tendenza negativa. Le tre colonne mostrano la configurazione media al momento dell’evento, definito come lag 0, e rispettivamente cinque e dieci giorni più tardi, mentre le sei righe seguono l’evoluzione delle SST e della temperatura dell’aria a 2 m, del geopotenziale a 300 hPa, dei flussi turbolenti di calore, del bilancio radiativo netto superficiale, del Maximum Eady Growth Rate a 775 hPa e del moto verticale nella media troposfera. Nel loro insieme queste variabili descrivono una concatenazione coerente: una saccatura atmosferica si intensifica sopra un Nord Atlantico già freddo, contribuisce a un’ulteriore perdita di calore dell’oceano, favorisce baroclinicità e moti ascendenti e, successivamente, è seguita dallo sviluppo a valle di un promontorio anticiclonico sull’Europa, al cui interno vengono amplificate le anomalie termiche positive.
La prima riga della figura, relativa alle anomalie delle SST e della T2m, mostra immediatamente come l’anomalia oceanica non sia un fenomeno puntiforme, ma interessi una vasta porzione dell’Atlantico settentrionale. Al lag 0 il settore a sud della Groenlandia e nell’Atlantico centro-orientale presenta SST significativamente inferiori alla climatologia, mentre sull’Europa centrale non è ancora presente un riscaldamento di intensità paragonabile a quello osservato alcuni giorni più tardi. Al lag +5 la situazione continentale cambia nettamente: sulle regioni centrali dell’Europa compaiono anomalie positive della temperatura superficiale e, con l’ulteriore evoluzione verso il lag +10, il nucleo caldo tende a propagarsi verso l’Europa centro-orientale. Il segnale è coerente con l’analisi temporale precedente degli stessi autori, secondo cui la temperatura media europea raggiunge anomalie di circa +1,5 °C alcuni giorni dopo il massimo raffreddamento nord-atlantico e rimane mediamente positiva per un periodo più lungo. Il fatto che il massimo termico continentale sia ritardato rispetto all’evento oceanico costituisce un elemento importante a favore di una dinamica downstream, nella quale la perturbazione atmosferica evolve progressivamente dall’Atlantico verso l’Europa anziché rappresentare una semplice configurazione atmosferica simultanea e stazionaria.
La chiave dinamica della Figura 4 emerge ancora più chiaramente osservando le anomalie del geopotenziale a 300 hPa nella seconda riga. Al lag 0 è presente una marcata anomalia negativa sul Nord Atlantico, con valori che localmente raggiungono circa −100 gpm, indicativa di una saccatura intensa e ben sviluppata nella media-alta troposfera. È particolarmente significativo che, nell’analisi lead–lag di Krüger et al., il minimo di Z300 preceda di poco il massimo della tendenza negativa delle SST. Questo ordine temporale porta gli autori a interpretare una parte importante del rapido raffreddamento oceanico come una risposta alla circolazione atmosferica sovrastante. Cinque giorni più tardi, mentre permane una componente ciclonica sull’Atlantico, compare sull’Europa centrale un’anomalia positiva di Z300 dell’ordine di diverse decine di metri geopotenziali. Si costituisce così un pronunciato dipolo saccatura-promontorio nel settore Nord Atlantico–Europa. Al lag +10 il promontorio e il massimo termico associato risultano spostati ulteriormente verso est, confermando la natura evolutiva della struttura.
Questa successione è importante perché rende improbabile una lettura semplicistica secondo cui sarebbero le sole SST fredde a “causare” direttamente il caldo europeo. Il quadro proposto è invece quello di un’interazione bidirezionale. Una perturbazione ciclonica atmosferica transita inizialmente sopra un oceano già relativamente freddo; la circolazione associata contribuisce a raffreddare ulteriormente la superficie marina, ma le condizioni oceaniche preesistenti possono contemporaneamente modificare i gradienti termici e la struttura baroclina della troposfera inferiore, rendendo più favorevole la persistenza della saccatura. Le SST fredde svolgerebbero quindi soprattutto una funzione di precondizionamento del sistema. È proprio questo concetto che distingue il meccanismo proposto da un nesso causale deterministico: non ogni anomalia fredda nord-atlantica deve essere seguita da un’ondata di caldo europea, ma in determinate configurazioni essa può aumentare la probabilità che un’anomalia ciclonica trovi condizioni favorevoli all’amplificazione e allo sviluppo di un promontorio a valle.
La terza riga della Figura 4 fornisce uno dei supporti termodinamici più importanti a questa interpretazione. Il flusso turbolento di calore superficiale presenta al lag 0 un’anomalia fortemente negativa sopra il settore delle SST fredde. Poiché nello studio viene utilizzata la convenzione secondo cui il flusso positivo è diretto verso la superficie, valori negativi significano che l’oceano sta trasferendo verso l’atmosfera più energia del normale. Le anomalie possono superare localmente i 20 W m⁻² e risultano dominate soprattutto dal flusso di calore latente. Ciò è fisicamente coerente con l’avvezione di aria fredda e relativamente secca proveniente dalle regioni della Groenlandia e del Labrador sopra la superficie marina: l’aumento della differenza di temperatura e umidità tra mare e atmosfera favorisce l’evaporazione e una maggiore perdita di calore latente, raffreddando ulteriormente lo strato superficiale dell’oceano. Krüger et al. interpretano quindi la tendenza negativa delle SST come, almeno in parte, atmosphere-driven, cioè indotta dalla saccatura e dalla circolazione associata.
Il seguito modellistico pubblicato da Krüger et al. nel 2026 rafforza notevolmente questa interpretazione. Analizzando sette modelli climatici globali accoppiati, comprendenti diverse configurazioni HighResMIP, gli autori hanno ritrovato nella rianalisi ERA5 anomalie del flusso di calore latente superficiale verso l’alto prossime a −25 W m⁻² durante gli episodi freddi e una saccatura nord-atlantica superiore in ampiezza a −60 gpm. È emerso inoltre che i modelli ad alta risoluzione riproducono questo meccanismo meglio delle configurazioni a bassa risoluzione, principalmente perché una rappresentazione più realistica della struttura oceanica mesoscalare migliora il campo delle SST, gli scambi di calore aria-mare e la risposta baroclina dell’atmosfera. Nei modelli a bassa risoluzione il flusso latente anomalo verso l’alto è invece spesso ridotto a circa −5/−10 W m⁻², troppo debole rispetto a ERA5, con conseguente sottostima della successiva risposta atmosferica.
La quarta riga della figura permette di seguire la trasformazione del sistema una volta che il promontorio si sviluppa sopra il continente. Le anomalie del flusso radiativo netto alla superficie risultano relativamente disorganizzate sull’Europa al lag 0, ma diventano chiaramente positive al lag +5 e rimangono evidenti al lag +10, raggiungendo localmente circa +20 W m⁻². Con la convenzione adottata, tali valori corrispondono a una maggiore quantità di energia trasferita verso la superficie. Krüger et al. attribuiscono questo segnale principalmente all’incremento della radiazione solare incidente associato alla diminuzione della copertura nuvolosa sotto il promontorio. La componente radiativa agisce insieme ai flussi turbolenti superficiali, sebbene questi ultimi presentino sul continente un contributo inferiore, dell’ordine di circa 5 W m⁻². Il bilancio energetico superficiale diventa quindi favorevole all’intensificazione del caldo proprio quando l’anomalia positiva di geopotenziale si consolida.
La letteratura sul blocking e sulle ondate di caldo europee conferma che questo processo rappresenta un meccanismo generale di amplificazione degli estremi termici. La sintesi di Kautz et al. evidenzia come le ondate di caldo europee dipendano dall’interazione fra trasporto e accumulo di calore da un lato e riscaldamento diabatico attraverso radiazione e flussi superficiali dall’altro. Nei regimi anticiclonici persistenti la subsidenza favorisce il riscaldamento adiabatico e condizioni di cielo sereno, aumentando l’insolazione diurna; contemporaneamente, il progressivo disseccamento del suolo può ridurre l’evapotraspirazione e spostare una quota maggiore dell’energia disponibile verso il flusso di calore sensibile. In questa prospettiva, l’anomalia radiativa osservata al lag +5 e +10 nella Figura 4 non rappresenta necessariamente l’innesco della situazione calda, ma un potente meccanismo di amplificazione di una configurazione atmosferica già predisposta dinamicamente.
La quinta riga, dedicata al Maximum Eady Growth Rate a 775 hPa, introduce la dimensione baroclina del processo. L’Eady Growth Rate è una misura della capacità dell’atmosfera di sostenere la crescita delle perturbazioni barocline in funzione dello shear verticale e della stabilità statica. Nel composito compare al lag 0 una fascia zonalmente orientata di anomalie positive attorno ai 45–55°N sul Nord Atlantico, che persiste in parte anche cinque giorni più tardi. Krüger et al. interpretano questa anomalia come indicazione di un ambiente particolarmente favorevole all’intensificazione della saccatura. Nel successivo studio modellistico del 2026, le anomalie dell’EGR nella rianalisi raggiungono valori fino a circa +0,16 giorni⁻¹, associate a un rafforzamento del gradiente meridionale delle SST e quindi della baroclinicità della bassa troposfera tra circa 45 e 50°N. Gli autori concludono che tale intensificazione della baroclinicità contribuisce sia all’approfondimento sia all’ancoraggio della saccatura sull’Atlantico orientale.
È quindi possibile individuare nella Figura 4 una forma di accoppiamento verticale fra l’anomalia oceanica e la circolazione della troposfera. Le SST persistentemente fredde contribuiscono a strutturare un forte gradiente termico orizzontale; tale gradiente si riflette nella baroclinicità atmosferica e crea un ambiente favorevole alla crescita delle perturbazioni; la perturbazione stessa rafforza a sua volta il raffreddamento oceanico attraverso gli scambi turbolenti di calore. Si forma così un’interazione nella quale la distinzione netta fra “causa oceanica” e “causa atmosferica” perde parte del proprio significato: atmosfera e oceano evolvono come componenti accoppiate di uno stesso sistema. Il fatto che Krüger et al. non trovino la medesima sequenza completa nei compositi con SST neutrali o calde ma in diminuzione suggerisce inoltre che non sia sufficiente la sola tendenza negativa delle SST; lo stato freddo preesistente appare importante per predisporre la risposta della circolazione.
La sesta riga della Figura 4, relativa alla velocità verticale integrata tra 500 e 700 hPa, aggiunge un ulteriore elemento alla concatenazione dinamica. Nella convenzione utilizzata dagli autori, valori negativi indicano moto ascendente. Al lag 0 compare una regione di intensa ascendenza nei pressi delle Isole Britanniche e dell’Atlantico nord-orientale, con valori che raggiungono circa −0,05 Pa s⁻¹. La posizione dell’ascendenza sul settore orientale della saccatura è coerente con la presenza di sistemi frontali e con la fascia di precipitazioni, le anomalie della copertura nuvolosa e il riscaldamento della troposfera superiore analizzati successivamente nella Figura 5. Non siamo quindi di fronte a una saccatura puramente dinamica e “secca”: la componente umida e diabaticamente attiva della circolazione sembra essere parte integrante della sua evoluzione.
Questo risultato trova un’importante conferma nell’analisi lagrangiana di Zschenderlein et al. (2020), che ha seguito a ritroso le masse d’aria appartenenti agli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee. Gli autori hanno trovato che circa il 25–45% delle particelle d’aria viene riscaldato diabaticamente nei tre giorni precedenti l’arrivo nell’anticiclone superiore e che la percentuale sale al 35–50% considerando i sette giorni precedenti. Una delle due principali regioni di riscaldamento è localizzata sul Nord Atlantico occidentale ed è associata alle warm conveyor belts dei cicloni extratropicali. Durante la risalita inclinata di aria calda e umida nei sistemi frontali, la condensazione libera calore latente e modifica la vorticità potenziale delle masse d’aria, contribuendo alla produzione di anomalie anticicloniche nella troposfera superiore. Il ramo remoto atlantico risulta particolarmente importante durante la fase di formazione del promontorio collegato all’ondata di caldo.
Questa connessione rende il moto ascendente mostrato nella Figura 4 particolarmente significativo. La forte ascendenza a est della saccatura non rappresenterebbe soltanto una conseguenza della perturbazione nord-atlantica, ma potrebbe partecipare attivamente allo sviluppo del promontorio europeo attraverso il rilascio di calore latente. Il processo è interpretabile in termini di vorticità potenziale: le masse d’aria che salgono rapidamente nei sistemi ciclonici sperimentano riscaldamento diabatico e possono raggiungere la troposfera superiore con valori relativamente bassi di PV; una volta trasportate verso valle, contribuiscono alla costruzione e all’amplificazione dell’anomalia anticiclonica. Zschenderlein et al. mostrano infatti che il riscaldamento associato ai cicloni nord-atlantici agisce soprattutto nella fase iniziale di sviluppo dell’anticiclone europeo, mentre il riscaldamento più locale associato alla convezione diventa relativamente più importante nella fase di mantenimento.
Il passaggio dal lag 0 al lag +5 della Figura 4 può quindi essere interpretato come una transizione dal dominio prevalentemente ciclonico e baroclino dell’Atlantico a quello anticiclonico e caldo dell’Europa. Inizialmente prevalgono la saccatura, l’aumento della perdita turbolenta di calore oceanico, l’Eady Growth Rate positivo e la forte ascendenza. Cinque giorni più tardi la saccatura rimane riconoscibile ma, a valle, il geopotenziale europeo aumenta decisamente; contestualmente crescono le anomalie positive della T2m e della radiazione netta superficiale. Si tratta precisamente della configurazione che ci si aspetterebbe durante uno sviluppo downstream di un pacchetto di onde di Rossby: l’attività ciclonica a monte può essere seguita dall’amplificazione di un promontorio a valle, trasferendo progressivamente energia e struttura ondulatoria lungo il getto. Krüger et al. mostrano successivamente che durante questi stessi episodi è effettivamente presente una guida d’onda troposferica rafforzata, che favorisce tale propagazione verso l’Europa.
La rilevanza della struttura della corrente a getto per gli estremi termici europei è stata evidenziata anche indipendentemente da Rousi et al. (2022). Nel loro studio sulle configurazioni estive del jet stream eurasiatico, gli eventi persistenti di doppio getto risultano particolarmente favorevoli alle ondate di caldo dell’Europa occidentale e spiegano localmente fino a circa il 35% della variabilità dell’intensità cumulativa delle heatwave. La relazione non implica che il meccanismo del doppio getto sia identico a quello descritto nella Figura 4, ma rafforza una conclusione generale: la comparsa e soprattutto la persistenza degli estremi termici europei dipendono in misura sostanziale dall’organizzazione della circolazione nella media e alta troposfera e dalla possibilità che promontori e blocchi rimangano confinati o amplificati per diversi giorni.
Un ulteriore elemento che consente di interpretare il segnale caldo europeo della Figura 4 è la distinzione fra contributi avvettivi, adiabatici e diabatici alla temperatura estrema. I risultati più recenti di Röthlisberger et al. (2026), basati su una decomposizione lagrangiana applicata sia a simulazioni CESM2 sia alla rianalisi ERA5, mostrano che gli estremi di temperatura vicino al suolo derivano da combinazioni regionalmente differenti di questi processi: l’avvezione è particolarmente importante nelle regioni interessate dalle storm track, mentre il riscaldamento adiabatico fornisce un contributo rilevante sugli oceani subtropicali e sulle terre extratropicali e quello diabatico diventa fondamentale in numerosi settori continentali. Ciò è pienamente coerente con l’interpretazione di Krüger et al., secondo cui le anomalie positive della T2m europea derivano dalla combinazione di avvezione, subsidenza e riscaldamento superficiale radiativo e turbolento, piuttosto che da un unico processo.
La Figura 4 permette quindi di separare concettualmente la fase di formazione dinamica dalla fase di amplificazione termodinamica del caldo europeo. La prima avviene prevalentemente attraverso l’evoluzione della circolazione: approfondimento della saccatura nord-atlantica, crescita baroclina, ascendenza, processi diabatici nella storm track e sviluppo ondulatorio verso valle. La seconda prende forza quando il promontorio è ormai stabilito sull’Europa: la subsidenza favorisce compressione e riscaldamento adiabatico, la copertura nuvolosa diminuisce, aumenta l’ingresso di radiazione solare alla superficie e i flussi terra-atmosfera possono intensificare ulteriormente la temperatura. La distinzione è importante anche ai fini della prevedibilità, perché mostra che i segnali oceanici e atmosferici nord-atlantici possono contenere informazioni sulla fase precedente all’estremo, mentre il successivo bilancio energetico terrestre determina in larga parte quanto intensamente il caldo venga espresso al suolo.
Particolarmente significativo è il fatto che il nuovo lavoro di Krüger et al. (2026) abbia verificato la stessa catena di processi in un insieme di modelli climatici accoppiati. Le configurazioni ad alta risoluzione riproducono più realisticamente non solo le SST e i flussi di calore latente nord-atlantici, ma anche l’EGR, la saccatura, i moti ascendenti e infine il promontorio e la T2m europea. I modelli a bassa risoluzione presentano invece anomalie di evaporazione e baroclinicità insufficienti, una saccatura meno intensa e persistente e, di conseguenza, una risposta calda europea sottostimata. Gli autori attribuiscono una parte sostanziale del miglioramento alla maggiore risoluzione oceanica, che permette una rappresentazione più realistica della North Atlantic Current, dei fronti delle SST e dei processi mesoscalari aria-mare. Le configurazioni eddy-permitting o eddy-rich simulano quindi in maniera più convincente la sequenza osservata in ERA5.
Questo risultato del 2026 riveste particolare importanza per l’interpretazione della Figura 4, perché lo studio osservativo del 2023 concludeva prudentemente che il ruolo delle SST fredde dovesse essere verificato mediante esperimenti modellistici. Le nuove simulazioni non trasformano il rapporto in una causalità assoluta, ma mostrano che una migliore rappresentazione fisica dell’oceano Nord Atlantico conduce a una migliore rappresentazione della saccatura e del successivo promontorio europeo. Gli autori trovano inoltre che le configurazioni ad alta risoluzione rappresentano meglio la componente stazionaria dell’attività delle onde di Rossby, contribuendo alla maggiore persistenza sia della saccatura atlantica sia del ridge europeo. In questo senso, la catena visualizzata nella Figura 4 non appare più soltanto come una coincidenza statistica delle rianalisi, ma come un meccanismo che trova una conferma indipendente nella gerarchia dei modelli climatici.
È tuttavia necessario mantenere una distinzione rigorosa tra precondizionamento e previsione deterministica. Il composito descrive una risposta media di dodici eventi e non implica che ogni futura diminuzione delle SST nord-atlantiche debba essere seguita da un’ondata di caldo. L’atmosfera delle medie latitudini possiede una forte variabilità interna e l’evoluzione della saccatura dipende dalla posizione del getto, dalla fase delle onde di Rossby, dalla storm track, dalle condizioni iniziali e dalle interazioni diabatiche. Inoltre, la stessa Figura 4 mostra una notevole eterogeneità spaziale e temporale delle anomalie, mentre la significatività statistica, indicata dallo stippling, è confinata alle regioni e ai momenti in cui il segnale composito risulta sufficientemente robusto. Gli autori stessi formulano quindi il meccanismo come un aumento della probabilità di sviluppo e persistenza della saccatura in presenza di un determinato stato oceanico, non come una legge deterministica applicabile a ogni episodio.
Nel suo insieme, la Figura 4 descrive dunque una vera e propria catena di accoppiamento oceano-atmosfera. Un Nord Atlantico persistentemente freddo costituisce lo stato di fondo; una perturbazione ciclonica transita sopra tale anomalia e determina avvezione di aria fredda e secca; l’oceano perde ulteriore calore attraverso flussi turbolenti, accentuando la tendenza negativa delle SST; il gradiente termico e la baroclinicità della bassa troposfera si rafforzano; la saccatura nord-atlantica diventa più intensa e persistente; sul suo fianco orientale l’aria umida ascende e alimenta attività frontale e processi di condensazione; il riscaldamento diabatico associato può contribuire all’amplificazione della circolazione anticiclonica a valle; dopo circa cinque giorni emerge un marcato promontorio sull’Europa centrale e iniziano le anomalie positive della T2m; infine, subsidenza, riduzione della nuvolosità, aumento della radiazione solare e flussi superficiali amplificano il riscaldamento, mentre il sistema tende progressivamente a traslare verso l’Europa orientale. Questa concatenazione è sostenuta sia dalle rianalisi di Krüger et al. (2023) sia dagli studi lagrangiani sul ruolo del riscaldamento diabatico e, oggi, anche dagli esperimenti climatici ad alta risoluzione pubblicati nel 2026.
La principale implicazione scientifica della figura è quindi che il rapporto apparentemente paradossale tra un Nord Atlantico più freddo e un’Europa più calda diventa comprensibile soltanto considerando la dinamica tridimensionale dell’atmosfera. Non è il freddo dell’oceano a essere trasportato direttamente verso il continente; al contrario, la particolare distribuzione delle SST interagisce con la storm track, la baroclinicità e il getto, mentre la saccatura atlantica può contemporaneamente accentuare il raffreddamento oceanico e predisporre la formazione di un promontorio a valle. L’Europa viene quindi a trovarsi sotto il ramo anticiclonico della configurazione ondulatoria, dove processi dinamici e termodinamici agiscono nella stessa direzione. La Figura 4 costituisce, sotto questo profilo, una rappresentazione particolarmente efficace di come anomalie relativamente modeste della superficie oceanica possano inserirsi in un sistema atmosferico molto più ampio e contribuire, attraverso una sequenza di feedback e propagazioni downstream, alla formazione di anomalie termiche continentali molto più intense.
Figura 5 – Evoluzione della nuvolosità, dei processi precipitativi e della guida d’onda atmosferica nel collegamento tra Nord Atlantico freddo e riscaldamento europeo
La Figura 5 approfondisce in maniera determinante il meccanismo fisico delineato nella Figura 4, perché permette di seguire l’evoluzione tridimensionale dell’atmosfera durante gli episodi caratterizzati da temperature superficiali marine persistentemente fredde nel Nord Atlantico e contemporaneamente interessate da una tendenza negativa. Se la Figura 4 mostrava principalmente la successione tra raffreddamento delle SST, intensificazione della saccatura nord-atlantica, aumento della baroclinicità, moti verticali e successiva comparsa di un promontorio caldo sull’Europa, la Figura 5 consente di osservare ciò che avviene all’interno della colonna atmosferica durante questa transizione, analizzando la copertura nuvolosa a differenti livelli, le precipitazioni, la temperatura a 300 hPa e il gradiente orizzontale della temperatura potenziale sulla superficie dinamica di 2 PVU. Le tre colonne, riferite rispettivamente al lag 0, +5 e +10 giorni, permettono così di seguire l’evoluzione da una fase inizialmente dominata dall’attività ciclonica e dall’ascendenza sul Nord Atlantico a una fase successiva nella quale il riscaldamento della troposfera superiore e l’organizzazione della guida d’onda accompagnano la costruzione del promontorio europeo. Le aree tratteggiate indicano i segnali statisticamente significativi al livello di confidenza del 95% secondo il metodo bootstrap e consentono di distinguere le caratteristiche più robuste del composito dalla variabilità interna dei singoli eventi.
Il comportamento della copertura nuvolosa bassa, mostrato nella prima riga, è particolarmente istruttivo se analizzato insieme ai moti verticali precedentemente evidenziati. Al lag 0 il settore orientale del Nord Atlantico presenta una diminuzione della frazione di nubi basse, localmente dell’ordine di circa 0,08, corrispondente a una riduzione prossima all’8%. Il segnale rimane riconoscibile anche a cinque e dieci giorni, pur modificandosi spazialmente con l’evoluzione della circolazione. Preso isolatamente, un decremento delle nubi basse potrebbe suggerire condizioni più stabili o una riduzione dell’umidità; tuttavia, nel contesto della Figura 4, dove in prossimità delle Isole Britanniche erano presenti forti moti ascendenti nella media troposfera, la diminuzione delle nubi inferiori assume un significato differente. Essa appare infatti associata a una riorganizzazione verticale della struttura nuvolosa, nella quale l’aria viene sollevata attraverso una porzione considerevole della troposfera e la condensazione tende a verificarsi progressivamente a quote maggiori.
La seconda riga, dedicata alle nubi di livello medio, rafforza questa interpretazione. Contemporaneamente alla riduzione della nuvolosità bassa, sul Nord Atlantico centro-orientale compaiono anomalie positive della copertura di nubi medie, anch’esse localmente prossime a +0,08. La configurazione è coerente con un’atmosfera nella quale masse d’aria umide vengono sollevate lungo la porzione ascendente dei sistemi frontali inseriti nella saccatura nord-atlantica. Non si osserva quindi semplicemente un aumento o una diminuzione uniforme della nuvolosità, ma una trasformazione della sua distribuzione verticale: la riduzione delle nubi basse avviene contemporaneamente all’aumento della frazione nuvolosa nella media troposfera. Questa organizzazione è compatibile con le caratteristiche tipiche delle correnti ascendenti associate ai cicloni extratropicali, nelle quali grandi quantità di aria relativamente calda e umida vengono trasportate verso l’alto lungo superfici inclinate.
Anche la copertura delle nubi alte, rappresentata nella terza riga, fornisce informazioni sulla profondità verticale della circolazione ascendente. In prossimità del lag 0 compaiono anomalie positive sulle Isole Britanniche e in alcune parti dell’Atlantico settentrionale, sebbene il segnale sia meno uniforme e in parte non statisticamente significativo. L’insieme delle prime tre righe suggerisce comunque che la saccatura nord-atlantica sia associata a una struttura nuvolosa verticalmente sviluppata, piuttosto che a una semplice copertura stratiforme confinata vicino alla superficie. È precisamente questo tipo di organizzazione che ci si aspetta nel settore caldo e frontale dei cicloni extratropicali, dove il moto ascendente conduce le masse d’aria dalla bassa troposfera verso livelli medi e superiori. Gli studi lagrangiani sulle warm conveyor belts mostrano infatti che queste correnti possono attraversare diversi chilometri verticali nell’arco di uno o due giorni, producendo intensa condensazione e un rilevante rilascio di calore latente durante l’ascesa.
La distribuzione delle precipitazioni, mostrata nella quarta riga, rende ancora più evidente la natura frontale e ciclonica della fase iniziale. Al lag 0 è presente una fascia di anomalie positive che si estende approssimativamente da Terranova verso l’Atlantico nord-orientale e le Isole Britanniche. Tale struttura è spazialmente coerente con l’ascendenza della media troposfera osservata nella Figura 4 e con l’aumento della copertura di nubi medie mostrato nella Figura 5. La presenza contemporanea di ascendenza, nuvolosità sviluppata verticalmente e precipitazioni identifica quindi una regione in cui l’aria umida subisce condensazione significativa mentre viene trasportata verso quote superiori. Gli autori interpretano questa fascia precipitativa come prevalentemente associata ai sistemi frontali inseriti nella storm track nord-atlantica, un’interpretazione coerente con la climatologia delle warm conveyor belts, che rappresentano uno dei principali canali di trasporto verticale di calore, umidità e momento nei cicloni delle medie latitudini.
Il ruolo di questi processi diventa particolarmente rilevante quando si considera il rilascio di calore latente. Durante la condensazione, l’energia precedentemente impiegata per l’evaporazione dell’acqua viene restituita all’atmosfera sotto forma di calore. Nelle correnti ascendenti intense associate ai cicloni extratropicali, tale riscaldamento diabatico può modificare significativamente la struttura termica e dinamica della troposfera. Zschenderlein et al. (2020), analizzando mediante traiettorie lagrangiane le masse d’aria che raggiungono gli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee, hanno identificato un ramo di riscaldamento remoto localizzato proprio sul Nord Atlantico occidentale. Questo ramo è associato alle warm conveyor belts dei cicloni situati a monte del futuro promontorio europeo e dimostra che l’attività perturbata atlantica può svolgere un ruolo attivo nella costruzione della circolazione anticiclonica a valle.
Il risultato di Zschenderlein et al. è fondamentale per interpretare la Figura 5 perché mostra che la saccatura atlantica e il successivo promontorio europeo non costituiscono necessariamente due strutture dinamicamente indipendenti. Le masse d’aria che ascendono nei cicloni nord-atlantici possono subire un intenso riscaldamento diabatico durante la condensazione e raggiungere la troposfera superiore con valori relativamente bassi di vorticità potenziale. L’outflow divergente delle warm conveyor belts può così modificare la distribuzione della PV nella parte superiore della troposfera e amplificare il ridge posto a valle. Studi più recenti hanno confermato che l’outflow delle WCB, caratterizzato da aria a bassa PV, può interagire direttamente con il jet stream e con la struttura della guida d’onda, contribuendo all’amplificazione non lineare di promontori, blocchi atmosferici e ondulazioni della corrente a getto.
Il legame tra riscaldamento diabatico e formazione dei blocchi atmosferici è stato inoltre analizzato attraverso esperimenti numerici nei quali il rilascio di calore latente viene artificialmente modificato. Steinfeld e collaboratori hanno mostrato che la riduzione del riscaldamento diabatico nei sistemi a monte può determinare una sostanziale diminuzione dell’intensità di alcuni blocchi e, in certi casi, impedirne completamente lo sviluppo. Il meccanismo dipende sia dall’iniezione diretta di aria a bassa vorticità potenziale nella troposfera superiore sia dall’interazione dell’outflow divergente con il campo di PV circostante. Questo risultato conferma che le anomalie di precipitazione mostrate nella Figura 5 non devono essere considerate un semplice prodotto passivo della circolazione: attraverso il rilascio di calore latente, i processi microfisici associati alla formazione delle nubi possono retroagire sulla dinamica sinottica e contribuire all’amplificazione dell’onda atmosferica.
La quinta riga della Figura 5, relativa alla temperatura a 300 hPa, costituisce probabilmente una delle evidenze più interessanti di questa trasformazione. Al lag 0 la saccatura nord-atlantica è accompagnata da marcate anomalie fredde nella troposfera superiore, mentre sull’Europa occidentale e centrale iniziano già a comparire anomalie positive. Cinque giorni più tardi, il contrasto diventa decisamente più pronunciato: il settore atlantico rimane relativamente freddo in quota, mentre sull’Europa si sviluppa un’estesa anomalia positiva che raggiunge localmente valori dell’ordine di +2 °C ed è statisticamente significativa in una parte consistente dell’area centrale. Questa evoluzione è coerente con l’intensificazione del promontorio a 300 hPa mostrato nella Figura 4 e indica che l’anomalia anticiclonica europea possiede una struttura termica profonda, non limitata agli strati atmosferici vicini alla superficie.
Il riscaldamento a 300 hPa deve tuttavia essere distinto dal riscaldamento superficiale europeo. Nella troposfera superiore entrano in gioco fortemente l’avvezione e il riscaldamento diabatico delle masse d’aria che alimentano il promontorio, mentre vicino alla superficie diventano progressivamente importanti la subsidenza, la maggiore insolazione e i feedback terra-atmosfera. La Figura 5 mette quindi in evidenza la natura verticalmente accoppiatadell’evento: le condizioni che favoriscono l’ondata di caldo europea vengono costruite nella troposfera superiore attraverso la dinamica delle onde e il trasporto di aria riscaldata diabaticamente, mentre successivamente vengono amplificate negli strati inferiori attraverso i processi radiativi e di superficie mostrati nella Figura 4. Gli studi sugli anticicloni associati alle ondate di caldo mostrano infatti che la formazione del ridge superiore può precedere e predisporre il massimo riscaldamento vicino al suolo.
Un’analogia particolarmente significativa è stata individuata nell’analisi della straordinaria ondata di caldo del Pacifico nord-occidentale del 2021. Hotz et al. hanno mostrato che un ciclone posto a monte e la relativa warm conveyor beltcontribuirono all’amplificazione di un ridge eccezionalmente intenso, generando anomalie termiche positive nella media e alta troposfera attraverso una combinazione di avvezione e riscaldamento diabatico. Sebbene il caso geografico sia differente dall’Europa, il meccanismo dinamico è analogo: un sistema ciclonico a monte non è necessariamente antagonista dell’anticiclone caldo a valle, ma può costituirne una componente essenziale attraverso il trasporto di massa e il rilascio di calore latente. La Figura 5 mostra una configurazione compatibile con questa classe di processi anche nel settore Nord Atlantico–Europa.
La sesta riga conduce l’analisi dalla termodinamica delle masse d’aria alla dinamica delle onde di Rossby. Viene rappresentato il gradiente orizzontale della temperatura potenziale sulla superficie dinamica di 2 PVU, vicina alla tropopausa, utilizzato dagli autori come indicatore della cosiddetta waveguidability. Al lag 0 compare intorno ai 50°N una fascia zonalmente orientata di anomalie positive statisticamente significative. Questa fascia indica che il gradiente orizzontale della temperatura potenziale lungo la tropopausa è più intenso del normale e suggerisce quindi una struttura maggiormente favorevole alla canalizzazione dell’attività ondulatoria lungo la corrente a getto. Cinque e dieci giorni più tardi la configurazione tende a spostarsi verso est insieme allo sviluppo e alla traslazione del promontorio europeo.
Il concetto di waveguide è centrale nella moderna interpretazione della dinamica delle medie latitudini. Le onde di Rossby non si propagano in maniera casuale attraverso l’atmosfera, ma possono essere canalizzate lungo regioni caratterizzate da forti gradienti meridionali delle proprietà dinamiche, spesso associate al jet stream e alla forte variazione della vorticità potenziale nei pressi della tropopausa. Wirth et al. (2018) hanno mostrato come i pacchetti di onde di Rossby possano propagarsi longitudinalmente lungo queste guide trasferendo energia da una saccatura o da un promontorio al sistema immediatamente a valle, nel processo noto come downstream development. Tale dinamica rappresenta uno dei principali meccanismi attraverso cui una perturbazione localizzata in un settore oceanico può contribuire alla formazione di un’anomalia meteorologica migliaia di chilometri più a est.
La sequenza mostrata nelle Figure 4 e 5 può essere precisamente interpretata in questi termini. Al lag 0 il Nord Atlantico ospita una forte saccatura accompagnata da baroclinicità elevata, ascendenza e attività frontale; contemporaneamente si intensifica il gradiente lungo la tropopausa. Tale configurazione può favorire la propagazione dell’attività ondulatoria verso valle. Cinque giorni più tardi la risposta principale non si trova più soltanto sopra il Nord Atlantico, ma si manifesta chiaramente sull’Europa centrale sotto forma di un ridge di geopotenziale, anomalie termiche positive in alta troposfera e riscaldamento della superficie. Dopo dieci giorni, il promontorio e il massimo termico tendono ulteriormente a traslare verso l’Europa orientale. L’evoluzione spazio-temporale è quindi coerente con il trasferimento di energia lungo un pacchetto di onde di Rossby piuttosto che con la permanenza di una struttura puramente stazionaria.
È però necessario interpretare con cautela il termine waveguide. Studi recenti hanno evidenziato che non esiste una definizione diagnostica unica di guida d’onda e che la distinzione tra il flusso di fondo e le onde che vi si propagano dipende dalla metodologia utilizzata. White et al. (2025), confrontando differenti definizioni di waveguide variabili nello spazio e nel tempo, hanno sottolineato che tali strutture sono associate a onde quasi stazionarie amplificate e agli estremi meteorologici delle medie latitudini, ma hanno anche mostrato che la loro identificazione può variare sensibilmente in funzione del filtraggio e del parametro scelto. Il gradiente di temperatura potenziale utilizzato nella Figura 5 deve quindi essere inteso soprattutto come un indicatore di una maggiore predisposizione della tropopausa alla propagazione organizzata delle onde, e non come una dimostrazione autonoma dell’esatta traiettoria dell’energia ondulatoria.
La particolarità del risultato di Krüger et al. risiede nel fatto che il rafforzamento della guida d’onda compare in maniera evidente principalmente quando la tendenza negativa delle SST avviene sopra un Nord Atlantico già persistentemente freddo. Nei compositi basati su SST neutrali o calde ma in diminuzione non emergono infatti né una saccatura comparabilmente intensa né un rafforzamento altrettanto robusto del gradiente alla tropopausa. Ciò suggerisce che lo stato oceanico iniziale possa modificare l’ambiente nel quale la perturbazione atmosferica evolve. Le SST fredde non determinano automaticamente il processo, ma sembrano costituire una condizione di fondo favorevole alla combinazione tra baroclinicità nella bassa troposfera, persistenza della saccatura e organizzazione della guida d’onda superiore.
Questa interpretazione è stata successivamente sottoposta a verifica mediante esperimenti modellistici. Bischof et al. (2023), utilizzando simulazioni atmosferiche nelle quali l’anomalia fredda del Nord Atlantico osservata durante l’estate 2018 veniva mantenuta oppure artificialmente rimossa, hanno mostrato che la presenza di SST subpolari più fredde può aumentare la durata e l’intensità delle ondate di caldo in diverse regioni europee. Le simulazioni indicano inoltre una modifica della struttura ondulatoria della troposfera superiore, fornendo un sostegno indipendente all’idea che lo stato termico dell’Atlantico possa contribuire a modulare la circolazione atmosferica a valle. Tale risultato è particolarmente importante perché consente di separare almeno parzialmente la risposta atmosferica alla SST dalla semplice covariabilità presente nelle rianalisi.
La questione è stata ulteriormente affrontata da Krüger et al. (2026) mediante sette modelli climatici globali accoppiati, sei dei quali appartenenti al progetto HighResMIP. I modelli con una rappresentazione più fine dell’oceano riproducono più realisticamente la relazione osservata tra SST nord-atlantiche e temperature estreme europee rispetto alle configurazioni a bassa risoluzione. In particolare, una migliore rappresentazione delle strutture oceaniche e degli scambi aria-mare si associa a una simulazione più realistica della saccatura atlantica e del successivo ridge europeo. Il risultato conferma che i processi rappresentati nelle Figure 4 e 5 non riguardano esclusivamente la variabilità atmosferica interna, ma possono dipendere anche dalla capacità del modello di descrivere correttamente l’accoppiamento oceano-atmosfera nel Nord Atlantico.
La Figura 5 permette inoltre di comprendere perché la catena fisica non possa essere ridotta alla semplice sequenza “oceano freddo–Europa calda”. L’anomalia oceanica viene inserita in un sistema nel quale agiscono simultaneamente processi a scale molto diverse. Nella bassa troposfera, i gradienti termici e gli scambi superficie-atmosfera contribuiscono alla baroclinicità; nella media troposfera, l’ascendenza organizzata produce nubi e precipitazioni; nella troposfera superiore, il rilascio di calore latente e il trasporto delle masse d’aria modificano la temperatura e la vorticità potenziale; nei pressi della tropopausa, il rafforzamento della guida d’onda favorisce la propagazione delle perturbazioni verso valle. L’evento caldo europeo costituisce pertanto il risultato finale di una serie di processi verticalmente e orizzontalmente collegati.
Questo tipo di concatenazione aiuta anche a spiegare perché la componente diabaticamente attiva della storm track nord-atlantica possa influenzare eventi apparentemente “anticiclonici” come le ondate di caldo. In una visione puramente quasi-geostrofica e secca, saccature e promontori sono spesso rappresentati principalmente come parti alternate di un’onda. Gli studi sulle WCB mostrano invece che il rilascio di calore latente nel ramo ascendente dei cicloni può amplificare sostanzialmente la componente anticiclonica a valle. L’outflow superiore introduce aria a bassa PV nel ridge e il flusso divergente interagisce con la struttura della corrente a getto. Il risultato può essere un promontorio più intenso, una maggiore deformazione della tropopausa e, in determinate configurazioni, la formazione o il rafforzamento di un blocco atmosferico.
La trasformazione della copertura nuvolosa mostrata nella Figura 5 assume pertanto una rilevanza dinamica molto maggiore di quanto potrebbe apparire inizialmente. La diminuzione delle nubi basse sul settore orientale del Nord Atlantico e l’aumento delle nubi medie e alte sono espressione di una circolazione verticale capace di trasferire umidità e calore attraverso buona parte della troposfera. Le precipitazioni rappresentano a loro volta la manifestazione osservabile della condensazione e quindi del rilascio di energia. Quando tale energia viene liberata in una corrente ascendente organizzata, essa modifica la distribuzione di temperatura potenziale e PV, contribuendo all’evoluzione del campo di geopotenziale. La Figura 5 collega dunque esplicitamente fenomeni apparentemente microfisici, come le variazioni della copertura nuvolosa, alla dinamica planetaria delle onde di Rossby.
Al tempo stesso, l’evoluzione delle precipitazioni verso l’Europa mostra il progressivo passaggio dalla fase ciclonica alla fase anticiclonica. Quando il ridge europeo si consolida, la precipitazione tende a diminuire in diverse aree del continente, mentre la Figura 4 mostrava contemporaneamente un incremento della radiazione netta verso la superficie e delle temperature a 2 m. La transizione è fisicamente coerente: la subsidenza associata al promontorio riduce l’umidità relativa e ostacola lo sviluppo di nubi profonde, aumentando l’insolazione superficiale. Il caldo europeo è quindi favorito inizialmente dalla dinamica della troposfera superiore, ma può essere successivamente amplificato dall’ambiente radiativo e superficiale creato dall’anticiclone.
La relazione tra promontori atmosferici e temperature estreme è strettamente connessa alla capacità delle onde di Rossby di diventare persistenti o quasi stazionarie. La moderna letteratura sulle ondate di caldo mostra che molti degli estremi più intensi delle medie latitudini si verificano quando l’attività ondulatoria produce ridge di grande ampiezza e lenta evoluzione. La guida d’onda può contribuire a mantenere l’energia confinata lungo determinati settori del getto e a favorire un efficiente sviluppo downstream, mentre la successiva interazione non lineare può rallentare o deformare il pattern. Questo quadro consente di interpretare la fascia di gradiente potenziato a 2 PVU mostrata nella Figura 5 non come un dettaglio diagnostico secondario, ma come uno degli elementi che rendono possibile il collegamento dinamico tra l’Atlantico e l’Europa.
Un altro elemento importante è la progressiva traslazione verso est delle anomalie. Al lag 0 il nucleo principale della dinamica è sull’Atlantico, al lag +5 il promontorio europeo è ormai evidente e al lag +10 il riscaldamento e la struttura anticiclonica tendono ad avanzare verso l’Europa orientale. Tale evoluzione implica che l’evento non possa essere ricondotto integralmente a una modalità stazionaria della circolazione, ma contenga una componente transitoria significativa. I pacchetti di onde di Rossby sono precisamente caratterizzati dal trasferimento longitudinale di energia da un elemento dell’onda a quello successivo, e possono quindi creare una sequenza nella quale l’approfondimento di una saccatura a monte precede di alcuni giorni l’amplificazione di un ridge a valle.
L’accoppiamento tra le diverse scale temporali rimane comunque complesso. Anomalie oceaniche più persistenti possono costituire uno stato di fondo sul quale si sovrappongono perturbazioni sinottiche della durata di pochi giorni. Müller et al. hanno identificato una componente accoppiata del sistema Nord Atlantico–Europa anche su scale subdecadali, mostrando che variazioni delle temperature estive europee possono essere associate alla variabilità oceanica nord-atlantica su periodi di circa 5–10 anni. D’altra parte, Beobide-Arsuaga et al. hanno mostrato che particolari configurazioni primaverili delle SST atlantiche possono precedere stagioni estive con maggiore frequenza di ondate di caldo. Questi risultati non implicano che lo stesso meccanismo operi identicamente su tutte le scale, ma indicano che lo stato dell’Atlantico può influenzare la probabilità degli estremi europei attraverso una gerarchia di processi che va dal precondizionamento stagionale fino allo sviluppo sinottico rappresentato nella Figura 5.
Nel caso specifico di Krüger et al., tuttavia, la caratteristica discriminante rimane la combinazione tra SST persistentemente fredde e una successiva tendenza negativa. I compositi con SST neutrali o calde in diminuzione non producono la medesima successione di saccatura intensa, guida d’onda rafforzata e promontorio europeo. Ciò suggerisce che il background oceanico contribuisca a stabilire le condizioni nelle quali una perturbazione ciclonica può essere maggiormente amplificata o mantenuta. Il ruolo delle SST deve però essere espresso in termini probabilistici: esse non prevedono deterministicamente l’ondata di caldo, ma possono alterare la probabilità che una particolare sequenza dinamica riesca a svilupparsi compiutamente.
La forza della Figura 5 risiede proprio nella coerenza fra variabili indipendenti. La diminuzione delle nubi basse, l’aumento della nuvolosità media, la fascia di precipitazioni, il riscaldamento della troposfera superiore e il rafforzamento del gradiente alla tropopausa non sono segnali casualmente sovrapposti, ma descrivono differenti manifestazioni dello stesso processo atmosferico tridimensionale. Il moto ascendente della massa d’aria produce condensazione; la condensazione produce precipitazioni e rilascio di calore latente; il riscaldamento diabatico contribuisce alla modifica della PV e della temperatura superiore; l’outflow interagisce con la corrente a getto; la guida d’onda favorisce lo sviluppo verso valle; il ridge europeo si amplifica e, successivamente, la subsidenza e l’aumento dell’insolazione contribuiscono alla formazione dell’anomalia calda al suolo.
Nel complesso, la Figura 5 può quindi essere considerata la rappresentazione della cerniera dinamica tra la perturbazione nord-atlantica e l’estremo termico europeo. Essa mostra che tra il raffreddamento delle SST e l’aumento della temperatura continentale esiste un insieme articolato di processi intermedi che attraversano l’intera troposfera. La saccatura atlantica genera o intensifica ascendenze umide e attività frontale; la struttura nuvolosa si sposta verso livelli più elevati; le precipitazioni testimoniano un’intensa condensazione; il rilascio di calore latente influenza il bilancio termico e la distribuzione della vorticità potenziale; il gradiente sulla tropopausa si organizza in una struttura favorevole alla propagazione delle onde di Rossby; infine, il ridge europeo si sviluppa a valle e crea le condizioni dinamiche e radiative necessarie all’amplificazione del caldo superficiale. Gli studi lagrangiani, gli esperimenti sul ruolo del riscaldamento diabatico, la teoria dei pacchetti di onde di Rossby e le più recenti simulazioni climatiche ad alta risoluzione convergono nel mostrare come questi elementi siano fisicamente compatibili e possano interagire durante la formazione degli estremi delle medie latitudini.
La Figura 5 completa pertanto la Figura 4 trasformando una relazione apparentemente semplice fra un Nord Atlantico freddo e un’Europa calda in un quadro dinamico molto più sofisticato. Il raffreddamento oceanico non viene direttamente “trasmesso” al continente; al contrario, esso si inserisce in una configurazione che modifica la baroclinicità e l’evoluzione della saccatura. L’attività ciclonica atlantica alimenta risalite umide e riscaldamento diabatico, la troposfera superiore viene riorganizzata, la waveguide favorisce la propagazione dell’attività ondulatoria e, alcuni giorni più tardi, il continente europeo viene interessato dal ramo anticiclonico della configurazione. È proprio questa continuità tra processi oceanici, frontali, diabatici e ondulatori a rendere la Figura 5 particolarmente significativa: essa mostra come l’oceano, la storm track e la dinamica della tropopausa possano cooperare nel predisporre una parte degli eventi di caldo europei, pur mantenendo il carattere non deterministico e multicausale tipico degli estremi atmosferici.
5.2. Decomposizione delle onde
La decomposizione del campo di geopotenziale a 300 hPa rappresenta un passaggio decisivo per comprendere la natura dinamica della configurazione atmosferica che collega le SST persistentemente fredde del Nord Atlantico allo sviluppo ritardato di un promontorio anticiclonico sull’Europa. Le analisi precedenti hanno infatti mostrato che la saccatura nord-atlantica precede temporalmente il massimo raffreddamento delle SST, mentre l’anomalia positiva di geopotenziale e il riscaldamento europeo emergono alcuni giorni più tardi. Una semplice interpretazione basata sui regimi atmosferici quasi stazionari, come la Summer North Atlantic Oscillation o la Summer East Atlantic pattern, non è quindi sufficiente a spiegare l’intera evoluzione. Per verificare se la configurazione osservata contenga una componente propagante, Krüger et al. (2023) applicano una trasformata di Fourier lungo la longitudine al campo assoluto di Z300 e separano successivamente le anomalie in due intervalli spettrali: le onde planetarie, definite dai numeri d’onda zonali 1–3, e i pacchetti di onde di Rossby, rappresentati dai numeri d’onda 4–15. La scelta di quest’ultimo intervallo è coerente con precedenti studi sulla propagazione delle perturbazioni sinottiche e subplanetarie lungo la waveguide delle medie latitudini.
La distinzione è fisicamente significativa perché permette di separare, almeno diagnosticamente, due componenti della circolazione caratterizzate da scale spaziali e temporali differenti. I bassi numeri d’onda descrivono strutture che occupano una frazione considerevole della circonferenza terrestre e che possono organizzare il flusso atmosferico su scala emisferica, mentre i numeri d’onda intermedi rappresentano perturbazioni più localizzate, tipicamente associate a pacchetti di onde di Rossby che si propagano lungo la corrente a getto. Questa suddivisione non deve tuttavia essere interpretata come una separazione assoluta tra due sistemi dinamicamente indipendenti. Le componenti planetarie e sinottiche possono sovrapporsi, scambiarsi energia e modificarsi reciprocamente attraverso processi lineari e non lineari. La decomposizione spettrale serve quindi soprattutto a identificare quale scala contribuisca maggiormente alla struttura osservata in un determinato settore e momento dell’evoluzione atmosferica.
Nel campo completo di Z300, cinque giorni dopo l’inizio dell’evento SST, compare una configurazione particolarmente pronunciata nel settore Nord Atlantico–Europa. Sul Nord Atlantico orientale le anomalie negative raggiungono circa −80 gpm, mentre sull’Europa centrale e orientale si sviluppano anomalie positive fino a circa +80 gpm. Più a monte, nei pressi del Mare del Labrador, sono presenti anomalie dell’ordine di ±60–70 gpm, mentre sull’Asia il segnale è molto più debole, generalmente intorno a ±20 gpm. Questa distribuzione indica che l’amplificazione non interessa uniformemente tutto l’emisfero boreale, ma presenta una marcata concentrazione nel settore atlantico-europeo, dove la saccatura e il promontorio raggiungono amplitudini considerevoli.
Il diagramma di Hovmöller del campo completo di Z300, mediato fra 40 e 60°N, fornisce una delle informazioni temporali più importanti dell’intera analisi. La saccatura nord-atlantica inizia infatti a intensificarsi già intorno al lag −5, quindi prima che le SST raggiungano la fase di massima tendenza negativa al lag 0. Il promontorio europeo, al contrario, emerge chiaramente solo successivamente e raggiunge il proprio sviluppo più pronunciato attorno al lag +5. La sequenza conferma che la struttura saccatura-promontorio non rappresenta semplicemente un dipolo atmosferico simultaneo: il ramo ciclonico atlantico si sviluppa per primo e quello anticiclonico europeo compare a valle alcuni giorni più tardi. Questa cronologia è precisamente ciò che ci si aspetterebbe da un processo di downstream development, nel quale l’attività ondulatoria e l’energia associata vengono trasferite progressivamente lungo la corrente a getto.
La componente planetaria rivela un’organizzazione particolarmente interessante. Le anomalie filtrate per i numeri d’onda 1–3 mostrano massimi positivi approssimativamente in corrispondenza di 120°W, 0° e 120°E, con valori che raggiungono circa +40 gpm. Questa distribuzione identifica una configurazione dominata dal numero d’onda zonale 3, vale a dire tre grandi alternanze di promontori e saccature distribuite lungo la fascia delle medie latitudini dell’emisfero. Una struttura di questo tipo costituisce una sorta di impalcatura planetaria sulla quale possono sovrapporsi perturbazioni regionali di scala più piccola. Nel caso esaminato da Krüger et al., la componente planetaria contribuisce soprattutto a mantenere una pronunciata anomalia ciclonica nel settore nord-atlantico proprio durante la fase in cui le SST stanno diminuendo.
Un aspetto apparentemente controintuitivo è il fatto che, intorno al lag 0, la saccatura appartenente alla componente planetaria mostri una tendenza alla propagazione verso ovest. Questo comportamento non è incompatibile con la successiva propagazione verso est del segnale atmosferico complessivo. Nella dinamica delle onde di Rossby è infatti necessario distinguere la velocità di fase delle singole ondulazioni dalla velocità di gruppo o dalla propagazione dell’inviluppo del pacchetto d’onda. Le creste e le saccature individuali possono muoversi lentamente o persino retrogradare rispetto al flusso medio, mentre l’energia del pacchetto ondulatorio può propagarsi nettamente verso est lungo la waveguide. La revisione di Wirth et al. (2018) sottolinea precisamente questa proprietà dei Rossby Wave Packets delle medie latitudini, la cui propagazione longitudinale può connettere sistemi meteorologici distanti e favorire lo sviluppo di anomalie a valle.
La componente RWP mostra infatti una dinamica nettamente più propagante. In prossimità del lag 0 compare sul Nord Atlantico un’anomalia negativa associata al pacchetto di onde di Rossby, seguita da un’anomalia positiva che si sposta rapidamente verso est e attraversa successivamente l’Europa. Questa sequenza è coerente con il rafforzamento della waveguide diagnosticato nella Figura 5 attraverso le anomalie positive del gradiente orizzontale della temperatura potenziale sulla superficie di 2 PVU. La propagazione orientale dell’anomalia positiva degli RWP coincide molto bene con lo spostamento verso est dell’anomalia positiva osservata nel campo completo di Z300. Proprio questa corrispondenza porta Krüger et al. a concludere che, sebbene le onde planetarie contribuiscano a creare la configurazione di fondo, il segnale regionale che conduce alla formazione e alla traslazione del promontorio europeo è dominato principalmente dall’attività dei pacchetti di onde di Rossby.
Questo risultato è coerente con la comprensione moderna degli RWP. Wirth et al. definiscono i pacchetti di onde di Rossby come regioni nelle quali l’ampiezza dell’onda presenta un massimo localizzato e diminuisce allontanandosi longitudinalmente da esso. Questi pacchetti possiedono tipicamente scale temporali comprese fra pochi giorni e una o due settimane e si propagano lungo la waveguide della media-alta troposfera. Il loro ciclo di vita comprende la generazione, l’amplificazione, la propagazione lungo il jet stream e infine la dispersione o il breaking. Il loro ruolo è meteorologicamente importante perché possono collegare l’evoluzione di sistemi sinottici situati molto lontano fra loro, determinando sequenze nelle quali un ciclone in un settore oceanico precede di alcuni giorni un promontorio o un blocco atmosferico a migliaia di chilometri di distanza.
È proprio questa proprietà a offrire una spiegazione dinamica convincente della sequenza osservata fra Nord Atlantico ed Europa. Una saccatura intensa sul Nord Atlantico non deve essere considerata soltanto come un’anomalia locale sovrapposta alle SST fredde; essa può rappresentare la parte iniziale di un pacchetto ondulatorio la cui energia viene trasmessa verso valle. Mentre il minimo di geopotenziale atlantico si approfondisce, il pacchetto produce una successiva anomalia positiva più a est, favorendo l’aumento del geopotenziale sull’Europa centrale. Il risultato finale è una configurazione nella quale il raffreddamento oceanico, la saccatura atmosferica, la waveguide rafforzata e il ridge europeo appartengono a un’unica evoluzione dinamica temporaneamente organizzata.
La decomposizione suggerisce però che il pacchetto regionale non agisca isolatamente. La componente planetaria a numero d’onda 3 è contemporaneamente statisticamente significativa attorno al lag 0 e contribuisce al mantenimento delle anomalie sul Nord Atlantico. È quindi plausibile interpretare la configurazione come una sovrapposizione tra un’onda planetaria di fondo e un pacchetto regionale di onde di Rossby. In tale situazione, l’onda planetaria può predisporre la posizione delle grandi saccature e dei promontori, mentre le perturbazioni di scala intermedia determinano l’intensificazione e la propagazione locale del sistema. Quando le due componenti assumono fasi compatibili, la loro interferenza può essere costruttiva e generare anomalie di geopotenziale molto più grandi di quelle prodotte dalle singole componenti considerate separatamente. Krüger et al. indicano proprio questa combinazione come elemento essenziale della pronunciata struttura trough–ridge osservata nel settore Nord Atlantico–Europa.
Il concetto di interferenza tra scale atmosferiche è supportato anche da studi indipendenti sulla dinamica energetica delle medie latitudini. Le analisi spettrali del trasporto meridionale di energia mostrano che gli estremi atmosferici possono derivare dalla sovrapposizione costruttiva fra componenti planetarie e sinottiche, piuttosto che dall’azione esclusiva di una singola scala. Durante l’estate, inoltre, i numeri d’onda intermedi acquistano particolare importanza rispetto alla stagione fredda, coerentemente con la maggiore rilevanza delle strutture ondulatorie regionali associate agli estremi caldi persistenti. Questa prospettiva rafforza l’interpretazione secondo cui il segnale europeo evidenziato da Krüger et al. non debba essere ricondotto esclusivamente al numero d’onda 3, ma alla sua interazione con un RWP localmente amplificato.
La presenza di una configurazione planetaria non implica tuttavia che il meccanismo individuato sia equivalente alla cosiddetta amplificazione quasi risonante proposta in altri studi sugli estremi estivi. Kornhuber et al. (2020), ad esempio, hanno identificato configurazioni circumglobali particolarmente ricorrenti associate ai numeri d’onda 5 e 7, capaci di aumentare fortemente la probabilità di ondate di caldo simultanee in differenti regioni dell’emisfero boreale. Per il numero d’onda 5 gli estremi tendono a interessare simultaneamente Nord America centrale, Europa orientale e Asia orientale, mentre il numero d’onda 7 favorisce combinazioni comprendenti Europa occidentale, Asia occidentale e Nord America centro-occidentale. Gli autori mostrano che, nei casi più intensi, la probabilità di estremi caldi simultanei può aumentare fino a un fattore 20 quando questi regimi dominano la circolazione.
Il confronto con Kornhuber et al. è importante soprattutto perché impedisce di confondere differenti categorie di onde. Nel caso di Krüger et al., il segnale planetario principale è un numero d’onda 3, mentre l’anomalia europea locale sembra essere maggiormente associata alla componente RWP compresa fra i numeri d’onda 4 e 15. Nei lavori sulle ondate di caldo simultanee, invece, numeri d’onda globali 5 e 7 possono assumere configurazioni circumglobali persistenti. I due risultati non descrivono pertanto lo stesso fenomeno, ma convergono su un principio generale: gli estremi termici delle medie latitudini sono strettamente sensibili alla fase, all’ampiezza, alla persistenza e alla sovrapposizione delle onde di Rossby su diverse scale spaziali.
La distinzione è particolarmente rilevante per l’interpretazione delle ondate di caldo europee. Un evento estremo non richiede necessariamente un’unica specifica configurazione ondulatoria emisferica. Diverse combinazioni di onde planetarie, pacchetti regionali e configurazioni del getto possono produrre un promontorio persistente sull’Europa. Lo studio di Rousi et al. (2022), ad esempio, ha mostrato come gli stati persistenti di doppio getto sull’Eurasia siano fortemente associati alle ondate di caldo dell’Europa occidentale. La persistenza del doppio getto spiega localmente fino a circa il 35% della variabilità dell’intensità cumulativa delle heatwave e ha contribuito sostanzialmente alla crescita degli estremi caldi osservata nelle ultime decadi. Il risultato mette in evidenza quanto la struttura della corrente a getto possa controllare la capacità delle onde atmosferiche di amplificarsi e permanere sopra determinate regioni.
La relazione fra doppio getto e decomposizione delle onde di Krüger et al. deve comunque essere formulata con cautela. Rousi et al. analizzano una proprietà della struttura estiva del jet stream eurasiatico e la sua persistenza, mentre Krüger et al. studiano una specifica sequenza di anomalie SST–saccatura–ridge nel settore Nord Atlantico–Europa. Non vi è quindi una dimostrazione che ogni evento SST freddo descritto da Krüger et al. coincida con uno stato a doppio getto. I due studi sono tuttavia compatibili nel suggerire che la geometria della waveguide atmosfericarappresenti una variabile fondamentale per determinare se un’anomalia ondulatoria riesca a propagarsi, amplificarsi e produrre un episodio di caldo persistente sul continente.
Il ruolo delle SST nord-atlantiche assume in questo contesto un significato più sottile. Le analisi precedenti hanno mostrato che la tendenza negativa delle SST è almeno in parte forzata dalla saccatura atmosferica, attraverso l’aumento delle perdite turbolente di calore oceanico. Tuttavia, durante le estati caratterizzate da SST persistentemente fredde, la perturbazione atmosferica sembra svilupparsi in un ambiente nel quale la baroclinicità della bassa troposfera e la waveguide superiore risultano particolarmente favorevoli. La saccatura può quindi essere più persistente, mentre la propagazione downstream dell’RWP può contribuire alla successiva formazione del ridge europeo. In questa interpretazione, l’oceano non genera direttamente l’onda planetaria o il pacchetto di Rossby, ma costituisce parte dello stato di fondo con cui tali strutture interagiscono.
La decomposizione delle onde aiuta inoltre a chiarire un’apparente contraddizione nella propagazione osservata. La componente planetaria mostra infatti una tendenza alla retrogressione della saccatura atlantica, mentre il campo completo di Z300 e la componente RWP presentano chiaramente una propagazione verso est dell’anomalia positiva che raggiunge l’Europa. Questo comportamento è un esempio concreto della differenza fra evoluzione della fase delle grandi onde planetarie ed evoluzione dell’inviluppo delle perturbazioni transitorie. Una struttura planetaria può rimanere quasi stazionaria o muoversi lentamente verso ovest, fornendo un pattern di fondo, mentre sopra di essa un RWP trasporta rapidamente verso est energia e attività ondulatoria. La sovrapposizione dei due movimenti permette quindi alla saccatura nord-atlantica di mantenersi mentre il ridge europeo viene contemporaneamente costruito a valle.
Questa interpretazione è compatibile anche con i processi diabatici descritti nelle sezioni precedenti. Il pacchetto ondulatorio non evolve in un’atmosfera secca e puramente lineare: sul lato orientale della saccatura nord-atlantica sono presenti ascendenza, precipitazioni e rilascio di calore latente. Tali processi possono modificare la distribuzione della vorticità potenziale nella troposfera superiore e contribuire all’amplificazione del ridge a valle. Krüger et al. collegano infatti il ritardo fra la saccatura atlantica e il promontorio europeo al possibile “remote heating branch” individuato da Zschenderlein et al., nel quale il riscaldamento diabatico associato alle precipitazioni stratiformi nord-atlantiche facilita la formazione di un anticiclone nella troposfera superiore sopra l’Europa. La propagazione dell’RWP e il contributo diabatico non devono quindi essere considerati meccanismi alternativi, ma processi che possono cooperare durante l’amplificazione del sistema.
La combinazione tra dinamica lineare delle onde e processi diabatici aiuta a comprendere perché alcune sequenze atmosferiche possano amplificarsi molto più di altre. Una perturbazione iniziale può propagarsi lungo una waveguide favorevole; contemporaneamente, i cicloni presenti nel pacchetto possono generare intensi moti ascendenti e liberazione di calore latente, modificando ulteriormente la struttura del getto e della tropopausa. Il successivo ridge può quindi raggiungere un’ampiezza superiore a quella prevista considerando soltanto una propagazione lineare dell’onda. La moderna letteratura sui pacchetti di onde di Rossby attribuisce infatti un ruolo importante sia alla dinamica del waveguide sia alle interazioni con i cicloni e con i processi diabatici nella determinazione dell’amplificazione e della prevedibilità degli RWP.
Questa prospettiva è particolarmente importante per gli eventi di caldo perché la temperatura estrema dipende non soltanto dall’ampiezza istantanea del ridge, ma soprattutto dalla sua capacità di persistere. Un promontorio di grande ampiezza riduce il passaggio delle perturbazioni, favorisce subsidenza e cieli sereni e permette al riscaldamento superficiale di accumularsi per diversi giorni. Gli studi sulla dinamica delle ondate di caldo europee mostrano che le variazioni della circolazione atmosferica hanno contribuito in maniera significativa alla particolare accelerazione degli estremi termici osservata sul continente e che la persistenza di specifiche configurazioni del jet rappresenta un elemento determinante.
La decomposizione proposta da Krüger et al. introduce quindi un livello interpretativo ulteriore rispetto alla semplice identificazione del dipolo saccatura-promontorio. Il segnale negativo del Nord Atlantico contiene un contributo significativo della componente planetaria, mentre lo sviluppo e la traslazione del ridge europeo sono maggiormente coerenti con un pacchetto regionale che si propaga verso est. L’onda planetaria numero 3 può essere considerata come una configurazione di fondo a grande scala, mentre il RWP costituisce una componente più transitoria che trasferisce l’anomalia verso valle. La massima amplificazione si verifica quando le due componenti si sovrappongono favorevolmente nel settore euro-atlantico. Questa interpretazione spiega perché il campo completo di Z300 raggiunga anomalie dell’ordine di ±80 gpm, superiori alle anomalie della singola componente planetaria, che raggiungono circa ±40 gpm.
È tuttavia importante non interpretare la somma delle due componenti come una prova definitiva della loro interazione causale. Una decomposizione di Fourier individua le scale spaziali presenti nel campo atmosferico, ma non stabilisce da sola quale processo abbia generato ciascuna componente né come l’energia sia stata trasferita fra i differenti numeri d’onda. Per dimostrare in maniera rigorosa un’interazione dinamica tra PW e RWP sarebbero necessarie ulteriori diagnostiche, come bilanci di attività ondulatoria, analisi dei flussi di Eliassen–Palm o di wave activity flux, esperimenti di sensibilità modellistica e campioni di eventi più numerosi. Gli stessi Krüger et al. sottolineano che l’origine e l’interazione fra onde planetarie e pacchetti di onde di Rossby rappresentano una questione aperta che richiede ulteriori studi.
Tale cautela è particolarmente necessaria considerando che il composito originario comprende soltanto dodici episodi di SST fredde con tendenza negativa. Sebbene il bootstrap identifichi numerose anomalie statisticamente significative, un campione limitato rende difficile determinare se il numero d’onda 3 rappresenti una caratteristica universale del meccanismo oppure una configurazione particolarmente frequente nel periodo analizzato, 1979–2019. Gli autori stessi riconoscono la necessità di analisi modellistiche con campioni ed ensemble più grandi per verificare la robustezza statistica e separare quantitativamente i contributi termodinamici e dinamici.
Nonostante queste limitazioni, la coerenza fra la decomposizione ondulatoria e le altre diagnostiche dello studio è notevole. Prima compare la saccatura nord-atlantica; contemporaneamente aumentano la perdita di calore dell’oceano e la baroclinicità della bassa troposfera; sul fianco orientale della saccatura si sviluppano ascendenza, nuvolosità media, precipitazioni e riscaldamento diabatico; alla tropopausa si intensifica la waveguide; quindi compare un RWP che propaga verso est un’anomalia positiva di Z300; infine, circa cinque giorni dopo il massimo della tendenza negativa delle SST, il ridge europeo raggiunge la propria massima intensità e favorisce temperature superficiali positive. La decomposizione spettrale fornisce dunque il collegamento dinamico che mancava fra la fase atlantica e quella europea della sequenza.
In questo quadro, le onde planetarie e i pacchetti di onde di Rossby svolgono funzioni complementari. La componente a basso numero d’onda contribuisce alla configurazione emisferica e al mantenimento della saccatura atlantica, mentre la componente a numeri d’onda intermedi descrive più efficacemente la propagazione locale verso l’Europa. La presenza simultanea delle due scale può favorire una forte amplificazione del pattern quando le rispettive fasi risultano costruttivamente allineate. Studi indipendenti sulle heatwave hanno mostrato analogamente che l’amplificazione di specifiche configurazioni ondulatorie, la struttura del jet stream e la persistenza dei ridge possono determinare una forte crescita della probabilità di temperature estreme, anche se i numeri d’onda e i meccanismi specifici differiscono fra un evento e l’altro.
La principale implicazione della sezione 5.2 è quindi che il collegamento tra Nord Atlantico ed Europa non debba essere concepito come una semplice teleconnessione statica. La sequenza evidenziata è dinamicamente evolutiva: una configurazione planetaria di fondo e un pacchetto regionale di onde di Rossby si sovrappongono nel settore euro-atlantico, la saccatura raggiunge una notevole intensità sopra il Nord Atlantico, mentre la waveguide favorisce la propagazione verso valle della componente transitoria; alcuni giorni più tardi l’energia ondulatoria contribuisce alla costruzione del promontorio europeo. È questa combinazione fra struttura planetaria, propagazione regionale e processi diabatici che consente di comprendere perché un’anomalia apparentemente locale delle SST possa essere statisticamente associata a un cambiamento della circolazione e della temperatura migliaia di chilometri più a est.
La decomposizione delle onde rafforza infine una delle conclusioni più importanti dell’intero studio: le SST fredde del Nord Atlantico non rappresentano un semplice precursore termico dell’ondata di caldo europea, ma si inseriscono all’interno di un sistema atmosfera-oceano nel quale il ruolo decisivo è svolto dalla modulazione della circolazione delle medie latitudini. Il numero d’onda planetario 3 contribuisce alla struttura di larga scala, il Rossby Wave Packet determina gran parte della propagazione locale del segnale e la loro sovrapposizione produce la marcata configurazione saccatura-promontorio osservata. Questo risultato si integra con la più ampia letteratura sugli estremi estivi, secondo cui le ondate di caldo più severe e persistenti non possono essere comprese esclusivamente attraverso l’aumento termodinamico della temperatura di fondo, ma richiedono di considerare anche la geometria del jet stream, l’amplificazione delle onde di Rossby, la capacità della tropopausa di agire da guida d’onda e l’interazione fra perturbazioni planetarie e regionali. In questa prospettiva, la sezione 5.2 costituisce il passaggio che trasforma la relazione statistica fra Atlantico freddo ed Europa calda in un’ipotesi dinamica coerente, nella quale la propagazione e l’interferenza delle onde atmosferiche rappresentano il ponte fisico tra le due regioni.
Sintesi e discussione
L’insieme delle analisi composite sviluppate nello studio permette di delineare un quadro fisico coerente nel quale la variabilità delle temperature superficiali marine del Nord Atlantico, la dinamica delle onde atmosferiche e gli eventi di caldo sull’Europa risultano strettamente connessi, pur senza poter essere ricondotti a una relazione causale semplice e unidirezionale. Il risultato centrale è che gli episodi caratterizzati da SST persistentemente fredde nel Nord Atlantico e contemporaneamente interessate da una tendenza negativa su scala di pochi giorni sono seguiti con elevata frequenza da uno spostamento della distribuzione della temperatura superficiale europea verso valori positivi. Undici dei dodici episodi appartenenti a questa categoria sono associati, nei giorni successivi, ad anomalie positive della temperatura dell’aria a 2 m sull’Europa; procedendo nella direzione opposta e selezionando indipendentemente diciotto eventi di caldo europeo, quattordici risultano preceduti da SST nord-atlantiche inferiori alla climatologia e quindici da una tendenza negativa delle SST. La convergenza delle due analisi costituisce uno degli elementi più robusti dello studio: non dimostra che il raffreddamento dell’Atlantico sia una condizione necessaria o sufficiente per generare un’ondata di caldo, ma indica che uno specifico stato oceanico-atmosferico ricorre con frequenza considerevole prima dello sviluppo di condizioni termiche anomale sull’Europa centrale.
La natura del meccanismo emerge soprattutto quando si considera la successione temporale delle anomalie. Una marcata saccatura nella media e alta troposfera si sviluppa sul Nord Atlantico già prima del momento in cui le SST raggiungono la massima tendenza negativa; solo alcuni giorni più tardi compare a valle un’anomalia positiva di geopotenziale sull’Europa, accompagnata dall’aumento della T2m. Questa cronologia rende problematica un’interpretazione in cui l’anomalia marina venga considerata semplicemente una forzante esterna dell’atmosfera. Al contrario, il minimo di Z300 precedente alla diminuzione delle SST indica che la circolazione atmosferica partecipa direttamente alla produzione del raffreddamento oceanico: la saccatura induce avvezione di aria più fredda e secca sopra l’oceano, intensifica l’evaporazione e i flussi turbolenti di calore verso l’alto e determina così una maggiore perdita energetica della superficie marina. Le SST fredde preesistenti sembrano tuttavia modificare l’ambiente nel quale questa perturbazione evolve, aumentando la probabilità che la saccatura si rafforzi e persista. È pertanto più appropriato parlare di precondizionamento oceanico e di retroazione atmosfera-oceano che non di una semplice catena causale “oceano freddo → Europa calda”.
Proprio la comparazione con gli eventi caratterizzati da SST neutrali o calde conferisce forza a questa interpretazione. Una tendenza negativa delle SST può infatti verificarsi anche quando lo stato di fondo oceanico non è freddo, e anche in tali casi è possibile osservare un aumento dei flussi turbolenti di calore verso l’atmosfera. Tuttavia, nei compositi neutrali e caldi non compare la medesima concatenazione di una saccatura nord-atlantica intensa e persistente, una guida d’onda rafforzata e un pronunciato promontorio sull’Europa centrale. La tendenza negativa delle SST, presa isolatamente, non sembra quindi sufficiente: ciò che distingue gli episodi associati al successivo riscaldamento europeo è la combinazione fra uno stato del Nord Atlantico già persistentemente freddo e un ulteriore raffreddamento forzato dalla circolazione. In termini dinamici, l’anomalia oceanica modifica i gradienti termici orizzontali e contribuisce a configurare una struttura baroclina della bassa troposfera particolarmente favorevole al mantenimento della perturbazione atmosferica.
Il collegamento fra il campo delle SST e la saccatura può essere interpretato attraverso l’incremento della baroclinicità. Durante gli eventi studiati aumenta infatti il Maximum Eady Growth Rate nella bassa troposfera, segnalando condizioni più favorevoli alla crescita delle perturbazioni barocline. Una conferma particolarmente importante è arrivata successivamente dallo studio modellistico di Krüger et al. pubblicato nel 2026: utilizzando sette modelli climatici globali accoppiati, gli autori hanno mostrato che l’aumento del gradiente meridionale delle SST durante questi eventi è associato ad anomalie positive dell’Eady Growth Rate fino a circa +0,16 giorni⁻¹ nelle rianalisi, contribuendo all’intensificazione e all’ancoraggio della saccatura nel Nord Atlantico orientale. Nei modelli a bassa risoluzione, nei quali evaporazione e flusso di calore latente risultano sottostimati, anche l’anomalia baroclina è più debole e la saccatura non raggiunge la persistenza osservata.
Questo risultato è particolarmente rilevante perché affronta direttamente una delle principali limitazioni riconosciute nello studio osservativo originale. Krüger et al. sottolineavano infatti la necessità di esperimenti modellistici e di campioni più ampi per verificare se la sequenza individuata in ERA5 fosse effettivamente sensibile allo stato oceanico. Il lavoro del 2026 ha applicato la stessa metodologia composita a simulazioni centennali di modelli accoppiati e ha trovato che le configurazioni ad alta risoluzione riproducono molto meglio il legame fra SST fredde, saccatura atlantica, promontorio europeo e anomalie positive di T2m. L’aumento della risoluzione oceanica da configurazioni nelle quali i vortici mesoscalari sono parametrizzati, dell’ordine di circa 100 km, a configurazioni eddy-permitting di circa 25 km riduce sensibilmente i bias delle SST e dei flussi di calore superficiali del Nord Atlantico. In una configurazione con raffinamento regionale dell’oceano, i bias superficiali vengono ridotti di circa la metà. Questo miglioramento si propaga dalla superficie alla troposfera, producendo una rappresentazione più realistica della baroclinicità, dell’ascendenza, della precipitazione, della saccatura e infine del ridge europeo.
La dinamica non si esaurisce però nella crescita baroclina. Sul lato orientale della saccatura nord-atlantica vengono osservati intensi moti ascendenti, aumento della copertura di nubi medie e una fascia di precipitazioni che si estende attraverso l’Atlantico settentrionale verso le Isole Britanniche. Questa configurazione suggerisce la presenza di una risalita inclinata di aria umida tipica dei sistemi frontali delle medie latitudini. Durante tale ascendenza la condensazione del vapore acqueo libera calore latente, trasformando un processo apparentemente legato alla meteorologia della storm track in un elemento capace di modificare la circolazione della troposfera superiore. L’aumento della temperatura a 300 hPa sull’Europa nei giorni successivi risulta quindi coerente con una propagazione del segnale che non è soltanto dinamica, ma anche diabaticamente assistita.
L’analisi lagrangiana di Zschenderlein et al. (2020) fornisce un supporto indipendente particolarmente convincente a questa interpretazione. Seguendo a ritroso le masse d’aria che raggiungono gli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee, gli autori hanno identificato due principali regioni di riscaldamento diabatico. Una di esse, definita remote heating branch, è localizzata sul Nord Atlantico occidentale e centrale e coincide con un’elevata frequenza di cicloni extratropicali e warm conveyor belts. Per gli anticicloni sopra l’Europa centrale, circa metà delle traiettorie appartenenti al ramo riscaldato è associata a questo contributo remoto; il massimo riscaldamento avviene prevalentemente nella media troposfera, intorno a 400 hPa, indicando che il rilascio di calore latente nelle nubi, piuttosto che i flussi superficiali, costituisce il meccanismo dominante.
Il significato dinamico di tale processo è notevole. Le warm conveyor belts trasportano rapidamente aria umida verso la troposfera superiore e il riscaldamento diabatico associato alla condensazione modifica la vorticità potenziale delle masse d’aria. L’outflow superiore può quindi alimentare il promontorio posto a valle della saccatura e favorirne l’amplificazione. Zschenderlein et al. hanno trovato che circa il 25–45% delle particelle d’aria dirette verso gli anticicloni superiori viene riscaldato diabaticamente nei tre giorni precedenti l’arrivo, con percentuali del 35–50% considerando una finestra di sette giorni. Lo stesso studio mostra inoltre che l’attività ciclonica e il rilascio di calore latente sul Nord Atlantico sono particolarmente importanti nella fase di formazione dell’anticiclone superiore, mentre processi diabatici più locali acquistano peso nel suo mantenimento. Questo schema spiega bene perché, nel composito di Krüger et al., la saccatura atlantica preceda di diversi giorni l’intensificazione del ridge europeo.
La persistenza della saccatura assume quindi un ruolo essenziale. Se il sistema ciclonico rimane ancorato per un periodo sufficientemente lungo, può mantenere attivo il ramo remoto di riscaldamento, alimentare ripetutamente il trasporto di aria a bassa vorticità potenziale verso la troposfera superiore e predisporre una risposta anticiclonica più duratura a valle. La stessa analisi lagrangiana mostra che, nelle ondate di caldo di maggiore durata, il ramo remoto torna a rafforzarsi dopo la fase iniziale, suggerendo che il continuo apporto di aria modificata diabaticamente attraverso i cicloni nord-atlantici contribuisca al sostentamento del ridge. Ciò offre un’interpretazione fisica della maggiore persistenza della saccatura individuata nei compositi con SST fredde: non soltanto aumenta la durata della configurazione trough–ridge, ma permette ai processi umidi della storm track di continuare ad alimentare dinamicamente l’anticiclone europeo.
Una volta formatosi il promontorio europeo, il riscaldamento al suolo viene sostenuto da una combinazione di subsidenza, avvezione, riduzione della copertura nuvolosa e maggiore radiazione solare incidente. È importante distinguere questo stadio dalla fase d’innesco dinamico. I risultati di Krüger et al. suggeriscono infatti che i flussi di calore superficiali europei non siano il principale meccanismo responsabile della comparsa iniziale dell’evento caldo, ma svolgano soprattutto una funzione di amplificazione quando l’anomalia anticiclonica è già stabilita. Il comportamento è coerente con gli studi di Miralles et al. (2014) sulle grandi ondate di caldo europee del 2003 e del 2010, nei quali il progressivo disseccamento del suolo e l’accumulo di calore nello strato limite atmosferico hanno prodotto una memoria termica su più giorni capace di intensificare fortemente le temperature estreme. In tali condizioni, la diminuzione dell’evapotraspirazione riduce il raffreddamento latente e aumenta la quota di energia disponibile per il flusso di calore sensibile.
L’importanza relativa dei singoli processi può inoltre variare geograficamente. Le analisi di Zschenderlein e collaboratori sui meccanismi delle ondate di caldo europee mostrano che il riscaldamento adiabatico associato alla subsidenza assume una particolare importanza nell’Europa occidentale, mentre nell’Europa più orientale e continentale possono aumentare il peso del riscaldamento diabatico e dell’avvezione nei bassi strati. Ciò aiuta a comprendere perché uno stesso ridge superiore possa produrre firme termiche diverse a seconda della regione interessata e perché lo spostamento verso est della struttura osservato fra lag +5 e lag +10 possa essere accompagnato da una progressiva modifica dei meccanismi che determinano la T2m.
Il caso del 2016, richiamato dagli stessi autori, costituisce un esempio del ruolo della subsidenza: in quell’episodio il contributo del moto discendente all’aumento termico risultò più importante dell’avvezione orizzontale di aria calda. Questo elemento è concettualmente importante perché impedisce di identificare automaticamente un’ondata di caldo con una semplice “risalita di aria africana”. In molte situazioni europee, una parte considerevole dell’anomalia termica può essere prodotta localmente o quasi localmente dalla compressione adiabatica dell’aria discendente e dall’accumulo radiativo sotto una struttura anticiclonica persistente. L’advezione può contribuire, ma la sua importanza varia considerevolmente da evento a evento e da regione a regione.
La decomposizione del campo di Z300 rafforza ulteriormente l’idea che il pattern non possa essere attribuito semplicemente a un regime atmosferico stazionario. La configurazione presenta somiglianze sia con la fase negativa della Summer North Atlantic Oscillation sia con la fase positiva del Summer East Atlantic pattern, ma la saccatura nord-atlantica si sviluppa prima del ridge europeo. La SNAO rappresenta una modalità fondamentale della variabilità estiva del settore Nord Atlantico-Europa e controlla in maniera significativa temperatura, precipitazioni e posizione del getto nella stagione calda, ma il carattere temporalmente sfasato del composito di Krüger et al. indica che il fenomeno contiene una componente di propagazione che una semplice proiezione su un EOF stazionario non può descrivere completamente.
Questa interpretazione è coerente con la letteratura sul Rossby wave breaking. Woollings et al. (2008) hanno proposto che parte della variabilità a bassa frequenza della NAO possa emergere proprio attraverso variazioni nella frequenza e nella posizione degli episodi di rottura delle onde di Rossby nella troposfera superiore. La formazione di configurazioni ad alta latitudine simili al blocking può pertanto essere vista non soltanto come il risultato di una modalità climatica preesistente, ma come l’esito cumulativo di eventi sinottici di wave breaking. Applicato al caso estivo analizzato da Krüger et al., questo quadro suggerisce che le analogie con SNAO e SEA rappresentino soprattutto la firma finale di un processo ondulatorio evolutivo, piuttosto che la permanenza dell’atmosfera all’interno di un unico regime.
La decomposizione spettrale descritta nella sezione precedente aggiunge un elemento ulteriore: il forte dipolo Nord Atlantico-Europa risulta dalla contemporanea presenza di una componente planetaria dominata dal numero d’onda zonale 3 e di pacchetti regionali di onde di Rossby. Le onde planetarie contribuiscono alla configurazione di fondo e alla persistenza della saccatura, mentre gli RWP spiegano meglio la propagazione verso est dell’anomalia positiva che successivamente raggiunge l’Europa. Il fatto che entrambe le componenti presentino segnali significativi intorno al lag 0 suggerisce una possibile interferenza costruttiva fra scale differenti. La Figura 6 non dimostra direttamente uno scambio energetico fra le due componenti, ma mostra che entrambe sono necessarie per ricostruire il segnale completo di Z300 osservato durante gli episodi.
La rilevanza di questa configurazione trova un’interessante conferma anche nel lavoro modellistico del 2026. Le versioni climatiche ad alta risoluzione mostrano una migliore rappresentazione della componente stazionaria dell’attività delle onde di Rossby, caratteristica che gli autori collegano alla maggiore persistenza sia della saccatura nord-atlantica sia del promontorio europeo. Nei modelli a bassa risoluzione, invece, la catena di errori inizia già alla superficie oceanica: SST e flussi di calore non realistici producono baroclinicità e ascendenza troppo deboli, precipitazioni e riscaldamento diabatico ridotti e, infine, un ridge europeo sottostimato. Le anomalie europee della T2m raggiungono soltanto circa +0,5 °C nel composito multimodello a bassa risoluzione, mentre nelle configurazioni ad alta risoluzione aumentano e si avvicinano maggiormente alla struttura osservata, sebbene rimangano ancora inferiori a ERA5.
Questo risultato attribuisce una nuova importanza alla rappresentazione della mesoscala oceanica nel problema degli estremi continentali europei. Tradizionalmente le ondate di caldo vengono spesso analizzate concentrandosi soprattutto sulla circolazione atmosferica e sui feedback terra-atmosfera, mentre lo studio del 2026 mostra che errori nella posizione della North Atlantic Current, nei fronti delle SST e negli scambi di calore aria-mare possono propagarsi lungo l’intera catena dinamica fino a influenzare la simulazione del ridge e della temperatura a migliaia di chilometri di distanza. Le configurazioni oceaniche eddy-permitting o eddy-rich non eliminano tutti i bias, soprattutto per quanto riguarda la posizione esatta dell’anomalia europea, ma riproducono con maggiore realismo durata e intensità degli eventi.
La possibile modulazione da parte dell’Atlantic Multidecadal Variability introduce poi una scala temporale molto diversa. Gli eventi freddi con tendenza negativa non sono distribuiti uniformemente fra il 1979 e il 2019: soltanto tre dei dodici episodi si verificano tra il 1995 e il 2014, periodo caratterizzato prevalentemente da una fase positiva dell’AMV. Questo suggerisce che la frequenza dello stato oceanico favorevole al meccanismo sinottico possa essere modulata da variazioni pluridecadali del Nord Atlantico. Tuttavia, è essenziale distinguere la SST locale subpolare su scala di giorni utilizzata per identificare gli eventi dalla AMV su scala di decenni, che coinvolge un pattern molto più ampio del bacino. La seconda può modificare la probabilità che determinate condizioni di fondo si presentino, ma non equivale al raffreddamento sinottico analizzato nei compositi.
L’influenza della variabilità oceanica atlantica sul clima estivo continentale ha una lunga base scientifica. Sutton e Hodson (2005), utilizzando osservazioni ed esperimenti con modelli atmosferici, mostrarono che le variazioni delle SST dell’Atlantico su scala multidecadale possono esercitare un’influenza significativa sul clima estivo nordamericano ed europeo. Il risultato aprì una linea di ricerca nella quale l’Atlantico non viene considerato soltanto come un integratore passivo della variabilità atmosferica, ma come una componente capace di modulare la circolazione e la temperatura dei continenti adiacenti. Questa influenza, tuttavia, presenta una forte dipendenza spaziale e stagionale e non consente di dedurre automaticamente il segno della risposta per ogni singola regione europea.
Gli esperimenti idealizzati di Qasmi et al. (2021) illustrano molto bene questa complessità. Imponendo differenti ampiezze dell’AMV in due modelli climatici, gli autori hanno trovato durante la fase positiva una tendenza verso temperature più elevate e una maggiore durata degli eventi caldi in Scandinavia e nel Mediterraneo, mentre sull’Europa centrale la risposta risulta debole e soprattutto poco consistente fra i due modelli. L’ampiezza dell’AMV modifica sia la risposta dinamica della circolazione sia quella termodinamica, compresi nuvolosità, umidità del suolo e bilancio energetico superficiale, ma l’esatto equilibrio fra tali componenti dipende sensibilmente dal modello. Ciò rende prudente qualsiasi tentativo di utilizzare la sola fase dell’AMV come predittore diretto degli eventi caldi centro-europei.
Anche studi più recenti confermano questa eterogeneità. Mascolo et al. hanno confrontato l’influenza dell’AMV e dell’umidità primaverile del suolo sulle ondate di caldo europee, mostrando che entrambi i fattori possono modificare intensità e durata degli eventi con ampiezze comparabili, ma con pattern geografici differenti e persino risposte di segno opposto in alcune regioni dell’Europa nord-orientale. L’AMV deve quindi essere considerata una modulatrice del contesto climatico, non un controllo uniforme dell’intero continente.
Un’ulteriore dimensione della memoria oceanica emerge dal lavoro di Oltmanns et al. (2024), che collega anomalie di acqua dolce nel gyre subpolare nord-atlantico durante l’anno precedente a estati europee successivamente più calde e secche. Il meccanismo proposto coinvolge modificazioni delle SST e della North Atlantic Current capaci di influenzare la posizione del jet stream e le traiettorie delle masse d’aria marittime. Questo risultato opera su una scala temporale molto più lunga rispetto ai pochi giorni analizzati da Krüger et al., ma rafforza l’idea generale che lo stato del Nord Atlantico possa fornire una forma di memoria e di precondizionamento alla circolazione estiva europea. È pertanto plausibile che processi oceanici multiennali, variabilità multidecadale e perturbazioni sinottiche agiscano su livelli temporali differenti ma parzialmente interagenti.
Questa gerarchia di scale rende particolarmente delicato il problema della predicibilità. Il fatto che le SST fredde con tendenza negativa precedano frequentemente il caldo europeo non significa che esse possano essere utilizzate isolatamente come un indice previsionale. La stessa anomalia marina può condurre a evoluzioni differenti in funzione della posizione iniziale della saccatura, della configurazione del jet, della fase delle onde planetarie, dello stato della waveguide e della presenza di processi diabatici favorevoli. Tuttavia, la disponibilità di uno stato oceanico persistente può aumentare la probabilità di una specifica evoluzione e quindi fornire informazione condizionata utile, specialmente quando viene combinata con le diagnostiche atmosferiche. La maggiore capacità dei modelli ad alta risoluzione di riprodurre l’intera sequenza lascia intravedere la possibilità che una rappresentazione più accurata dell’oceano possa migliorare non soltanto le simulazioni climatiche ma anche, potenzialmente, la prevedibilità delle configurazioni estive euro-atlantiche.
Occorre inoltre collocare questi meccanismi di variabilità interna all’interno del riscaldamento climatico di fondo. Il fatto che una particolare configurazione della circolazione favorisca un’ondata di caldo non significa che il trend termodinamico antropogenico sia secondario; i due effetti si sovrappongono. Le anomalie di circolazione determinano quando e dove una massa d’aria o un promontorio produrranno condizioni eccezionali, mentre l’aumento della temperatura media sposta verso l’alto l’intera distribuzione di partenza. In un clima più caldo, pertanto, una configurazione dinamica analoga a quella osservata in passato tende a produrre temperature assolute maggiori. Le SST nord-atlantiche, il blocking e i pacchetti di onde di Rossby possono modulare fortemente gli estremi da un’estate all’altra senza costituire un’alternativa alla forzante antropogenica su scala pluridecadale. La distinzione fra variabilità dinamica e aumento termodinamico del background è fondamentale per evitare di attribuire un singolo evento a un solo meccanismo.
Nel complesso emerge quindi un sistema fortemente accoppiato. Un Nord Atlantico persistentemente freddo costituisce lo stato di fondo; una perturbazione ciclonica atmosferica sopraggiunge e aumenta i flussi turbolenti di calore verso l’alto, raffreddando ulteriormente l’oceano; il gradiente termico e la baroclinicità della bassa troposfera vengono rafforzati; la saccatura diventa più intensa e persistente; sul suo fianco orientale si sviluppano ascendenza, nuvolosità e precipitazioni; il rilascio di calore latente nelle correnti ascendenti modifica la struttura della troposfera superiore; contemporaneamente una waveguide più marcata favorisce il downstream development delle onde di Rossby; l’interferenza fra componente planetaria e pacchetto regionale contribuisce alla formazione del ridge europeo; infine, subsidenza, maggiore insolazione, diminuzione delle precipitazioni e feedback terra-atmosfera amplificano la temperatura superficiale. Nessun singolo passaggio deve essere interpretato come completamente autonomo, poiché i diversi processi si rinforzano o si modulano reciprocamente.
La forza dello studio risiede proprio nell’aver collegato diagnostiche che normalmente vengono considerate separatamente: SST e flussi aria-mare, baroclinicità, geopotenziale, moti verticali, nuvolosità, precipitazioni, riscaldamento della troposfera superiore, waveguide e decomposizione delle onde. La concordanza temporale e spaziale fra queste variabili suggerisce una catena fisicamente plausibile, ma la numerosità relativamente limitata del campione osservativo resta una restrizione importante. Dodici eventi di SST fredde con tendenza negativa sono sufficienti a individuare un segnale composito significativo, ma non consentono di quantificare con precisione il peso relativo dell’oceano, dei processi diabatici, delle onde planetarie e della variabilità interna atmosferica in ogni singolo caso. Lo stesso vale per i diciotto eventi di caldo europeo: la maggior parte presenta SST fredde o in diminuzione, ma soltanto una parte soddisfa contemporaneamente tutti i criteri estremi utilizzati per definire il composito oceanico.
La ricerca pubblicata successivamente allo studio originale rappresenta, sotto questo profilo, un progresso sostanziale. Le simulazioni centennali analizzate nel 2026 forniscono campioni più grandi e dimostrano che una migliore rappresentazione della superficie nord-atlantica produce una catena atmosferica più vicina a quella di ERA5. Esse non risolvono definitivamente il problema della causalità, ma rendono molto meno plausibile che l’intero pattern osservato sia semplicemente un artefatto statistico di un piccolo campione. Allo stesso tempo, persistono incertezze: anche i modelli ad alta risoluzione tendono a spostare il ridge europeo troppo verso est, sottostimano ancora alcuni aspetti del blocking e presentano una forte sensibilità alla fisica della componente atmosferica. Migliorare la sola risoluzione oceanica non è quindi sufficiente; occorre rappresentare correttamente anche convezione, riscaldamento diabatico, storm track e interazione fra jet e onde di Rossby.
La conclusione più solida è pertanto che le SST fredde del Nord Atlantico debbano essere considerate un fattore di precondizionamento dinamico, non un predittore deterministico degli eventi caldi europei. Il raffreddamento oceanico osservato immediatamente prima degli eventi è in larga misura prodotto dalla stessa anomalia ciclonica che successivamente partecipa allo sviluppo della struttura ondulatoria, ma la persistenza dello stato freddo oceanico sembra rendere più favorevole la crescita e l’ancoraggio della saccatura. L’oceano è dunque simultaneamente risposta e componente attiva del sistema: riceve l’impronta della circolazione attraverso i flussi di calore e, attraverso i gradienti delle SST e l’interazione con la bassa troposfera, può retroagire sul successivo sviluppo atmosferico. Questa natura bidirezionale spiega perché la relazione Nord Atlantico-Europa non possa essere ridotta né a un controllo puramente oceanico né a una variabilità atmosferica completamente indipendente dall’oceano.
Nel suo significato più generale, lo studio mostra quindi come un’apparente contraddizione climatica — un Nord Atlantico anormalmente freddo associato a un’Europa anormalmente calda — divenga perfettamente comprensibile quando viene analizzata attraverso la dinamica tridimensionale della circolazione. Non è il freddo oceanico a essere trasferito termicamente verso il continente; è la configurazione termica dell’Atlantico a interagire con la storm track e con la struttura baroclina, mentre l’atmosfera raffredda ulteriormente l’oceano, sviluppa una saccatura persistente, genera ascendenza e riscaldamento diabatico e organizza un pacchetto di onde capace di costruire un promontorio a valle. Sotto tale promontorio, la subsidenza e i feedback superficiali trasformano la risposta dinamica in un evento di caldo pronunciato. Le nuove evidenze modellistiche ad alta risoluzione pubblicate nel 2026 rafforzano questa interpretazione e indicano che la corretta rappresentazione della mesoscala oceanica, dei flussi aria-mare e dell’attività delle onde di Rossby costituisce una componente essenziale per comprendere e simulare realisticamente gli estremi estivi europei.
In questa prospettiva, la principale eredità scientifica dell’analisi non consiste nell’individuazione di un nuovo “indice” capace di prevedere automaticamente le ondate di caldo, ma nella definizione di una sequenza fisica integrata Nord Atlantico–Europa. La probabilità dell’estremo emerge dall’interazione fra memoria oceanica, stato della superficie marina, baroclinicità, storm track, riscaldamento diabatico, onde planetarie, pacchetti di Rossby, blocking e feedback terra-atmosfera. La comprensione di tale concatenazione rappresenta un passaggio fondamentale per migliorare la simulazione e la previsione degli eventi caldi europei, soprattutto perché la risposta del continente dipende sia dalle rapide variazioni sinottiche sia da condizioni oceaniche che possono possedere memoria stagionale, interannuale o multidecadale. Le future analisi dovranno pertanto integrare ensemble molto più estesi, simulazioni accoppiate ad alta risoluzione e diagnostiche energetiche e lagrangiane capaci di quantificare separatamente i diversi contributi; ma le evidenze attualmente disponibili indicano già con crescente coerenza che lo stato del Nord Atlantico rappresenta una componente dinamicamente rilevante, e non semplicemente una coincidenza geografica, nella complessa genesi di una parte degli eventi di caldo estivo europei.
Figura 6 – Decomposizione della circolazione atmosferica: ruolo delle onde planetarie e dei pacchetti di onde di Rossby nello sviluppo del promontorio europeo
La Figura 6 costituisce uno dei passaggi dinamicamente più significativi dello studio, perché consente di analizzare la configurazione saccatura–promontorio del settore Nord Atlantico–Europa non più soltanto come un’anomalia del geopotenziale, ma come il risultato della sovrapposizione di componenti ondulatorie aventi scale spaziali differenti. Dopo aver documentato nelle Figure 4 e 5 la presenza di una profonda saccatura nord-atlantica, l’intensificazione della baroclinicità, i moti ascendenti, le precipitazioni, il riscaldamento diabatico e il rafforzamento della guida d’onda alla tropopausa, Krüger et al. scompongono il campo di geopotenziale a 300 hPa in una componente di onde planetarie, corrispondente ai numeri d’onda zonali da 1 a 3, e in una componente costituita dai Rossby Wave Packets, identificata attraverso i numeri d’onda da 4 a 15. L’analisi mostra che entrambe le scale contribuiscono alla configurazione osservata, ma con funzioni differenti: le onde planetarie sembrano organizzare principalmente il contesto emisferico e contribuire alla persistenza della saccatura atlantica, mentre i pacchetti di onde di Rossby descrivono molto più chiaramente la propagazione verso est dell’anomalia che conduce allo sviluppo del promontorio europeo.
Nel pannello a) viene rappresentato il campo completo delle anomalie di Z300 cinque giorni dopo l’inizio dell’evento caratterizzato da SST fredde nel Nord Atlantico accompagnate da una tendenza negativa. La caratteristica dominante del settore euro-atlantico è costituita da una marcata anomalia negativa del geopotenziale sull’Atlantico nord-orientale, che raggiunge valori prossimi a −80 gpm, affiancata a est da un’anomalia positiva di ampiezza comparabile sull’Europa centrale e orientale. Più a monte, in prossimità del Labrador e del Nord America occidentale, sono presenti ulteriori anomalie dell’ordine di 60–70 gpm, mentre il segnale diventa generalmente più debole procedendo verso l’Asia. Ne deriva una configurazione che possiede contemporaneamente una componente regionale molto pronunciata nel settore Atlantico–Europa e una struttura a più larga scala riconoscibile lungo l’intera fascia delle medie latitudini. La presenza del massimo negativo atlantico e di quello positivo europeo è coerente con la sequenza dinamica ricostruita dagli autori: la saccatura nord-atlantica costituisce il primo elemento organizzato del sistema e il promontorio europeo si amplifica soltanto successivamente.
Il pannello b), costruito mediando Z300 fra 40 e 60°N e rappresentandone l’evoluzione mediante un diagramma di Hovmöller longitudine-tempo, permette di identificare con maggiore precisione questa successione. L’anomalia negativa nel settore nord-atlantico compare già approssimativamente cinque giorni prima del lag 0, ossia prima che venga raggiunta la massima tendenza negativa delle SST, mentre l’anomalia positiva sull’Europa diventa particolarmente evidente intorno al lag +5. La disposizione inclinata delle anomalie nel piano longitudine-tempo mostra inoltre che il segnale non è semplicemente stazionario: una componente dell’attività atmosferica si trasferisce progressivamente verso est. La cronologia è fondamentale per l’interpretazione fisica, perché sostiene l’idea che il raffreddamento oceanico su scala sinottica sia almeno parzialmente una conseguenza della saccatura già presente e che il successivo caldo europeo rappresenti lo stadio a valle di un’evoluzione atmosferica iniziata diversi giorni prima sull’Atlantico.
Questo comportamento richiama il concetto di downstream development, centrale nella dinamica delle perturbazioni delle medie latitudini. Il termine descrive il processo mediante il quale la crescita di una saccatura o di un promontorio in un determinato settore è accompagnata dalla successiva formazione e intensificazione di un’altra anomalia più a valle, attraverso il trasferimento dell’attività ondulatoria lungo il flusso occidentale. Teubler e Riemer (2016), utilizzando un quadro diagnostico basato sulla vorticità potenziale e sulla temperatura potenziale, hanno mostrato come l’evoluzione dei Rossby Wave Packets possa essere interpretata attraverso contributi dinamici distinti alla crescita di saccature e promontori e come l’amplificazione di una struttura possa essere strettamente collegata all’evoluzione di quella successiva lungo il pacchetto. La sequenza visibile nella Figura 6 — saccatura atlantica prima, ridge europeo dopo — rappresenta quindi una configurazione qualitativamente compatibile con questa dinamica.
La separazione spettrale effettuata nel pannello c) evidenzia però che una parte importante della saccatura nord-atlantica appartiene a una struttura molto più ampia. La componente filtrata sui numeri d’onda 1–3 presenta massimi approssimativamente collocati alle longitudini di 120°W, 0° e 120°E, producendo una configurazione dominata dal numero d’onda zonale 3. Un numero d’onda 3 implica, in termini schematici, la presenza di tre grandi alternanze di saccature e promontori lungo la fascia emisferica. Si tratta quindi di una scala sostanzialmente diversa da quella di una singola perturbazione sinottica: la componente PW fornisce una sorta di struttura planetaria entro la quale l’anomalia nord-atlantica viene inserita. Nel composito di Krüger et al., questa componente diventa significativamente negativa proprio sul Nord Atlantico intorno al lag 0, contribuendo alla persistenza del minimo di geopotenziale.
È interessante osservare che la componente planetaria non mostra la stessa propagazione orientale del campo completo. La saccatura associata alle PW tende infatti a mantenersi nel settore atlantico e, intorno al lag 0, presenta persino una certa retrogressione verso ovest. Questo comportamento apparentemente paradossale è importante perché dimostra che non è possibile interpretare l’intero campo Z300 come la semplice traslazione verso est di un’unica onda. La configurazione atmosferica è composta da scale differenti: una struttura planetaria può rimanere quasi stazionaria o muoversi lentamente verso ovest, mentre perturbazioni di scala inferiore trasportano simultaneamente attività ondulatoria verso est. La distinzione consente di comprendere perché una saccatura possa persistere a lungo sopra il Nord Atlantico proprio mentre, a valle, il ridge europeo continua ad amplificarsi.
Il comportamento diventa molto più chiaramente propagante nel pannello d), dove vengono isolate le componenti con numeri d’onda compresi fra 4 e 15. Intorno al lag 0 si forma sul Nord Atlantico un’anomalia negativa RWP; immediatamente a valle compare poi un’anomalia positiva che si muove progressivamente verso est e raggiunge l’Europa nei giorni successivi. L’inclinazione delle anomalie nel diagramma di Hovmöller coincide strettamente con quella del campo totale di Z300 mostrato nel pannello b). È questo il motivo per cui gli autori concludono che la propagazione locale del segnale euro-atlantico è dominata soprattutto dagli RWP, mentre la componente planetaria fornisce un contributo più importante allo stato di fondo e all’anomalia persistente nord-atlantica.
L’associazione fra RWP ed estremi di temperatura possiede un solido supporto osservativo indipendente. Fragkoulidis et al. (2018), analizzando ERA-Interim per il periodo 1979–2015, hanno studiato sistematicamente la relazione fra l’ampiezza dei pacchetti di onde di Rossby nella troposfera superiore e gli estremi termici della bassa troposfera nell’Emisfero Settentrionale. Gli autori hanno trovato che regioni interessate da RWP di grande ampiezza presentano frequentemente un’elevata probabilità di anomalie termiche estreme e che il legame è particolarmente rilevante durante l’estate. Il risultato non implica che ogni RWP produca un’ondata di caldo, ma mostra che la posizione delle creste e delle saccature all’interno del pacchetto influenza profondamente la probabilità di osservare estremi caldi o freddi al suolo. La propagazione dell’anomalia positiva RWP verso l’Europa nella Figura 6 assume quindi un significato meteorologico diretto: il continente viene progressivamente a trovarsi sotto il ramo anticiclonico del pacchetto, con condizioni sempre più favorevoli all’aumento della temperatura.
L’evoluzione osservata deve inoltre essere collegata alla guida d’onda diagnosticata nella Figura 5. L’aumento del gradiente orizzontale della temperatura potenziale sulla superficie di 2 PVU intorno ai 50°N indicava infatti che la struttura della tropopausa diventava particolarmente favorevole al confinamento e alla propagazione longitudinale dell’attività ondulatoria. Il pannello d) della Figura 6 rappresenta, in un certo senso, la manifestazione concreta di tale condizione: il pacchetto RWP si sviluppa sul Nord Atlantico e successivamente si propaga verso est proprio lungo il settore in cui la waveguide risulta rafforzata. La corrispondenza temporale fra l’intensificazione della guida d’onda e la successiva propagazione del ridge rafforza quindi l’interpretazione secondo cui il Nord Atlantico costituisca la regione d’origine o di amplificazione di un processo che viene poi trasferito dinamicamente verso l’Europa.
Da un punto di vista dinamico è utile distinguere anche il movimento delle singole saccature e creste dalla propagazione dell’energia del pacchetto. Le onde di Rossby possono infatti mostrare una velocità di fase relativamente bassa, e in alcuni casi perfino una retrogressione, mentre l’inviluppo del pacchetto e l’attività ondulatoria associata si propagano più rapidamente verso valle. La Figura 6 offre un esempio particolarmente efficace di questa distinzione: il segnale planetario nord-atlantico rimane relativamente persistente, ma l’anomalia positiva del RWP avanza nettamente verso est. Ne consegue che il ridge europeo può crescere anche senza che l’intera saccatura atlantica debba fisicamente traslare sul continente. L’energia e l’informazione dinamica vengono trasmesse lungo il sistema ondulatorio, consentendo lo sviluppo di nuove strutture a valle. Le analisi quantitative di Teubler e Riemer dimostrano precisamente come la crescita di trough e ridge all’interno dei pacchetti dipenda dalla convergenza e divergenza dei contributi di vorticità potenziale e dalla loro interazione con il flusso di fondo.
Un aspetto ancora più interessante riguarda la possibile interferenza costruttiva fra la componente planetaria e quella regionale. Le anomalie del campo completo raggiungono valori prossimi a ±80 gpm, mentre quelle della sola componente planetaria risultano generalmente più contenute. Ciò indica che il forte dipolo osservato fra Atlantico ed Europa non può essere attribuito interamente alle PW. Quando una saccatura appartenente al pacchetto regionale si sovrappone a un’anomalia negativa della componente planetaria, i due segnali possono sommarsi, approfondendo considerevolmente il minimo di geopotenziale. Analogamente, quando la cresta positiva dell’RWP raggiunge l’Europa in una fase favorevole della struttura planetaria, il ridge continentale può essere amplificato. La Figura 6 non permette di dimostrare formalmente un trasferimento energetico non lineare fra PW e RWP, ma mostra chiaramente che entrambe le componenti sono statisticamente significative durante la fase cruciale dell’evento e che la loro sovrapposizione ricostruisce una parte sostanziale dell’anomalia totale.
Il concetto secondo cui diverse scale ondulatorie possano cooperare nella produzione degli estremi atmosferici è coerente con numerosi studi sugli eventi estivi dell’Emisfero Settentrionale. Kornhuber et al. (2019), analizzando l’estate 2018, hanno mostrato che diversi episodi di caldo e precipitazioni estreme verificatisi quasi simultaneamente in Nord America, Europa e Asia erano collegati a una configurazione emisferica amplificata dominata dal numero d’onda 7. Lo stesso pattern risultava riconoscibile anche durante altre importanti ondate di caldo europee, mostrando come strutture ondulatorie di grande ampiezza possano creare regioni preferenziali nelle quali i ridge persistono e favoriscono temperature elevate.
Kornhuber et al. (2020) hanno successivamente dimostrato che le configurazioni amplificate dei numeri d’onda 5 e 7 possono aumentare fortemente la probabilità di estremi caldi simultanei in differenti regioni dell’Emisfero Settentrionale, inclusa l’Europa occidentale e orientale a seconda della fase del pattern. Questo risultato non significa che il numero d’onda 3 individuato nella Figura 6 rappresenti lo stesso meccanismo: le scale e le configurazioni sono differenti. Esso mostra però un principio generale estremamente importante, ossia che la probabilità di un’estrema anomalia termica regionale dipende fortemente dalla fase e dall’ampiezza della circolazione ondulatoria di fondo, sulla quale possono poi sovrapporsi perturbazioni più localizzate. La Figura 6 appare quindi come un caso specifico di un fenomeno più generale: la struttura planetaria organizza il contesto, mentre componenti transitorie determinano dove e quando l’anomalia raggiunge la massima intensità.
La Figura 6 aiuta anche a chiarire perché non sia corretto assimilare automaticamente la configurazione osservata a una singola modalità atmosferica quasi stazionaria, come la Summer NAO. La saccatura nord-atlantica e il ridge europeo non raggiungono infatti la massima intensità simultaneamente. La prima compare già prima del lag 0, mentre il secondo emerge diversi giorni dopo. Si tratta quindi di una struttura evolutiva nella quale lo sviluppo downstream svolge un ruolo sostanziale. La somiglianza finale con determinati regimi atmosferici può essere reale, ma rappresenta l’esito di un processo dinamico piuttosto che necessariamente la semplice permanenza dell’atmosfera in uno stato stazionario. È precisamente questo sfasamento temporale a conferire alla decomposizione in PW e RWP un valore interpretativo maggiore rispetto alla sola identificazione di un pattern di geopotenziale.
L’analisi deve inoltre essere integrata con i processi diabatici descritti nelle Figure 4 e 5. Il pacchetto di onde di Rossby non evolve infatti all’interno di un’atmosfera puramente secca. Sul fianco orientale della saccatura nord-atlantica compaiono ascendenza, maggiore copertura di nubi medie e precipitazioni; la condensazione associata libera calore latente e può modificare la distribuzione della vorticità potenziale nella troposfera superiore. Di conseguenza, la crescita del promontorio europeo può risultare da una combinazione fra propagazione dinamica dell’RWP e amplificazione diabaticamente assistita. In questo quadro, la dinamica delle onde e il riscaldamento latente non rappresentano spiegazioni concorrenti: possono cooperare nel determinare la rapidità con cui il ridge aumenta di ampiezza dopo la formazione della saccatura atlantica.
Il collegamento con gli estremi europei è ulteriormente rafforzato dal lavoro di Rousi et al. (2022) sulla persistenza delle configurazioni a doppio getto eurasiatico. Gli autori hanno mostrato che gli stati persistenti di doppio getto sono strettamente associati alle ondate di caldo dell’Europa occidentale e possono spiegare localmente fino a circa il 35% della variabilità dell’intensità cumulativa degli eventi. Sebbene il doppio getto e la decomposizione PW–RWP descrivano aspetti diversi della circolazione, entrambi i risultati convergono sull’importanza della geometria del jet stream: un getto capace di confinare, rallentare o amplificare le onde può favorire la persistenza di un ridge e quindi l’accumulo di calore sul continente.
La relazione fra le onde atmosferiche e gli estremi termici è infatti fortemente dipendente dalla persistenza. Un ridge che attraversa rapidamente l’Europa produce generalmente un’anomalia termica breve; un ridge amplificato e quasi stazionario può invece mantenere subsidenza, cieli relativamente sereni e riduzione delle precipitazioni per molti giorni, permettendo alla superficie continentale di accumulare calore. Gli RWP rappresentano uno dei meccanismi attraverso cui queste strutture possono essere generate e rinforzate, mentre le onde planetarie possono fornire una configurazione di fondo favorevole alla loro permanenza. La sovrapposizione delle due scale osservata nella Figura 6 offre pertanto una possibile spiegazione della robustezza del collegamento statistico fra SST fredde nord-atlantiche e temperature europee positive riscontrato nelle Figure 2 e 3.
Un’importante verifica del meccanismo è stata fornita dallo studio successivo di Krüger et al. pubblicato nel 2026, nel quale la stessa relazione fra SST fredde nord-atlantiche e caldo europeo è stata analizzata utilizzando sette modelli climatici globali accoppiati. Le configurazioni a maggiore risoluzione, soprattutto quelle con una componente oceanica capace di rappresentare meglio i vortici mesoscalari, simulano una relazione più realistica fra lo stato termico del Nord Atlantico e gli estremi estivi europei. In particolare, una migliore rappresentazione dei gradienti delle SST e dei flussi di calore aria-mare si accompagna a una saccatura atlantica più realistica e a un successivo ridge europeo più coerente con ERA5. Gli autori trovano inoltre che i modelli ad alta risoluzione rappresentano meglio la componente stazionaria dell’attività delle onde di Rossby, contribuendo alla persistenza del pattern atmosferico.
Questo risultato modellistico è particolarmente importante per interpretare la Figura 6 perché mostra che la struttura ondulatoria non è completamente indipendente dall’oceano sottostante. Le SST non “generano” meccanicamente le onde di Rossby, ma modificano la baroclinicità della bassa troposfera e gli scambi di energia superficie-atmosfera; questi, a loro volta, possono influenzare intensità, posizione e durata della saccatura, che costituisce una componente del pacchetto ondulatorio. Una migliore simulazione dei processi oceanici conduce quindi a una migliore simulazione della dinamica atmosferica a valle. Il legame oceano–onde–Europa assume così la forma di un sistema accoppiato: l’atmosfera contribuisce inizialmente alla tendenza negativa delle SST, mentre lo stato oceanico preesistente può condizionare la successiva evoluzione della perturbazione e la capacità del sistema di sostenere una configurazione ondulatoria persistente.
È tuttavia necessario evitare di attribuire alla decomposizione di Fourier un significato causale che essa non possiede. Separare Z300 nei numeri d’onda 1–3 e 4–15 permette di identificare quali scale spaziali contribuiscano al campo osservato, ma non dimostra automaticamente che le PW abbiano generato gli RWP o viceversa. Non stabilisce inoltre in modo quantitativo quanto dell’amplificazione derivi da conversione baroclina, interazioni non lineari fra onde, riscaldamento diabatico o feedback con la corrente a getto. Per risolvere questi aspetti sarebbero necessarie diagnostiche energetiche e di wave activity, analisi della vorticità potenziale e simulazioni di sensibilità nelle quali le diverse componenti possano essere perturbate separatamente. Gli stessi autori presentano infatti l’interazione fra PW e RWP come una questione aperta e come uno dei principali sviluppi futuri suggeriti dalla Figura 6.
Un’ulteriore cautela deriva dalle differenti scale incluse nelle due categorie. La definizione PW = numeri d’onda 1–3 e RWP = 4–15 costituisce una scelta diagnostica utile, ma l’atmosfera reale non possiede una separazione rigida fra “onde planetarie” e “onde regionali”. Un pacchetto può contenere simultaneamente diverse lunghezze d’onda e può cambiare struttura durante il proprio ciclo di vita; inoltre, la deformazione del jet e la crescita non lineare dei ridge possono trasferire energia fra scale differenti. La Figura 6 deve pertanto essere letta come una scomposizione della variabilità osservata, non come la rappresentazione di due sistemi atmosferici completamente indipendenti.
Nonostante queste limitazioni, la coerenza fra la Figura 6 e le precedenti diagnostiche dello studio è notevole. La saccatura compare per prima sul Nord Atlantico; il raffreddamento oceanico viene intensificato dai flussi turbolenti; la baroclinicità aumenta; sul lato orientale della saccatura si sviluppano ascendenza e precipitazioni; la struttura della tropopausa diventa maggiormente favorevole alla propagazione delle onde; un’anomalia RWP positiva si muove verso est e, alcuni giorni dopo, il ridge europeo raggiunge il massimo sviluppo insieme alle anomalie calde della T2m. La decomposizione ondulatoria fornisce quindi il passaggio dinamico che collega i processi localizzati sull’Atlantico alla risposta termica continentale, trasformando una correlazione SST–T2m in una sequenza fisica tridimensionale e temporalmente ordinata.
La stessa prospettiva aiuta a inserire lo studio nel più ampio problema della crescente esposizione dell’Europa agli estremi caldi. La circolazione atmosferica può infatti modulare notevolmente l’intensità regionale del riscaldamento. Recenti analisi mostrano che una parte sostanziale dell’eccezionale riscaldamento estivo osservato nell’Europa centro-occidentale rispetto alle simulazioni climatiche è associata a cambiamenti della circolazione e non esclusivamente all’incremento termodinamico medio. Ciò non riduce il ruolo del riscaldamento antropogenico, che eleva la temperatura di fondo sulla quale operano le anomalie dinamiche, ma evidenzia come l’ampiezza, la posizione e la persistenza dei ridge determinino quali regioni sperimentino gli estremi più intensi in una determinata estate.
In questa prospettiva, il contributo principale della Figura 6 consiste nel mostrare che la connessione fra Nord Atlantico ed Europa non appare come una teleconnessione puramente statica, ma come una interazione fra struttura planetaria e propagazione regionale delle onde di Rossby. La componente a numero d’onda 3 crea una configurazione emisferica favorevole e contribuisce alla persistenza della saccatura atlantica; il pacchetto contenente numeri d’onda più elevati sviluppa invece un chiaro segnale propagante verso est e riproduce da vicino la migrazione dell’anomalia positiva di Z300 osservata nel campo completo. Quando le due componenti si trovano in fase favorevole, la loro sovrapposizione può produrre una forte amplificazione del dipolo saccatura–promontorio.
Il significato fisico finale può quindi essere espresso come una concatenazione continua: un Nord Atlantico persistentemente freddo costituisce il background oceanico; una saccatura atmosferica si forma e si intensifica sopra tale regione già prima della massima tendenza negativa delle SST; la stessa saccatura contribuisce a raffreddare ulteriormente l’oceano e a rafforzare la baroclinicità; contemporaneamente, la configurazione planetaria favorisce la persistenza dell’anomalia atlantica; una waveguide più intensa canalizza l’attività ondulatoria e un Rossby Wave Packet trasferisce verso est il segnale; i processi diabatici nel settore ascendente della saccatura possono contribuire ulteriormente alla crescita del ridge; circa cinque giorni più tardi, l’anomalia positiva raggiunge l’Europa, dove subsidenza, aumento della radiazione solare e feedback superficiali permettono all’anomalia dinamica di tradursi in un marcato evento caldo.
La Figura 6 rappresenta pertanto un elemento essenziale per comprendere perché un’anomalia fredda del Nord Atlantico possa risultare statisticamente associata, pochi giorni più tardi, a condizioni opposte sull’Europa. Non esiste un trasferimento diretto del segnale termico dall’oceano al continente: il “ponte” è costituito dalla circolazione atmosferica e dalle onde di Rossby. Le SST fredde precondizionano il settore nord-atlantico, la saccatura interagisce con tale stato di fondo, le onde planetarie contribuiscono all’organizzazione emisferica e gli RWP assicurano lo sviluppo verso valle. È proprio la sovrapposizione di queste scale — oceanica, sinottica, subplanetaria e planetaria — a rendere possibile una risposta europea molto più intensa delle anomalie marine iniziali. Gli studi osservativi sugli RWP, le analisi delle configurazioni emisferiche associate alle grandi heatwave e le recenti simulazioni climatiche ad alta risoluzione convergono nel sottolineare che la corretta rappresentazione della propagazione e dell’amplificazione delle onde atmosferiche costituisce uno degli elementi fondamentali per comprendere, simulare e in prospettiva prevedere gli estremi di caldo dell’Europa.
Conclusioni
Lo studio consente di delineare un quadro interpretativo nel quale le anomalie della temperatura superficiale del Nord Atlantico, la struttura della circolazione atmosferica delle medie latitudini e gli episodi di caldo estivo europeo risultano connessi attraverso una sequenza dinamica e termodinamica coerente, pur senza configurare un rapporto causale semplice o deterministico. Il principale elemento di novità consiste nell’aver superato l’approccio basato su singoli episodi, come le grandi estati calde del 2015 e del 2018, per valutare statisticamente se uno specifico stato del Nord Atlantico ricorra sistematicamente prima di temperature anormalmente elevate sull’Europa centrale. L’analisi composita di Krüger et al. (2023) mostra che gli eventi nei quali le SST del settore subpolare nord-atlantico sono già persistentemente fredde e manifestano contemporaneamente un’ulteriore tendenza negativa su scala sinottica sono associati, nella grande maggioranza dei casi, a un successivo spostamento della distribuzione delle temperature europee verso anomalie positive. Undici dei dodici episodi appartenenti a questa categoria sono infatti seguiti da un riscaldamento dell’Europa centrale, suggerendo che la combinazione tra stato oceanico freddo persistente e ulteriore raffreddamento costituisca un indicatore molto più significativo rispetto alla sola presenza istantanea di SST inferiori alla climatologia.
La robustezza statistica del collegamento emerge anche applicando la procedura nella direzione opposta. Quando il composito viene costruito selezionando direttamente diciotto eventi di caldo europeo, quattordici risultano preceduti da anomalie negative delle SST nord-atlantiche e quindici presentano una tendenza negativa delle SST circa cinque giorni prima dell’inizio dell’evento caldo. È tuttavia essenziale distinguere questa elevata frequenza dalla corrispondenza con la definizione più restrittiva di evento oceanico adottata nello studio: soltanto quattro dei diciotto episodi di caldo europeo tra il 1979 e il 2019 coincidono con condizioni nelle quali le SST del settore nord-atlantico scendono sotto il decimo percentile e manifestano contemporaneamente una tendenza negativa. Questo risultato impedisce di considerare lo stato oceanico identificato come requisito necessario per tutte le ondate di caldo europee e indica invece che esso rappresenta una delle possibili configurazioni di precondizionamento attraverso cui la circolazione può evolvere verso condizioni favorevoli agli estremi termici.
La distinzione fra precondizionamento e causalità diretta costituisce probabilmente la conclusione concettualmente più importante dell’intero lavoro. Le analisi temporali mostrano infatti che una profonda saccatura atmosferica è già presente sul Nord Atlantico prima che la diminuzione delle SST raggiunga il massimo. L’atmosfera non risponde quindi semplicemente a un’anomalia marina precedentemente imposta: essa contribuisce attivamente a produrla. La circolazione ciclonica favorisce l’avvezione di masse d’aria relativamente fredde e secche provenienti dal settore Groenlandia–Labrador sopra la superficie oceanica, aumentando il contrasto termico e igrometrico aria-mare, l’evaporazione e i flussi turbolenti di calore diretti verso l’alto. L’oceano perde quindi energia e le SST già fredde diminuiscono ulteriormente. Le successive anomalie positive della temperatura europea non sono pertanto la conseguenza del trasporto diretto di una proprietà termica dall’oceano al continente, ma il risultato dell’evoluzione della struttura atmosferica associata alla stessa perturbazione che contribuisce al raffreddamento oceanico.
La presenza di SST persistentemente fredde sembra tuttavia modificare in maniera sostanziale l’ambiente nel quale la saccatura si sviluppa. Il confronto con i compositi caratterizzati da SST neutrali o calde ma ugualmente interessate da una tendenza negativa mostra che la sola perdita di calore oceanico non è sufficiente a produrre la medesima risposta. In tali casi possono comparire flussi turbolenti diretti verso l’alto, ma non emerge con la stessa robustezza la successiva combinazione di saccatura nord-atlantica intensa, guida d’onda rafforzata e promontorio europeo. Questo suggerisce che lo stato termico preesistente dell’oceano contribuisca alla configurazione dei gradienti meridionali di temperatura e quindi alla baroclinicità della bassa troposfera. Durante gli eventi freddi la crescita dell’Eady Growth Rate indica infatti un ambiente più favorevole allo sviluppo e alla persistenza delle perturbazioni barocline, rafforzando la possibilità che l’anomalia ciclonica rimanga ancorata nel settore orientale del Nord Atlantico.
Questa interpretazione, che nello studio del 2023 veniva necessariamente formulata con prudenza a causa della limitata numerosità del campione osservativo, ha ricevuto un’importante verifica modellistica successiva. Krüger et al. (2026) hanno applicato sostanzialmente la stessa diagnostica a sette modelli climatici globali accoppiati, sei dei quali appartenenti a HighResMIP, utilizzando simulazioni centennali che consentono di ottenere campioni molto più ampi rispetto al periodo coperto da ERA5. I risultati mostrano che le configurazioni ad alta risoluzione riproducono in maniera più realistica la relazione fra SST fredde del Nord Atlantico, saccatura atmosferica e successivo promontorio europeo. Nella rianalisi, gli episodi freddi sono accompagnati da anomalie del flusso latente superficiale diretto verso l’alto prossime a −25 W m⁻², da una saccatura superiore a −60 gpm e da anomalie dell’Eady Growth Rate che possono raggiungere circa +0,16 giorni⁻¹; circa cinque giorni più tardi compare sull’Europa centrale un’anomalia termica media prossima a +1,5 °C. I modelli a bassa risoluzione sottostimano fortemente questa sequenza, mentre quelli dotati di una componente oceanica eddy-permitting o eddy-rich rappresentano meglio gli scambi aria-mare, la baroclinicità, la saccatura e il successivo riscaldamento europeo.
Il risultato modellistico del 2026 attribuisce particolare importanza alla mesoscala oceanica. Nei modelli con oceano a bassa risoluzione, la North Atlantic Current e i fronti associati alle SST sono spesso rappresentati in maniera eccessivamente diffusa o geograficamente errata, generando bias che si propagano agli scambi di calore con l’atmosfera. Quando la risoluzione oceanica viene aumentata da valori dell’ordine di 100 km a circa 25 km o inferiori, la rappresentazione dei gradienti termici superficiali e dei flussi latenti migliora sensibilmente; ciò permette di riprodurre una baroclinicità atmosferica più realistica e una saccatura nord-atlantica più intensa e persistente. Nei compositi multimodello ad alta risoluzione il successivo ridge europeo e le anomalie positive della T2m risultano ancora inferiori a ERA5, ma sono decisamente più realistici rispetto alle configurazioni a bassa risoluzione. Questo risultato rappresenta un sostegno indipendente all’idea che lo stato dell’oceano non costituisca una semplice firma passiva della circolazione, ma possa contribuire a modificarne l’evoluzione attraverso l’accoppiamento aria-mare.
La catena fisica individuata non si limita tuttavia agli scambi energetici superficiali. Sul fianco orientale della saccatura nord-atlantica si osservano moti ascendenti nella media troposfera, aumento della nuvolosità di livello medio e una fascia di precipitazioni estesa attraverso l’Atlantico verso le Isole Britanniche. L’insieme di tali anomalie è coerente con la risalita inclinata di masse d’aria umide associata ai sistemi frontali extratropicali. La condensazione durante l’ascendenza libera calore latente e introduce quindi un’importante componente diabaticamente attiva nella dinamica del sistema. Questo aspetto collega direttamente i risultati di Krüger et al. con il lavoro lagrangiano di Zschenderlein et al. (2020), che ha dimostrato come la formazione degli anticicloni della troposfera superiore associati alle ondate di caldo europee sia fortemente influenzata da masse d’aria che vengono precedentemente riscaldate diabaticamente nei cicloni della storm track nord-atlantica.
Zschenderlein et al. identificano infatti un vero e proprio remote heating branch, un ramo remoto di riscaldamento che trae origine dal Nord Atlantico. Le masse d’aria ascendono nelle warm conveyor belts dei cicloni extratropicali, subiscono condensazione e precipitazione prevalentemente stratiforme e vengono riscaldate dal rilascio di calore latente. Una volta raggiunta la troposfera superiore, queste masse d’aria contribuiscono alla formazione di anomalie di bassa vorticità potenziale e alla crescita del ridge posto a valle. Il ramo remoto è particolarmente importante durante la fase di formazione dell’anticiclone europeo e può tornare ad assumere un ruolo sostanziale durante gli eventi caldi di lunga durata, quando il continuo apporto di aria modificata diabaticamente dai cicloni atlantici contribuisce a mantenere l’anomalia anticiclonica. Questa interpretazione offre una spiegazione fisica convincente del ritardo osservato da Krüger et al. tra la formazione della saccatura atlantica e la successiva amplificazione del promontorio europeo.
Il ruolo del riscaldamento diabatico non esclude quello della dinamica delle onde di Rossby; al contrario, i due processi possono cooperare. Le analisi delle Figure 5 e 6 mostrano che durante gli eventi freddi del Nord Atlantico si intensifica una guida d’onda nella regione della tropopausa, mentre la decomposizione di Z300 rivela la contemporanea presenza di una componente planetaria dominata dal numero d’onda zonale 3 e di un pacchetto di onde di Rossby regionalmente confinato. La componente planetaria contribuisce alla configurazione emisferica e alla persistenza della saccatura nord-atlantica, mentre gli RWP con numeri d’onda da 4 a 15 mostrano una chiara propagazione verso est e riproducono molto meglio lo spostamento dell’anomalia positiva verso l’Europa. La forte configurazione trough–ridge sembra quindi emergere dalla sovrapposizione favorevole di differenti scale ondulatorie, piuttosto che dall’azione di una singola modalità atmosferica.
La relazione tra pacchetti di onde di Rossby ed estremi termici possiede un’ampia base indipendente nella letteratura. Fragkoulidis et al. (2018) hanno dimostrato statisticamente che gli RWP della troposfera superiore sono strettamente associati agli estremi di temperatura nella bassa troposfera dell’Emisfero Settentrionale: il passaggio delle creste e delle saccature all’interno dei pacchetti modifica sostanzialmente la probabilità di anomalie calde e fredde regionali. Ciò rafforza l’interpretazione secondo cui il ridge europeo individuato da Krüger et al. non costituisce una risposta locale isolata, ma la fase a valle di una struttura ondulatoria sviluppatasi precedentemente sull’Atlantico.
La configurazione osservata presenta inoltre somiglianze con la fase negativa della Summer North Atlantic Oscillation e con la fase positiva del Summer East Atlantic pattern, ma il mancato sincronismo tra saccatura e promontorio impedisce di attribuire il processo semplicemente a un regime atmosferico stazionario. Folland et al. (2009) hanno mostrato che la SNAO rappresenta una delle principali modalità della variabilità climatica estiva del settore Nord Atlantico–Europa, esercitando un’influenza sostanziale sulla distribuzione della temperatura e delle precipitazioni continentali. Nel caso di Krüger et al., tuttavia, il fatto che la saccatura si sviluppi prima e il ridge europeo solo alcuni giorni dopo suggerisce un’evoluzione ondulatoria più complessa, nella quale la configurazione finale può assomigliare a determinati regimi climatici pur essendo prodotta da un processo di sviluppo downstream.
Una volta formato il promontorio, i processi superficiali europei assumono un ruolo crescente, ma le evidenze dello studio suggeriscono che essi siano soprattutto amplificatori, non iniziatori, dell’evento caldo. La subsidenza associata alla circolazione anticiclonica favorisce il riscaldamento adiabatico, riduce l’umidità relativa e ostacola lo sviluppo della copertura nuvolosa; la maggiore insolazione determina quindi anomalie positive del flusso radiativo netto alla superficie. Se il pattern persiste, il progressivo disseccamento del suolo può diminuire ulteriormente l’evapotraspirazione e aumentare la quota di energia disponibile per il riscaldamento sensibile dell’atmosfera. La letteratura sul blocking euro-atlantico evidenzia proprio questa sinergia tra accumulo dinamico di calore, subsidenza, irraggiamento e feedback terra-atmosfera durante le ondate di caldo europee.
Il risultato è importante anche per evitare un’interpretazione troppo semplice dell’origine delle temperature estreme. Non tutte le ondate di caldo europee derivano principalmente dall’avvezione orizzontale di aria già molto calda. Zschenderlein et al. hanno mostrato che la combinazione tra avvezione, riscaldamento adiabatico e processi diabatici varia considerevolmente fra le diverse regioni europee e fra gli eventi. In presenza di un ridge persistente, la subsidenza può diventare una componente dominante dell’anomalia termica, mentre in altri casi il trasporto orizzontale assume maggiore importanza. Di conseguenza, la formazione del promontorio a valle della saccatura nord-atlantica deve essere considerata dinamicamente rilevante non soltanto perché modifica la direzione dei venti, ma perché altera profondamente l’intera struttura verticale dell’atmosfera e il bilancio energetico superficiale.
L’interpretazione proposta trova inoltre sostegno negli esperimenti di Bischof et al. (2023), dedicati specificamente al ruolo del Nord Atlantico nelle caratteristiche delle ondate di caldo europee. Attraverso esperimenti numerici nei quali veniva modificato lo stato delle SST atlantiche, gli autori hanno mostrato che anomalie fredde nel settore subpolare possono aumentare significativamente durata e magnitudine degli episodi caldi a valle sul continente europeo. Questo risultato è particolarmente importante perché una simulazione di sensibilità permette di affrontare più direttamente la questione della causalità rispetto a una semplice correlazione osservativa. Le SST fredde non garantiscono la formazione di un’ondata di caldo, ma possono modificare la struttura atmosferica e rendere più favorevoli condizioni capaci di sostenerne durata e intensità.
Su scale temporali molto più lunghe, la distribuzione degli eventi individuata fra il 1979 e il 2019 suggerisce inoltre una possibile modulazione da parte della Atlantic Multidecadal Variability. Solo tre dei dodici eventi più chiaramente caratterizzati da SST fredde e tendenza negativa ricadono nel periodo 1995–2014, dominato prevalentemente dalla fase positiva dell’AMV. Sutton e Hodson (2005) mostrarono già attraverso osservazioni ed esperimenti modellistici che variazioni delle SST su scala dell’intero bacino atlantico possono esercitare un’influenza rilevante sul clima estivo dell’Europa e del Nord America. Ciò rende plausibile che la variabilità multidecadale moduli la frequenza con cui si presentano stati oceanici favorevoli al meccanismo sinottico identificato da Krüger et al.; tuttavia, le due scale non devono essere confuse, perché l’AMV descrive un’evoluzione pluridecadale dell’Atlantico, mentre gli eventi analizzati nello studio sono caratterizzati da variazioni delle SST dell’ordine di pochi giorni sovrapposte a un’anomalia stagionale persistente.
Gli esperimenti idealizzati di Qasmi et al. (2021) mostrano inoltre quanto la risposta europea all’AMV sia regionalmente complessa. Variando artificialmente l’ampiezza dell’AMV in due modelli climatici, gli autori hanno evidenziato una modulazione della frequenza e delle caratteristiche delle ondate di caldo nell’area euro-mediterranea, ma la risposta non è uniforme e dipende sia dalla regione sia dal modello. Questo risultato invita quindi alla cautela nel trasformare la fase dell’AMV in un predittore diretto degli estremi centro-europei e rafforza invece l’idea di una gerarchia di precondizionamenti: la variabilità multidecadale può modificare lo stato di fondo del bacino, mentre la configurazione sinottica e la propagazione delle onde determinano se e quando quel background venga tradotto in un evento caldo specifico.
È altrettanto importante collocare il meccanismo nel contesto della più generale dinamica delle ondate di caldo europee. La crescente persistenza di specifiche configurazioni del jet stream rappresenta un fattore fondamentale nel modulare gli estremi estivi. Rousi et al. (2022) hanno mostrato, ad esempio, che gli stati persistenti di doppio getto sull’Eurasia sono strettamente collegati alle heatwave dell’Europa occidentale e possono spiegare localmente fino a circa il 35% della variabilità dell’intensità cumulativa degli eventi. Il meccanismo analizzato da Rousi et al. non coincide con quello delle SST fredde nord-atlantiche e non è dimostrato che ogni evento identificato da Krüger et al. presenti un doppio getto; i due risultati convergono però nell’indicare la struttura della corrente a getto e la capacità della troposfera superiore di sostenere ridge persistenti come elementi centrali nella genesi degli estremi europei.
Questa prospettiva permette anche di inserire i risultati dello studio nel contesto del rapido aumento delle temperature estive europee. Le variazioni della circolazione atmosferica possono modulare in maniera considerevole l’intensità regionale del riscaldamento. Un’analisi pubblicata nel 2024 ha mostrato che, in vaste aree dell’Europa occidentale e centrale, le temperature estive sono aumentate dal 1980 a una velocità circa tripla rispetto alla media globale e che una parte sostanziale della discrepanza fra osservazioni e modelli è associata alla componente indotta dalla circolazione, insieme agli effetti termodinamici legati anche all’evoluzione degli aerosol. Questo non significa che le ondate di caldo siano spiegate dalla sola dinamica atmosferica: il riscaldamento antropogenico innalza progressivamente la distribuzione termica di fondo, mentre le configurazioni del jet e delle onde determinano quando e dove tale background più caldo viene trasformato in un estremo regionale.
In questo senso, la relazione individuata tra Nord Atlantico ed Europa deve essere interpretata come una modulazione della probabilità e della dinamica degli estremi all’interno di un clima che nel frattempo si sta riscaldando. Una determinata configurazione trough–ridge verificatasi alcuni decenni fa e una configurazione dinamicamente analoga nel clima attuale non conducono necessariamente alla stessa temperatura assoluta, perché lo stato termodinamico dell’atmosfera è cambiato. La variabilità della circolazione determina la posizione, la persistenza e la struttura dell’evento, mentre il riscaldamento di fondo contribuisce a innalzarne il livello termico. Questa distinzione è fondamentale per evitare la falsa alternativa fra spiegazione dinamica e cambiamento climatico: gli estremi osservati derivano dall’interazione fra entrambi.
La concatenazione emersa dalle diverse diagnostiche può quindi essere interpretata come un sistema fisico unitario. Inizialmente il Nord Atlantico presenta SST persistentemente inferiori alla climatologia; una perturbazione ciclonica raggiunge la regione e la saccatura si approfondisce; l’avvezione di aria fredda e secca aumenta i flussi turbolenti di calore dall’oceano verso l’atmosfera e determina un ulteriore raffreddamento della superficie marina; i gradienti termici favoriscono una maggiore baroclinicità nella bassa troposfera e contribuiscono alla persistenza della saccatura; sul suo settore orientale si sviluppano moti ascendenti, nubi e precipitazioni; il rilascio di calore latente modifica la struttura termica e di vorticità potenziale dell’alta troposfera; contemporaneamente una guida d’onda più intensa favorisce lo sviluppo downstream delle perturbazioni; la sovrapposizione fra una componente planetaria a numero d’onda 3 e un pacchetto regionale di onde di Rossby contribuisce all’amplificazione del promontorio europeo; una volta stabilito il ridge, subsidenza, minore nuvolosità, aumento dell’irraggiamento e feedback superficiali amplificano ulteriormente la T2m. Questa successione sintetizza in maniera coerente le evidenze delle Figure 2–6 e trova sostegno sia negli studi lagrangiani sul riscaldamento remoto sia nelle recenti simulazioni climatiche accoppiate.
Il confronto tra rianalisi e modelli permette inoltre di comprendere quanto delicata sia la simulazione dell’intera catena. I modelli a bassa risoluzione possono possedere bias nelle SST del Nord Atlantico, nei flussi di calore latente e nella posizione della North Atlantic Current; questi errori riducono l’evaporazione anomala, la baroclinicità, l’ascendenza e il riscaldamento diabatico e finiscono per produrre una saccatura troppo debole e un ridge europeo sottostimato. Nello studio del 2026, le configurazioni ad alta risoluzione rappresentano più realisticamente durata e intensità delle anomalie europee, pur mantenendo difficoltà nel riprodurne precisamente la collocazione spaziale. Ciò mostra che per comprendere correttamente le ondate di caldo non è sufficiente migliorare soltanto la superficie oceanica: anche la fisica atmosferica, il blocking, la storm track e la propagazione delle onde devono essere rappresentati adeguatamente.
La limitazione originariamente posta dagli autori riguardo alla piccola numerosità del campione resta pertanto scientificamente rilevante, ma oggi può essere valutata in una prospettiva più ampia. I dodici eventi oceanici e i diciotto eventi di caldo estratti da ERA5 non consentivano da soli di separare quantitativamente la quota di risposta dovuta allo stato delle SST da quella determinata dalla variabilità atmosferica interna. Gli esperimenti di Bischof et al. e soprattutto l’analisi multimodello di Krüger et al. del 2026 hanno successivamente fornito evidenze che il segnale non è semplicemente una peculiarità statistica del periodo osservato, mostrando che una migliore rappresentazione dello stato oceanico e degli scambi aria-mare conduce a una migliore rappresentazione del sistema trough–ridge e del riscaldamento europeo. Ciò non equivale ancora a dimostrare una catena causale unica, ma rafforza sensibilmente l’ipotesi di un ruolo attivo del precondizionamento nord-atlantico.
La conclusione più appropriata è quindi che le SST fredde del Nord Atlantico con tendenza negativa rappresentino un elemento diagnostico di uno specifico stato accoppiato atmosfera-oceano, nel quale aumenta la probabilità che una perturbazione ciclonica persista e che il suo sviluppo a valle conduca a un ridge europeo. L’atmosfera contribuisce inizialmente alla diminuzione delle SST, mentre l’oceano già freddo modifica le condizioni di fondo con cui la perturbazione interagisce; questa retroazione influenza la baroclinicità, gli scambi di energia e la persistenza della saccatura. La successiva risposta europea è quindi mediata dalla dinamica della troposfera, dalle onde di Rossby e dai processi diabatici, non da un trasferimento termico diretto attraverso l’Atlantico.
Da un punto di vista meteorologico, questa conclusione modifica profondamente il modo in cui deve essere interpretato l’apparente paradosso di un Atlantico settentrionale freddo associato a un’Europa estremamente calda. Le due anomalie non sono necessariamente opposte manifestazioni di uno stesso bilancio termico; possono invece essere prodotte e collegate da differenti rami della medesima configurazione atmosferica. La saccatura favorisce il raffreddamento oceanico nel settore atlantico mentre il ridge a valle favorisce riscaldamento e stabilità sull’Europa. La loro separazione geografica deriva dalla natura ondulatoria della circolazione e il ritardo temporale fra i due massimi è coerente con la propagazione dei Rossby Wave Packets lungo la waveguide delle medie latitudini. In questo quadro, oceano, jet stream e circolazione anticiclonica europea costituiscono componenti di un unico sistema dinamico.
Sul piano della previsione, le implicazioni sono interessanti ma devono essere formulate con cautela. La presenza di SST persistentemente fredde e di una loro ulteriore diminuzione non può essere utilizzata isolatamente come previsore deterministico di un’imminente heatwave, perché la riuscita della sequenza dipende dalla posizione della saccatura, dalla struttura del getto, dalla fase delle onde planetarie, dall’intensità della waveguide e dai processi diabatici. Tuttavia, combinare lo stato oceanico con informazioni sulla baroclinicità, sui flussi superficiali e sull’evoluzione delle onde potrebbe fornire un quadro probabilistico più informativo rispetto all’analisi delle sole condizioni atmosferiche istantanee. Il fatto che i modelli ad alta risoluzione rappresentino più realisticamente l’intera sequenza rende particolarmente interessante valutare in futuro se una migliore descrizione della mesoscala oceanica possa tradursi anche in un aumento della prevedibilità subseasonale degli estremi estivi euro-atlantici.
Nel complesso, lo studio conduce dunque a una conclusione più articolata della semplice associazione fra SST e temperatura continentale. Gli eventi di caldo europeo emergono da un sistema nel quale stato oceanico, scambi aria-mare, crescita baroclina, storm track, riscaldamento diabatico, onde planetarie, Rossby Wave Packets, blocking e feedback superficiali agiscono su scale differenti ma interconnesse. Le SST fredde persistenti del Nord Atlantico sembrano costituire uno dei possibili stati di fondo capaci di rendere maggiormente favorevole una particolare evoluzione della circolazione; l’ulteriore diminuzione delle SST rappresenta in larga parte l’impronta dell’approfondimento ciclonico; la propagazione delle onde trasferisce quindi l’anomalia dinamica verso l’Europa, dove il promontorio e i processi di superficie trasformano tale configurazione in un episodio caldo. Le osservazioni, le analisi lagrangiane e le simulazioni climatiche pubblicate successivamente convergono oggi maggiormente su questa interpretazione, pur lasciando aperta la quantificazione precisa dei contributi relativi delle diverse componenti.
La rilevanza più generale di questi risultati risiede quindi nell’aver mostrato che la comprensione delle ondate di caldo europee richiede di guardare molto più a ovest rispetto alla regione nella quale si manifesta l’estremo. Il loro sviluppo può iniziare diversi giorni prima nel settore nord-atlantico, dove l’interazione fra oceano e atmosfera contribuisce alla formazione di una saccatura persistente, alla riorganizzazione della storm track e alla generazione di anomalie ondulatorie che successivamente raggiungono il continente. Il Nord Atlantico non deve essere considerato né la causa esclusiva né un semplice spettatore: costituisce una componente dinamicamente attiva di un sistema euro-atlantico nel quale la memoria dell’oceano e la rapida variabilità atmosferica interagiscono. La sfida futura sarà quantificare quanto questa configurazione contribuisca alle singole ondate di caldo rispetto ad altri meccanismi, come il blocking autonomamente generato dalla variabilità atmosferica, i doppi getti, le condizioni di umidità del suolo e altri pattern di teleconnessione, e stabilire come tali interazioni cambieranno in un clima progressivamente più caldo. Gli sviluppi modellistici più recenti indicano comunque che migliorare la rappresentazione del Nord Atlantico, della mesoscala oceanica e delle interazioni aria-mare rappresenta una strada concreta per ottenere simulazioni più realistiche degli estremi termici europei e, potenzialmente, una comprensione più profonda della loro prevedibilità.
Krüger, J. et al. (2023), “Connecting North Atlantic SST Variability to European Heat Events”, pubblicato su Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography. È proprio il lavoro che contiene le Figure 2–6 e l’analisi delle SST fredde nord-atlantiche con tendenza negativa.
Potete trovarlo qui:
Articolo completo su Tellus A:
https://tellusjournal.org/articles/10.16993/tellusa.3235
È disponibile anche attraverso il repository GEOMAR, utile anche per i riferimenti bibliografici e l’eventuale PDF:
https://oceanrep.geomar.de/id/eprint/59487/
Il DOI dello studio è:
10.16993/tellusa.3235.
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